Формы нахождения минералов в природе

 

В природе минералы встречаются как в виде одиночных кристаллов и их сростков, так и в виде скоплений, называемых минеральными агрегатами. Среди минералов по форме кристаллов различают три группы, обладающие характерным обликом:

1. Изометричные, одинаково развитые по всем трем направлениям: магнетит, пирит, гранат (рис.14, I).

Рис. 13. Кристаллические решетки некоторых минералов: I – меди, II – алмаза, III – графита, IV – флюорита, V – галита, VI – сфалерита, VII – структура кристалла меди

Рис. 14. Морфология кристаллов. I – изометричные (а – магнетит, б – пирит, в – гранат); II – удлиненные (г – барит, д – антимонит, е – кварц); III – таблитчатые (ж – барит, з – хлорит)

А Б

 

В Г Д

 

Е Ж

 

Рис. 15. Морфология минеральных агрегатов: А – друза кварца; Б – зернистый агрегат доломита; В – друза кристаллов пирита; Г – жеода аметиста; Д – натечный агрегат лимонита; Е – волосовидный агрегат асбеста; Ж – дендриты марганца

2. Удлиненные в одном направлении – призматические, столбчатые, игольчатые и лучистые: барит, кварц и др. (рис.14, II).

3. Вытянутые в двух направлениях – таблитчатые, пластинчатые, листоватые и чешуйчатые: мусковит, хлорит и др. (рис.14, III).

Разнообразна и морфология минеральных агрегатов: друзы, секреции, конкреции, дендриты, натечные и зернистые агрегаты, землистые агрегаты.

Друзы – это сростки кристаллов, приросшие одним концом к породе. Для их образования необходимы открытые пустоты, в которых может происходить свободный рост кристаллов (рис.15, А, В).

Секреция, жеода, миндалины образуются, когда минералы заполняют пустоты в горной породе. Для секреций типично концентрическое строение, так как заполнение их минеральным веществом происходит от периферии к центру. Мелкие секреции в эффузивных породах называются миндалинами, а крупные секреции с пустотой в середине – жеодами (рис. 15, Г).

Конкреции представляют собой стяжение шарообразной формы. Рост конкреций идет от центра к периферии. По строению чаще встречаются концентрически-слоистые или радиально-лучистые конкреции. Мелкие, до 10 мм, горохоподобные образования, имеющие внутреннее концентрическое строение называются оолиты. Образуются в водной среде.

Дендриты образуются в результате кристаллизации минерала в тонких трещинах и по форме напоминают причудливые веточки растений (рис.15, Ж). Ярким примером дендритов являются дендриты кристаллов льда зимой на оконном стекле.

Натечные агрегаты, имеющие вид сосулек, почек, гроздей наиболее широко распространены в карстовых пещерах.

Зернистые агрегаты – беспорядочное скопление зерен одного или нескольких минералов различной размерности: мелко-, средне-, крупнозернистые (рис. 15, Б).

Землистые агрегаты представляют собой скопление рыхлых масс какого-либо минерала.

Классификация минералов

Современная классификация минералов основана на их химическом составе и кристаллической структуре. Главнейшие породообразующие и рудные минералы, изучение которых входит в программу курса, объединяются в несколько классов.

1. Самородные элементы. В этот класс входят минералы, состоящие из одного химического элемента. Известно около 45 минералов этого класса, но в строении земной коры они составляют 0,1% по весу (по В.И. Вернадскому). К этому классу относятся: самородное золото, серебро, медь, платина, графит, алмаз, сера и др.

2. Сульфиды. Эти минералы представляют собой соединения различных элементов с серой и являются важнейшими рудами на свинец, медь, цинк, молибден и др. К сульфидам относятся: пирит (серный колчедан) FeS₂, халькопирит (медный колчедан) CuFeS₂, галенит (свинцовый блеск) PbS, сфалерит (цинковая обманка) ZnS, молибденит (молибденовый блеск) MoS₂, киноварь (кровь дракона – по-арабски) HgS и другие.

3. Галоидные соединения. Минералы этого класса в химическом отношении представляют собой соли галоидно-водородных кислот. Наиболее распространены хлористые и фтористые соединения. К ним относятся галит (поваренная соль) NaCI, сильвин КСl, карналлит MgCl₂KCl×6H₂O и флюорит (плавиковый шпат) CaF₂.

4. Окислы и гидроокислы. В этот класс объединены минералы – соединения различных элементов с кислородом (окислы) и соединения с кислородом и гидроксильной группой ОН (гидроокислы). Минералы этого класса подразделяются на две группы: 1) окислы и гидроокислы кремния (группа кварца), 2) окислы и гидроокислы металлов. Кварц SiO₂ – один из наиболее распространенных минералов в земной коре. Он составляет по весу около 12% ее и входит в состав почти всех типов горных пород. Гидроокисел кремния представлен минералом, который называется опалом SiO₂× n H₂O.

В класс окислов и гидроокислов металлов входит ряд важнейших рудных минералов – магнетит (магнитный железняк) Fe×Fe₂O₄, гематит (железный блеск, или красный железняк) Fе₂О₃, корунд Аl₂О₃, хромит (хромистый железняк) FeCr₂O₄, уранинит (черная двуокись урана) UO₂; из гидроокислов – лимонит (бурый железняк) Fе₂О₃× n Н₂О, представляющий сложный минеральный агрегат близких по составу минералов гётита FeO×OH и гидрогётита FeO×OH× n H₂O; гидроокислы алюминия (составные части боксита) – гиббсит Аl(ОН)₃, диаспор АlO(ОН) и др.

5. Карбонаты. В класс карбонатов входят минералы: кальцит (известковый шпат) СаСОз, прозрачная разновидность которого называется исландским шпатом, доломит СаМg(СОз)₂, сидерит (железный шпат) FeCO₃, магнезит MgCO₃.

6. Фосфаты. Среди фосфатов наибольшее практическое значение имеют апатит Ca₅(F,Cl) [РО₄]₃ и близкий к нему по химическому составу скрытокристаллический фосфат кальция – фосфорит.

7. Сульфаты. К этому классу относятся минералы, представляющие собой соли серной кислоты: гипс CaSO₄×2H₂O, ангидрит (безводный сульфат кальция) CaSO₄, мирабилит (глауберова соль) Na₂SO₄×10 Н₂О, барит (тяжелый шпат) BaSO₄.

8. Вольфраматы. К ним относятся вольфрамит (Fe, Mn)W0₄ и шеелит CaWO₄.

9. Силикаты. В этот класс входят наиболее распространенные в земной коре породообразующие минералы, сложные по химическому составу и участвующие в строении всех типов горных пород, особенно магматических и метаморфических. Они составляют примерно одну треть всех известных минералов. По мнению Н.В. Белова, силикаты, включая и кварц составляют по весу более 90% всей земной коры.

В основе кристаллической решетки всех силикатов лежит ионная четырехвалентная группировка SiO₄, образующая тетраэдры (греч. «тетра» – четыре, «гедра» – грань). Их различные сочетания определяют внутреннюю структуру силикатов. Все силикаты по внутренней структуре подразделяются на островные, кольцевые, цепочечные, ленточные, слоевые и каркасные (рис.16). Остановимся лишь на главнейших породообразующих силикатах.

Островные силикаты имеют структуру из изолированных тетраэдров [SiO₄] с присоединенными к ним ионами других элементов. Среди них наиболее распространен оливин (Mg, Fe)₂[SiO₄].

Кольцевые силикаты отличаются тем, что кремнекислородные тетраэдры в них соединяются друг с другом, и образуют замкнутые кольца, такие, как у берилла Be₃Al₂[Si₆O₁₈], у кордиерита (Mg,Fe)₂Al₃[Si₅Al0₁₈].

Цепочечные силикаты –это те, в которых тетраэдры соединяются в непрерывные цепочки. К ним относится группа пироксенов. Здесь следует назвать три минерала: гиперстен (Mg,Fe)₂[Si₂O₆], авгит (Са, Na) (Mg, Fe²⁺, Al, Fe³⁺)[(Si, Al)₂O₆] и диопсид СаМg [Si₂О₆].

В ленточных силикатах кремнекислородные тетраэдры соединяются и образуют обособленные ленты, или полосы. К ним относится группа амфиболов с очень сложным химическим составом. Наиболее распространенным минералом является роговая обманка (Ca,Na)₂(Mg,Fe²⁺)₄(Al,Fe³⁺)(OH)₂[(Al,Si)₄0₁₁]₂.

Слоевые, или листовые, силикаты объединяют минералы, структура которых обусловлена сцеплением лент в виде одного непрерывного слоя. Среди них важное породообразующее значение имеют слюды: мусковит KAl₂(OH)₂[AlSi₃Oio] – калиевая бесцветная слюда и ее мелкочешуйчатая разновидность – серицит – с шелковистым блеском; биотит K(Mg,Fe)₃(OH,F)₂[AlSi₃O₁₀] – черная железисто-магнезиальная слюда. К этой же группе относятся серпентин, или змеевик, Mg₆(OH)₈[Si₄O₁₀], тальк Mg₃(OH)₂[Si₄O₁₀] и хлориты, представляющие собой алюмосиликаты Mg и Fe сложного меняющегося состава.

Серпентин, тальк, хлориты образуются в результате процессов метаморфизма – воздействия горячих растворов и газов на ультраосновные (SiO₂<45%) горные породы. К слоевым силикатам относятся также глинистые минералы, содержащие гидроксильную группу и нередко кристаллизационную и адсорбированную воду. Они образуются в процессе выветривания различных горных пород, особенно магматических и метаморфических, содержащих полевые шпаты, слюды и другие минералы. К ним относятся: каолинит Al₄(OH)₈[Si₄O₁₀] – тонкодисперсные плотные массы, а также землистые, порошковидные: галлуазит Al₄(OH)₈[Si₄O₁₀×4Н₂О], монтмориллонит (Mg₃,А1₂)[Si₄О₁₀](ОН)₂× n Н₂О; нонтронит, или ферримонтмориллонит (Fe,Аl₂){Si₄О₁₀](ОН)₂× n Н₂О, бейделлит Al₂[Si₄O₁₀](OH)₂× n H₂O. Монтмориллонит, бейделлит, нонтронит и их разновидности составляют группу монтмориллонита. Она имеет широкое распространение в корах выветривания и почвах.

Гидрослюды представляют собой измененные слюды. Это гидромусковиты, гидробиотиты. Их особенностью является обогащение Н₃O, ОН, Н₂О. Состав сложный, меняющийся. Одна из формул гидрослюд – (К, Н₃О)Аl₂[(Аl, Si)₄O₁₀] (ОН)₂× n Н₂О.

К группе листовых силикатов относится также минерал глауконит – водный алюмосиликат К, Fe, Al. Примерная формула его K(Fe,Al,Mg)₃(OH)₂[AlSi₃0₁₀] × n H₂0.

Каркасные силикаты объединяют наиболее важную группу породообразующих минералов – полевые шпаты. В них кремнекислородные тетраэдры сцеплены через все четыре вершины, что создает каркас.

Группа полевых шпатов составляет в земной коре по массе свыше 50%. Они подразделяются на калиево-натриевые полевые шпаты и известково-натриевые, или плагиоклазы. К первым относится минерал ортоклаз K[AlSi₃O₈]. В некоторых разновидностях калий частично замещен натрием. Плагиоклазы представлены непрерывным рядом изоморфных минералов: альбит, олигоклаз, андезин, лабрадор, битовнит, анортит. Крайними членами этого ряда являются натриевый плагиоклаз – альбит Na[AlSi₃O₈], кальциевый плагиоклаз – анортит Ca[Al₂Si₂O₈]. Все промежуточные минералы этого ряда представляют собой смесь альбитовых и анортитовых молекул в различных соотношениях. Наблюдается уменьшение содержания окиси кремния от альбита (68,8%) к анортиту (43,28%). В соответствии с этим плагиоклазы подразделяются на кислые (альбит и олигоклаз), средние (андезин и лабрадор) и основные (битовнит и анортит).

В щелочных магматических породах развиты минералы группы фельдшпатоидов. Они состоят из тех же химических элементов, что и полевые шпаты, но с меньшим содержанием окиси кремния. Среди них наиболее распространен минерал нефелин Na[AlSiO₄].

 

Горные породы

 

Слова и словосочетания

афанитовая структура	обломочные горные породы
гнейсовая текстура	органогенные горные породы
диагенез	полиминеральные
диагенетические минералы	рыхлые осадочные породы
интрузивные	сланцевая текстура
каустобиолиты	структура
литофицированная порода	текстура
массивная текстура	хемогенные горные породы
метаморфические породы	цементация
мономинеральные	эффузивные

Горные породы, слагающие земную кору, в большинстве своем представляют агрегат многих минералов, реже они состоят из зерен одного минерала. Породы, состоящие из многих минералов, называются полиминеральными, из одного минерала – мономинеральными. Минеральный состав, строение и формы залегания горной породы отражают условия образования. Строение породы определяется структурой и текстурой. Структура – особенность внутреннего строения горной породы, которая связана со степенью ее кристалличности, абсолютными и относительными размерами зерен разных минералов, составляющих горную породу, их формой и способом сочетания. Текстура – сложение породы, т.е. взаимное расположение в пространстве слагающих ее частиц.

По происхождению горные породы подразделяются на 3 группы:

1) Магматические. Они образуются в результате внедрения (интрузии) в земную кору, или извержения на поверхность магмы – силикатного расплава. Магма излившаяся на поверхность – это лава;

2) Осадочные. Они образующиеся путем механического или химического осаждения продуктов разрушения (экзогенными процессами) ранее существовавших горных пород, а также благодаря жизнедеятельности организмов;

3) Метаморфические. Они образующиеся из любых горных пород при воздействии на них высоких температур и давления, а также различных газообразных и жидких растворов, проникающих с глубины.

Здесь приводятся лишь краткая характеристика и названия пород. Это необходимо для понимания особенностей строения земной коры и подстилающей мантии.

 

Магматические горные породы

 

Магматические породы подразделяются на интрузивные и эффузивные.

Интрузивные породы образуются в результате внедрения (интрузии) в земную кору силикатного расплава (магмы). Она на большой глубине медленно и очень длительное время остывает и полностью успевает раскристаллизоваться с образованием зерен различных минералов. Поэтому структура интрузивных пород всегда полнокристаллическая, зернистая, а текстура, массивная, т.к. составные части породы располагаются плотно, компактно и беспорядочно (рис.17). Интрузивные горные породы состоят из силикатов.

Эффузивные (вулканические) породы образуются при излиянии лавы на дневную поверхность и ее быстром остывании. Не успев раскристаллизоваться, лава застывает в виде вулканического стекла или плотной, а чаще пористой, твердой массы, в которой не видны зерна минералов. Поэтому структура эффузивной породы – неполнокристаллическая (афанитовая), (рис.18).

Магматические горные породы по содержанию SiO₂ (кремнекислоты) подразделяются на 4 группы: ниже в каждой группе на первом месте указывается интрузивная порода, на втором – эффузивная.

1. Кислые породы содержат более 64–78% SiO₂. К ним относится группа гранита (это кварц-полевошпатовые горные породы) и липарита (риолита).

2. Средние породы, содержащие 53–64% SiO₂. Группа диорита – андезита. Это бескварцевые породы, они состоят из натриево-кальциевых плагиоклазов и содержат до 15–30% темноцветных минералов (роговая обманка, часто присутствуют авгит и биотит).

3. Основные породы содержат 45–53% SiO₂. Группа габбро-базальта. Габбро состоит из основного плагиоклазов и цветных минералов (до 30– 50%), среди них наиболее типичны пироксены.

4. Ультраосновные породы с минимальным (30–45%) содержанием SiO₂. Группа перидотита – пикрита (бесполевошпатовые горные породы). Интрузивные породы этой группы сложены магнезиально-железистыми силикатами – оливином и пироксенами.

Осадочные горные породы

 

Осадочные горные породы образуются в результате накопления продуктов разрушения ранее существовавших пород. Они слагают около 75% поверхности континентов. Преобладающая часть их образовалась из

Г а б б р о

а б

Порода состоит из зерен плагиоклаза и пироксена

Рис. 17. Полнокристаллическая зернистая структура интрузивных пород с массивной текстурой (а – в образце; б – под микроскопом)

Б а з а л ь т

а б

 

Порода состоит из темной однородной плотной (или пористой) массы, в которой под микроскопом видны мелкие призмочки зерен плагиоклаза и редкие, более крупные выделения пироксена, расположенные в стекловатой основной массе

 

Рис. 18. Неполнокристаллическая структура эффузивных пород (а – в образце; б – под микроскопом)

 

осадков морских водоемов. По генетическим признакам среди осадочных горных пород выделяются три главные группы: 1) обломочные породы; 2) хемогенные, 3) органогенные.

Обломочные породы подразделяются по величине обломков на: 1) грубообломочные рыхлые (валуны, щебень, галька, гравий) и сцементированные (конгломераты, брекчии, гравелиты); 2) среднеобломочные – пески и песчаники; 3) мелкообломочные – алевриты и алевролиты, 4) тонкообломочные – глины и аргиллиты.

Глинистые породы имеют наибольшее распространение (около 50%) среди осадочных горных пород и состоят из мельчайших (от 0,01 до 0,005– 0,001 мм) частиц. Уплотненные глины называют аргиллитом. Породы, представляющие смесь глины и алеврита с песком, называются суглинки и супеси, в том числе особый тип – лёссовидные пылеватые суглинки.

Хемогенные породы образуются путем выпадения химических соединений из истинных и коллоидных растворов. В результате накапливаются разнообразные соли (карбонаты, сульфаты, хлориды), а также кремнистые, железистые и марганцевые соединения. Хемогенное происхождение могут иметь многие глины. Отличительными признаками хемогенных пород является отсутствие обломочной и органогенной структуры, часто кристаллическое или оолитовое строение.

Органогенные горные породы образуются в результате накопления продуктов жизнедеятельности животных и растений в виде остатков раковин, колониальных построек (типа коралловых рифов), минеральных скелетов. К органогенным горным породам относятся также скопления растительных остатков, которые образуют группу каустобиолитов – породы угольного ряда. Они характеризуются различной степенью разложения органического вещества и разным содержанием углерода: торф, бурый уголь, каменный уголь, антрацит. Таким образом, отличительной чертой органогенных пород является присутствие в породе большого количества остатков организмов или продуктов их жизнедеятельности (рис. 19).

Среди хемогенных и органогенных горных пород широко распространены карбонатные – известняки, доломиты, мергели, в меньшей степени кремнистые – яшмы, диатомиты, трепелы, опоки.

Формирование осадочных горных пород представляет собой сложный и длительный процесс. Подавляющая масса осадков накапливается в морях. Такие осадки называются субаквальными. Те, которые накапливаются на суше, вне водной среды, называются субаэральными. Процесс преобразования осадков в осадочные породы носит название диагенеза. Его проявление обусловлено неуравновешенностью осадка как физико-химической системы. На стадии диагенеза протекают несколько процессов:

1. Уплотнение осадка и удаление избытка воды. Если на этом процесс заканчивается, то образуются рыхлые осадочные породы.

2. Цементация – это заполнение промежутков между частицами каким-либо веществом. Роль цемента играет глина, CaCO₃, SiO₂×nH₂O и др.

3. Перекристаллизация кремнистых и карбонатных илов.

4. Образование новых диагенетических (аутигенных) минералов и их перераспределения с образованием пятен, линз, конкреций и пластообразных стяжений.

В результате этих процессов осадок превращается в плотную литофицированную (твердую окаменевшую) породу.

 

Метаморфические породы

 

Метаморфические породы образуются в процессе глубокого преобразования любых ранее образовавшихся пород. Главными факторами преобразования являются повышение температуры, давления и химически активные растворы (гидротермы).

Под воздействием этих факторов в первичной (исходной) породе происходит перекристаллизация вещества, меняется ее минералогический состав, текстура и структура. Отличительными признаками метаморфических пород являются полнокристаллическая зернистая структура и широко распространенная сланцевая или гнейсовая текстура. В зависимости от действующих факторов и места их проявления метаморфические горные породы подразделяются на породы регионального, контактового и дислокационного метаморфизма.

По мере нарастания интенсивности метаморфизма (повышение температуры и давления) среди пород регионального метаморфизма могут быть выделены: глинистые сланцы, филлиты, кристаллические сланцы, амфиболиты и гнейсы (парагнейсы из осадочных пород и ортогнейсы – из магматических). При метаморфизме кварцевых песчаников образуются кварциты, а из известняков и доломитов – мраморы. Более высокой степенью регионального метаморфизма отличаются гранулиты и наиболее высокометаморфизованными породами являются эклогиты, состоящие из пироксена (омфацита) и граната и отличающиеся высокой плотностью (3,3–3,4 г/см³). К контактно-метаморфическим породам относятся роговики и скарны. Породы дислокационного метаморфизма образуются в зонах разрывных нарушений, в которых происходит дробление и перетирание пород, в результате чего образуются тектонические брекчии, катаклазиты и милониты.

 

 

Экзогенные процессы

Выветривание

Слова и словосочетания

аллитная стадия	кора выветривания
бесструктурный элювий	кристаллизация солей
восстановление	латерит
вторичные сульфиды	морозное выветривание
гидратация	обломочная стадия
гидролиз	окисление
дезинтеграция зерен	первичные сульфиды
делювий	растворение
денудация	селективность
десквамация	сиаллитная стадия
железная шляпа	структурный элювий
зона вторичного обогащения	сфероидальное выветривание
коллювий	элювий

Выветривание – процесс разрушения и изменения горных пород и минералов в приповерхностных условиях под воздействием физико-химических факторов атмосферы, гидросферы и биосферы. Термин «выветривание» не отражает существа процесса и прямого отношения к деятельности ветра не имеет.

Факторами выветривания являются:

1. Колебание температур (суточное, сезонное).

2. Химические агенты: O₂, H₂O, CO₂.

3. Органические кислоты (ульминовая, гуминовая).

4. Жизнедеятельность организмов.

В зависимости от факторов, вызывающих выветривание, различают несколько видов:

Таблица 2

тип	выветривание
класс	физическое	химическое	органическое
вид	температурное морозное кристаллизация солей	окисление растворение гидратация гидролиз	механическое разрушение разложение (химическое) образование органогенных соединений

Физическое выветривание

 

Физическое выветривание пород происходит без изменения их химического состава. Порода просто дробится на обломки с постепенным уменьшением их размера вплоть до песка. Примером такого физического разрушения может служить температурное выветривание.

Температурное выветривание. Температурное выветривание происходит в результате резких колебаний температур, вызывающих неравномерное изменение объема горных пород и минералов. Периодическое нагревание и охлаждение пород при суточных и сезонных колебаниях температур приводит к образованию трещин и к распадению их на глыбы, которые, в свою очередь, подвергаются дальнейшему измельчению. Чем резче колебания температур, тем интенсивнее проявляется физическое выветривание; и наоборот: в условиях мягкого климата механическое разрушение пород происходит крайне замедленно. Наиболее активно температурное выветривание проявляется в пустынях, полупустынях и высокогорных областях, где горные породы очень сильно нагреваются и расширяются днем, охлаждаются и сжимаются ночью. Интенсивность и результаты выветривания определяются также составом, структурой и цветом породы: полиминеральные породы будут разрушаться быстрее, чем мономинеральные. Этому значительно способствует анизотропия и неодинаковые коэффициенты расширения главнейших породообразующих минералов. Например, коэффициент объемного расширения кварца в два раза больше, чем у ортоклаза.

Глубина температурного выветривания при суточных колебаниях температур составляет не более 50 см, а при сезонных колебаниях – несколько метров.

Частными случаями температурного выветривания являются процессы десквамации (шелушения), сфероидального выветривания и дезинтеграции зерен.

Десквамация – это отделение от гладкой поверхности скал чешуек или толстых пластин параллельно поверхности породы при ее нагревании и охлаждении независимо от текстуры, структуры и состава породы (рис. 20).

При сфероидальном выветривании первоначально угловатые, разбитые трещинами блоки пород в результате выветривания приобретают округлую форму.

Дезинтеграция зерен – ослабление межзерновых связей и отделение зерен грубозернистых пород, в результате чего порода рассыпается. При этом образуется дресва или песок, состоящие из не связанных между собой зерен различных минералов. Дезинтеграция зерен происходит всюду, где обнажаются крупнозернистые породы.

Другим видом физического выветривания является морозное выветривание, при котором породы разрушаются под действием замерзающей воды, проникающей в поры и трещины. При замерзании воды объем льда увеличивается на 9%, что создает значительное давление в горных породах. Таким образом, легко дробятся породы с высокой пористостью, например песчаники, а также сильно трещиноватые породы, в которых трещины расширяются ледяными клиньями. Наиболее интенсивно морозное выветривание протекает в зонах, где среднегодовая температура приближается 0⁰С. Это зона тундры, а также в горных районах – на уровне снеговой линии.

Кристаллизация солей – образование и рост кристаллов в пустотах и трещинах – способствует разрушению пород, подобно действию ледяных клиньев.

Продукты физического выветривания. В результате физического выветривания на поверхности образуются угловатые обломки, которые в зависимости от своего размера подразделяются на: глыбы – (> 20 см); щебень – (20–1 см); дресву – (1–0.2 см); песок – (2–0.1 мм); алеврит – (0.1–0.01 мм); пелит – (< 0.01 мм). Скопление этих продуктов приводит к формированию рыхлых осадочных горных пород.

 

Химическое выветривание

 

При химическом выветривании разрушение горных пород происходит с изменением их химического состава главным образом под воздействием кислорода, углекислого газа и воды, а также активных органических веществ, содержащихся в атмосфере и гидросфере.

Главными реакциями химического выветривания являются окисление, гидратация, растворение и гидролиз.

Окисление – это переход элемента с низкой валентностью в высоковалентное за счет присоединения кислорода. Особенно быстро окислению подвергаются сульфиды, некоторые слюды и другие темноцветные минералы. В результате образуются оксиды и гидроокиси, например:

Fe⁺⁺S₂ + nH₂O + mO₂ ® Fe⁺⁺SO₄ ® Fe₂⁺⁺⁺ (SO4)₃ ® Fe⁺⁺⁺(OH)₃ ® H₂SO₄

пирит		сульфат	сульфат		гидроокись
		закиси	окиси		трехвалентного
		железа	железа		железа	в р–р

Гетит (мало H₂O)

Fe(OH)₃ ® Fe₂O₃ ´ nH₂O

Лимонит (много H₂O)

Лимонит – это самая устойчивая форма существования железа в поверхностных условиях. Все ржавые пленки и ржаво-бурая окраска пород обусловлены присутствием гидроокислов железа. Так как железо постоянно входит в химический состав многих породообразующих минералов, значит, при химическом выветривании этих минералов Fe⁺⁺ перейдет в Fe⁺⁺⁺, т.е. лимонит. Окисляется не только Fe, но и другие металлы.

В условиях недостатка кислорода протекает процесс восстановления, при котором металлы с высокой валентностью переходят в соединения с более низкой валентностью. Подобный процесс наиболее ярко протекает в зонах окисления сульфидных месторождений (рис.21).

Выше уровня грунтовых вод располагается зона обогащения O_2, и в ней интенсивно протекают процессы окисления. В результате этого сульфиды металлов переходят в сульфаты, которые хорошо растворимы и вместе с водой перемещаются вниз, ниже уровня грунтовых вод, в зону, обедненную кислородом. В этой зоне сульфаты восстанавливаются и переходят во вторичные сульфиды, в результате чего возникает зона богатых руд (зона вторичного обогащения). На поверхности же рудного тела в результате окисления и выщелачивания образуется так называемая железная шляпа, которая представляет собой каркас кварца, пропитанного лимонитом. Процессы окисления и восстановления можно представить в виде схемы:

 

Первичные сульфиды Ме

окисление

Сульфаты Ме

восстановление

Вторичные сульфиды Ме

Гидратация – это химическое присоединение воды к минералам горных пород с образованием новых минералов (гидросиликатов и гидроокислов) с другими свойствами.

Fe₂O₃ + nH₂O ® Fe₂O₃ ´ nH₂O

гематит лимонит

CaSO₄ + 2H₂O ® CaSO₄ ´ 2H₂O

ангидрит гипс

превращение ангидрита в гипс всегда сопровождается значительным увеличением объема породы, что приводит к механическому разрушению всей гипсо-ангидритовой толщи.

Растворение – способность молекул одного вещества распространяться вследствие диффузии в другом веществе. Оно происходит с различной скоростью для разных пород и минералов. Наибольшей растворимостью обладают хлориды (галит NaCl, сильвин KCl и др.). Менее растворимы сульфаты, карбонаты.

Гидролиз – наиболее важный процесс химического выветривания, т.к. путем гидролиза разрушаются силикаты и алюмосиликаты, которые слагают половину объема внешней части континентальной коры.

Гидролиз – это обменное разложение вещества под влиянием гидролитической диссоциации воды, которое сопровождается разрушением одних и образованием других минералов. Наиболее характереный пример гидролиза – это гидролиз полевых шпатов:

K[AlSi₃O₈ ] + nH₂O + CO₂ ® K₂CO₃ + Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈ + SiO₂ ´ nH₂O

ортоклаз в раствор каолинит опал

Дальнейший гидролиз каолинита приводит к его разложению и образованию латерита: Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈ ® H₂Al₂O₄ + SiO₂ ´nH₂O.

латерит

Интенсивность процесса гидролиза, которому сопутствуют растворение и гидратация, зависит от климатических условий: в умеренном климате гидролиз протекает до стадии образования гидрослюд; во влажном теплом климате – до стадии образования каолинита; в субтропическом климате – до стадии образования латерита. Таким образом при гидролизе разрушаются силикаты, алюмосиликаты; на их месте накапливаются глинистые минералы, а за счет вытеснения катионов образуются свободные окислы и гидроокислы алюминия, железа, кремния, марганца.

В целом обобщенную схему гидролиза минералов можно представить в виде последовательных преобразований:

Полевые шпаты

гидрослюды

каолинит

латерит

Al2O3 Fe2O3 SiO2

nH2O

Оливин Роговая обманка Пироксен

Монтмориллонит m{Mg3[Si4O10][OH]2´p(Al,Fe)2[Si4O10][OH]2}´nH2O Бейделлит Al2[Si4O10][OH]2´nH2O

Латерит

 

Латериты являются ценными рудами на алюминий. При перемыве латеритной коры выветривания и переотложении гидроокислов алюминия формируются месторождения бокситов.

Стадии химического выветривания. В соответствии с приведенной последовательностью гидролиза выделяются 4 стадии химического выветривания:

1. Обломочная, при которой породы превращаются в рыхлые продукты физического выветривания;

2. Сиаллитная (обызвесткованного элювия), когда начинается разложение силикатов, сопровождаемое удалением хлора, серы, и обогащение пород карбонатами;

3. Кислая сиаллитная стадия глин, когда продолжается разложение силикатов и происходит отщепление и вынос оснований (Ca, Mg, Na,K), а также образование каолиновых глин на кислых породах и нонтронитовых – на основных;

4. Аллитная, завершающая стадия химического выветривания, на которой идет дальнейшее разложение минералов (отщепляются и выносятся окислы и гидроокислы алюминия и железа и образуются гетит, гидрогетит и гиббсит, гидраргиллит).

 

Органическое выветривание

 

Воздействие органического мира на горные породы сводится или к физическому (механическому) разрушению их, или к химическому разложению. Важным результатом органического выветр