Найбільш поширений металічний елемент земної кори

Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.

Источник

    Земна кора складена гірськими породами різного походження, що є природними мінеральними агрегатами. Мінерали ж, у свою чергу, складаються із хімічних елементів. Тому, щоб дістати уявлення про хімічний склад земної кори, вивчають хімічний склад порід і мінералів, відібраних на поверхні Землі, в гірничих виробках (шахтах, рудниках), в бурових свердловинах, на дні морів та океанів. При цьому найбільш достовірні відомості дістають лише для верхньої частини кори (до глибини 0…20 км). Для суджень про хімічний склад глибинних геосфер використовують дані аналізів метеоритів, зразків порід, привезених з Місяця радянськими станціями “Луна “, “Луна 20”, “Луна 24” і американськими кораблями “Аполлон 1”, “Аполлон 2”.

 В 1889 році американський геохімік Ф.Кларк опублікував перші дані про середній вміст хімічних елементів в земній корі. В 1923 році академік О.Є.Ферсман запропонував середній вміст хімічного елементу в земній корі розрахований на весь її об’єм і виражений у вагових або об’ємних відсотках, називати к л а р к о м, на честь американського дослідника (наприклад, кларк магнію, кларк титану). Значний вклад в розробку цього питання внесли: В.І.Вернадський (перший Президент Української∙ Академії∙ Наук), О.Є.Ферсман, О.М.Заварицький, О.П.Виноградов та ін. Так, за даними О.П.Виноградова (1962), найбільш поширеними елементами в земній корі є кисень, кремній і алюміній, на їх частку припадає 82,58% маси всієї земної кори. За цими елементами йдуть залізо, натрій, калій, магній і титан, які складають ще 5,16%. Частка всіх інших елементів в земній корі складає лише 2,26%

 Як видно із наведеної таблиці, одержані Ф.Кларком ще в 1924 році, і радянськими геохіміками О.Б.Роновим і О.О.Ярошевським (з врахуванням хімічних аналізів місячних зразків і порід з глибоких зон океанів) мало відрізняються (до 3%).

 Крім дев’яти основних хімічних елементів десятими частками відсотка обчислюється вміст у земній корі Ті (0,52), С (0,46), Мn (0,12), S (0,11), Cl (0,2). Всі інші елементи таблиці Менделєєва представлені в земній корі сотими, тисячними і мільйонними частками відсотка. Елементи, що складають мізерну частку земної кори, тобто зустрічаються в природі дуже рідко, називають р і д к і с н и м и або р о з с і я н и м и. Це не означає, що при певних умовах вони не можуть утворювати в земній корі досить значних скупчень, тобто родовищ.

 Як уже відмічалось, про середній склад Землі в цілому судять в основному за аналізами метеоритів, використовуючи також геофізичні дані, зокрема про зміну щільності з глибиною. При цьому виходять з того, що метеорити, попадаючи на Землю з поясу астероїдів, або є уламками гіпотетичної планети Фаетон, яка з невідомих причин розпалася, або ж служать вихідним матеріалом для формування нової планети між орбітами Марса і Юпітера. У тому й іншому випадку допускається подібність хімічного складу планет земної групи, а отже, і можливість судити за складом метеоритів про хімічний склад внутрішніх геосфер Землі. Вперше середній хімічний склад Землі за вказаною методикою розраховував у 1930 році О.Є.Ферсман. У 1978 році американський геохімік Б.Мейсон з врахуванням аналізів зразків гірських порід, доставлених з Місяця, запропонував свій гіпотетичний склад Землі, дещо відмінний від приведеного О.Є.Ферсманом.

 Порівняння даних про хімічний склад земної кори і Землі в цілому виявляє, в першу чергу, різке підвищення в другому випадку частки важких елементів заліза і нікелю, що на думку багатьох дослідників, може вказувати на залізо нікелевий склад ядра Землі.

Мінералами називаються природні хімічні сполуки а самородні хімічні елементи, утворені внаслідок складних фізико хімічних процесів в надрах земної кори чи на поверхні. Це, власне кажучи, ті первісні “цеглинки” з яких побудована Земля. налічують понад 2000, а з різновидностями понад 10000, хоча найбільше поширення мають лише декілька сотень так званих “породоутворюючих” мінералів. В природі мінерали зустрічаються най частіше у твердому вигляді, хоча відомі і рідкі та газоподібні мінерали. Переважна більшість твердих мінералів це кристалічні утворення і незначна кількість ∙х аморфні. У зв’язку з цим, зупинимось на деяких основних положеннях науки, що вивчає кристалічні форми мінералів к р и с т а л о г р а ф і ї. Як відомо, кристалічний стан речовини відрізняється закономірним розміщенням у просторі складових частинок (атомів, іонів, молекул), в аморфних речовин розміщення елементарних частинок хаотичне. Елементарні частинки в кристалічних мінералах утворюють так звані к р и с т а л і ч н і р е ш і т к и, які визначають ∙х основні властивості.

 Так, кристалічні тіла характеризуються а н і з о т р о п н і с т ю фізичні властивості яких (теплопровідність, твердість тощо) одинакові лише в паралельних напрямах і різні в непаралельних. Цю властивість кристалічних тіл часто демонструють простим дослідом. Кусочок кристалічного гіпсу умочують в розплавлений віск, дають останньому застигнути, а потім доторкаються до поверхні гіпсу гарячою голкою. Розтоплений віск має форму еліпсу, що вказує на те, що теплопровідність гіпсу різна у різних напрямках. Аморфні тіла і з о т р о п н і ( однакові властивості в різних напрямках).

 Ще одна властивість кристалічних тіл з д а т н і с т ь до с а м о о г р а н е н н я, тобто утворення у відповідних умовах правильних багатогранників кристалів. Мінерали з аморфною структурою утворюють землисті маси, натічні форми тощо. Утворення кристалів можна спостерігати, якщо, наприклад, у посудину з пересиченим розчином кухонної солі опустити на нитці так звану затравку. З часом вона перетвориться на кристалик солі кубічної∙ форми.

 Кристал, як геометричне тіло, характеризується гранями, ребрами і вершинами. Г р а н і це площини, які обмежують кристал вони відповідають плоским сіткам граней кристалічної решітки.

 Р е б р а лінії, по яких пересікаються сусідні грані відповідають рядам частинок, по яких пересікаються сітки граней решітки. В е р ш и н и точки, в яких пересікаються ребра, відповідають вузлам кристалічної решітки, де розміщені іони (атоми, молекули). Кути, утворені сусідніми гранями, носять назву г р а н н и х кутів. Вченими трьох країн (датчанином Н.Стено, французом Р.де Ліллем і росіянином М.В.Ломоносовим) незалежно один від одного встановлено, що величина гранних кутів у кристалів одного й того ж мінералу постійна (з а к о н п о с т і й н о с т і г р а н н и х к у т і в). Закон має важливе практичне значення, тому що, вимірюючи з допомогою спеціальних при ладів гоніометрів кути між однотипними гранями в кристалах, можна діагностувати мінерали в найдрібніших кристаликах. Більшість мінералів у природі утворюють мікрокристалічні агрегати, зернисті маси тощо. І лише в окремих випадках, при сприятливих умовах рівномірного притоку однорідної речовини до кристала, що росте, можуть утворюватись правильні багатогранники, які мають с и м е т р і ю, тобто ∙їхні елементи (грані, ребра, вершини) закономірно повторюються в просторі. Симетрію кристалів характеризують площина, вісь і центр симетрії, які називають ще елементами симетрії .

 П л о щ и н а с и м е т р і ∙ (Р) це уявна площина, яка ділить кристал на дзеркально рівні частини. В і с ь с и м е т р і ∙ (L) уявна лінія, при обертанні навколо якої на 360 , кристал декілька разів (2,3,4,6) повторює своє початкове положення в просторі. У кристалі можуть бути декілька осей симетрії вісь симетрії другого порядку L 42 , вісь симетрії третього порядку L 43 і відповідно L 44 і L 46. Вісь симетрії п’ятого порядку в кристалах не спостерігається. Вісь другого по рядку називають віссю нижчого найменування, а осі симетрії L 43, L 44, L 46 осями вищого найменування. Ц е н т р о м с и м е т р і ∙ (С) називається точка всередині кристала, в якій пересікаються і діляться навпіл всі прямі лінії, що сполучають відповідні точки на поверхні кристалу. Центр симетрії є у тих кристалів, у яких кожна грань має собі рівну і паралельну. У кожному кристалі існує певна сукупність елементів симетрії чи певна комбінаціях. Російський кристалограф А.В.Гадолін (1869) показав, що в кристалах можливі лише 32 комбінації елементів симетрії, названих кристалографічними класами або в и д а м и с и м е т р і ї. Наприклад, у кубі 0 присутні 3 осі симетрії четвертого порядку, 4 осі симетрії третього порядку, осей другого порядку, 9 площин симетрії і центр. Вид симетрії куба можна записати у вигляді формули 3L 44 4L 43 6L 42 9PC.

 Всі види симетрії об’єднуються умовно за ступенем складності у 7 груп, які називаються с и н г о н і я м и. Останні в свою чергу групуються в три категорії. Для віднесення кристала до тієї чи іншої сингонії, слід визначити його елементи симетрії, записати їх у вигляді формули і скористатись

 Бувають випадки, коли однакові за хімічним складом мінерали утворюють різні кристалічні решітки і відносяться 0 до різних сингоній, а, отже, мають і відмінні властивості. Таке явище називається поліморфізмом . Типовий приклад поліморфізму алмаз і графіт, складені вуглецем. Перший кристалізується в кубічній сингонії, вважається найтвердішим мінералом, другий відноситься до гексагональної сингонії, дуже м’який. Явище зворотнього порядку, коли мінерали з подібним хімічним складом і подібною кристалічною структурою утворюють і однакові кристалічні форми, називається ізоморфізмом. При ізоморфізмі в кристалічній решітці мінералів одні атоми чи іони можуть заміщуватись іншими з близькими атомними чи іонними радіусами. При таких заміщеннях утворюються цілі ізоморфні ряди мінералів. Так, наприклад, при заміщенні іонів Mg іонами Fe утворюється ізоморфний ряд мінералів, крайніми членами якого є магнезит MgCO3 і сидерит FeCO3 . Всі мінерали ряду утворюють кристали у вигляді ромбоедрів, тобто кристалізуються в ромбічній сингонії.

 У природі мінерали зустрічаються в найрізноманітніших фор мах. Слід зазначити, що поодинокі кристали (монокристали), про які йшлося раніше 0, зустрічаються порівняно рідко. Набагато частіше мінералогія має справу із зростками кристалів. Зростки поділяються на закономірні і незакономірні (або мінеральні агрегати). Прикладом закономірних зростків можуть служити д в і й н и к и, які утворюються внаслідок зростання (чи проростання) двох кристалів і характерні для гіпсу. Двійники, утворені зростанням декількох кристалів, називаються полісинтетичними, вони типові для польових шпатів.

 Мінеральні агрегати поділяються на кристалічні, зернисті, землисті, конкреції, секреції, дендрити, натічні форми і псевдоморфози. Серед кристалічних агрегатів виділяють друзи і щітки. Друзи – це скупчення кристалів різної величини на спільній основі. Наприклад друзи гірського кришталю, аметисту тощо. Виникають при кристалізації мінеральної речовини із розчинів, що циркулювали по тріщинах чи в пустотах гірських порід. Щітки зростки дрібних кристалів на спільній основі.

 Зернисті агрегати це скупчення зерен одного чи декількох мінералів. Залежно від розміру зерен виділяють грубозернисті (з діаметром зерен більше 5 мм), середньозернисті (1 5 мм) і дрібно зернисті агрегати (розмір зерен до мм). Зернисті агрегати властиві багатьом мінералам піриту, галеніту, апатиту, корунду.

 Землисті агрегати це пухкі мучнисті маси прихованокристалічної структури, кристалики з них розрізняються лише з допомогою мікроскопа. Легко розтираються руками. Прикладом можуть служити такі мінерали, як каолін, лімоніт, піролюзит тощо.

 Секреції утворюються при заповненні мінералами порожнин у породі. При цьому у них часто відмічається концентрична будова, яка відбиває стадійність мінералоутворення. Процес виповнення порожнини мінеральною речовиною іде від периферії до центру. Дрібні секреції (до 0 мм у поперечнику) повністю виповнені мінералами називають м и г д а л и н а м и. Великі секреції часто із порожниною, стінки якої покриті друзами кристалів або натічними утвореннями, називають ж е о д а м и. Секреції утворюють такі мінерали як аметист, халцедон, агат тощо.

 Конкреції це сферичні чи більш менш округлі тіла часто із радіально променистою будовою всередині. Формуються внаслідок відкладання мінеральної речовини навколо якого-небудь центра кристалізації. На відміну від секрецій відкладання речовини іде від центру до периферії. Конкреції особливо характерні для таких мінералів як фосфорит, марказит, сидерит. Дрібні конкреції зі шкаралупчастою будовою називають о о л і т а м и. Останні часто цементуються один з одним у агрегати, які залежно від розмірів кульок бувають гороховими, ікряними тощо. Оолітова будова характерна для руд алюмінію, заліза, марганцю (боксит, сидерит, лімоніт, піролюзит), для деяких вапняків.

 Дендрити деревоподібні, плоскі 0, у вигляді плівок агрегати, які утворюються на стінках тріщин порід чи мінералів. Такі форми утворюють самородні елементи срібло, мідь, золото. Характерні також для оксидів марганцю, заліза. Наглядний приклад дендрити льоду на вікнах у мороз.

 В печерах часто зустрічаються н а т і ч н і ф о р м и мінеральних агрегатів с т а л а к т и т и і с т а л а г м і т и. Утворюються вони при повільному стіканні розчинів, які швидко кристалізуються. Сталактити ростуть зверху вниз (звисають зі стелі печери), сталагміти назустріч ∙м, наростаючи на дні порожнини, і часто зливаються із сталактитами в колоноподібні утворення. Найбільш відомі сталактити бурульки льоду на дахах будинків. Характерні також для кальциту. Натічні форми можуть утворювати також кулеподібні чи неправильної форми тіла, з гладкою блискучою поверхнею с к л я н і г о л о в и (наприклад бура скляна голова, червона скляна голова, характерні відповідно для лімоніту і гематиту).

 Інколи у природі зустрічаються мінеральні утворення, кристалографічна форма яких не властива для даного мінералу. Це так звані п с е в д о м о р ф о з и. Наприклад, внаслідок окислення кристал піриту (FeS2 ) може бути повністю заміщений лімонітом (Fe2О3. nH2O), при цьому зберігається форма попереднього мінералу куб, не характерна для лімоніту, який утворює землисті маси, ооліти.

Література:

1.    Булах А.Г. Характеристика и диагностические свойства минералов. Л., изд во ЛГУ,1985.
2.    Годовиков А.А. Введение в минералогию. Новосибирск, Наука, 1973.
3.    Миловский А.В., Кон 0о нов О.В. Минералог 0и я. М., 1983.
4.    Лазаренко Є.К. Курс мінералогі∙. К., Вища школа, 970.
5.    Лазаренко Є.К., Сребродольський Б.Г. Мінералогія Поділля. Львів, вид во ЛДУ, 1969.
6.    Лазаренко Е.К., Панов Б.С., Гурба В.И. Минералогия Донецкого бассейна. К., Наукова думка, 1975.
7.    Поваренных А.С., Оноприенко В.И. Минералогия: прошлое, настоящее, будущее. К., Наукова думка, 1985.
8.    Смит Г. Драгоценные камни. М.,Мир,1980.
9.    Ферсман А.Е. Геохимия. М., изд во АН СССР, 1959.
10.    Шуман В. Мир камня. т.І. Горные породы и минералы., т.ІІ.Драгоценные и поделочные камни. М., Мир, 1986.
11.    Юшкин Н.П., Шафрановский И.И., Янулов К.П. Законы симметрии в минералогии. Л., Наука,1987.

Источник