Минералогия (стр. 6 )

Литература. 1. , ЭВМ-моделирование структуры и свойств минералов. М.: МГУ, 1989. 2. Термодинамическое моделирование в геологии. М.: Мир, 1992. 3. Ферсман труды. Т. 3. М., 1955. 4. , Мак- Континентальная кора, ее состав и эволюция М.: Мир, 1992. 5. , Квантовая механика. М.: Наука, 1974. 6.  Физика Земли. М.: Мир, 1972. 7. , Лифшиц физика // М.: Наука, 1964. 8.  Введение в термодинамику кристаллогенеза. Л.: ЛГУ, 1990. 9. Методы Монте-Карло в статистической физике, 1982. 10.  Моделирование методом Монте-Карло в статистической физике. М.: Наука, 1995. 11. Gibson J. B., е.а. Dynamics of radiation damage // Phys. Rev. 1960. V/120, N4. P. 1229-1253. 12. Diens G. J., Vineyard G. H. // Radiation effects in solids, N 4. 1957.

ОБРАЗОВАНИЕ ГЛАУКОНИТА С ПОЗИЦИИ СИНЕРГЕТИКИ

, Левендеев Т., ,

Sedaeva K. M., Levendeev T. A., Mitrofanov Yu. Yu., Sarancev E. S. Glauconite forming from the synergetic position. Glauconite — is one of a most widely spread sedimentary mineral. It exists in limestones, sandstones, phosforites, silicites, and clay rocks which differs by their age and genesis. Glauconite forms in a Eh-barier. Thermodynamically fine (0,5 m. or less) glauconite forming zone is an open system relatively to seawater and bios. The glauconite forming is studied from the positions of a non-line dynamic. The structure and a mineral composition ties with dynamic metastructure which self organizes in non-balanced conditions and which is controlled by the synergetic principles.

Глауконит — один из наиболее распространенных осадочных минералов. В виде незначительной примеси он встречается в известняках, песчаниках, фосфоритах, силицитах и глинистых породах, различных по возрасту и происхождению. Крайне редко глауконит образует значительные самостоятельные скопления. Ранее многочисленными исследованиями было установлено, что: 1. Глаукониты разного возраста и генезиса характеризуются различной степенью гетерогенности минерального состава из-за вариаций а) химического состава 2:1 слоев, б) содержания разбухающих межслоев, в) концентрации различных микровключений; 2. Глауконит образуется в морских условиях, в верхнем слое осадка при замедлении скорости осадконакопления на границе окислительной и восстановительной зон при участии органического вещества как подводно-элювиальный — гальмиролитический минерал; 3. Формы проявления глауконита в осадочных породах и современных осадках различна: а)выполняет внутренние полости раковин фораминифер, мшанок и других организмов, б) замещает мелкие копролиты и некоторые скелетные остатки организмов (например, иглокожих); в) возникает за счет разложения и замещения зерен алюмосиликатов, слоистых силикатов и других минералов; г) в виде выделений образуется на поверхности песчинок, галек и реже в виде тонких оболочек или пленки на поверхности твердого грунта, а также выполняет отдельные участки цемента и микротрещинки породы; 4. Наиболее распространенной формой выделения глауконита являются округлые или округло-овальные зерна песчаной размерности (0,1–1,0 мм); 5. Зерна глауконита разного возраста и генезиса состоят из микроглобулей, которым присущи различное содержание смектитовых слоев (от 5% до 100%), обуславливая переменный состав глауконита. Таким образом, глауконит формируется на окислительно-восстановительном геохимическом барьере — в верхней части восстановительной зоны (при слабо восстановительных условиях) на границе с окислительной и вблизи поверхности осадков при температуре ниже 20°C.

Термодинамически узкая (0,5 м или тоньше) зона глауконитообразования — открытая по отношению к морской воде и биосистеме, и окислительно-восстановительная граница поддерживается интенсивно идущими редукционными процессами, в которых одну из главных ролей играют бактерии и другие прокариоты [Дир и др. 1966; Николаева и др., 1978; Фролов, 1984; Глаукониты ... 2000 и др.]. Из вышесказанного следует, что возникновение глауконита и его формирование происходит в динамических режимах при кооперативных переходных процессах.

Рассмотрено образование глауконита с позиций нелинейной динамики, когда его формирование является нелинейной системой, находящейся вдали от термодинамического равновесия. Вследствие этого минеральный состав и структура глауконита являются периодически изменчивыми. Его строение и минеральный состав связываются с динамической мезоструктурой, самоорганизующейся в неравновесных условиях. Динамика трансформации “старой”, т. е. исходной структуры, потерявшей устойчивость, в новую контролируется принципами синергетики.

О классификации минералов. Оксиды.

МГУ, Москва, Россия, *****@***ru

Smirnova N. L. On classification of minerals. Oxides. (Moscow State University, Moscow, Russia). The century 21 is the century of systemic sciences. Natural selection is one of universal notions of systemology for all species of nature. Systemic crystalogy and mineralogy study chemical element selection in mineral species formulae. Therefore elements of the Periodic System of Chemical Elements were divided into four sets: s, f, d, p elements and orbital classification was worked out. The formulae set of mineral class oxides is classified. It is divided into two subclasses of qualitative formulae and quantitative formulae and at the second stage into cation and anion one. On the third stage formulae are divided into 1–5-ary sets and at last in s, fdps, ds, dps-consistent sets. The occurrence of single formula and formula sets among different and all formulae was find out. Leader of occurrence is V, then Fe, Ti, Mn, Ca, then Al, U, Pb, Nb, Ta, Mg. All alkaline metals are found in 2–5-ary formulae. Quantitative formulae consist of coefficients. Anion and cation formulae form complication rows. Formulae sets complete the collection of prognostic schemes.

Век 21 будет веком системных наук. Одним из универсальных понятий системологии, а следовательно всех наук, является отбор ( 1873–1928). Отбор может осуществляться в расширяющейся среде от общего к частному, или сужающейся среде от частного к общему по репрезентативным признакам. При орбитальной классификации минеральных видов нами использованы в качестве наиболее общих признаков орбитальные квантовые числа, которые позволяют разделить периодическую систему химических элементов ПСХЭ на 4 части S<F<D<<P. Ранее нами были установлены возможные и реализованные sfdp формулы минеральных видов [1]. Целью данной работы было поставить в соответствие sfdp формулам качественные формулы из видообразующих элементов минералов класса оксидов. К анионной части относятся О, ОН, Н2О. В катионную часть входят s, f, d, p (Al, Ga, In, Tl, Ge, Sn, Pb, Sb, Bi). Катионные формулы содержат от l до 5 разных катионов, т. е. могут быть 1–5-арными. Все множество формул делим на 5 множеств от простых одинарных к сложным 5-арным формулам. В 2–5-арных формулах могут содержаться отдельные катионы, дополнительные к одинарным формулам. Обозначаем их номером арности более сложной формулы. Например, дополнительная одинарная формула Li2 взята из бинарной формулы LiTa. Так же получены дополнительные бинарные формулы.

1-арные (39 формул и 39 элементов); S (10) — H, Be, Mg, Ca, Li2, Na2, K2, Cs3, Sr2, Ba2, F (5) — Ce, Th, U, La3, Nd2, D (15) — Y2, Ti, Zr, V, Nb, Ta, Cr, Mo, W, Mn, Fe, Co, Ni, Cu, Zn, P (9) — Al, Ga, In, Tl, Ge, Sn, Pb, Sb, Bi, 2-арные (163, 326); S (10), ss NaMg3, NaCa3, KMg3, KCa3, BeMg3, MgCa3, MgBa4, CaSr4, CaBa4, SrBa4; F (24, fd 17, fs 5, fp 2), La — fd Y3, Ti3, Ce — fd Ti, V, Nb, W, Y3, Nd — fd Ti, Nb, Th — fd Ti, U — fd Ti, V, Nb, Mo, W3, Fe3, Cu, fs Na, K, Cs3, Ca, Ba, fp Al3, Pb; D (81, dd 37, ds 44), Y – dd Ti, V, Nb, Ta, W, Ti — dd Zr3, V, Cr, Mn, Fe, Zn, ds Na3, K, Mg, Ca, Sr, Ba, Zr—ds Ca, V — dd Mn, Fe, Cu, Zn4, ds Na, K3, Cs3, Mg, Ca, Sr3, Ba3, Nb — dd W3, Mn, Fe, Cu3, ds Na, K, Mg, Ca, Sr, Ba, Ta — dd Mn, Fe, ds Li, Na, K, Cs3, Ca, Ba, Cr — dd Mn, Fe, Co, Ni, Zn, ds K, Mg, Ca, Ba, Mo — dd Fe, ds Ca, W — dd Mn, Fe, Zn, ds K, Ca, Mn — dd Fe, Co, Ni, Zn, ds Na, K, Mg, Ca, Ba, Fe — dd Ni, Cu, Zn, ds Na3, Mg, Ca, Ba5, Zn – ds Na4, Mg4; P, (48, pd 32, ps 11, pp 5), Al — pd V, Ta, W, Mn, Fe, Cu3, Zn, ps Na, Be, Mg, Ca, Sr4, Ba4, pp Sn3, Sb3, Ge — pd Fe, pp Pb, Sn — pd Nb, Ta, Mn, Fe, Cu, Zn, ps Mg, Ca, Pb — pd Ti, V3, Nb, Ta, Cr, Mo, W, Mn, Fe, Cu3, ps Cs3, pp Bi3, Sb — pd V, Ta, Fe, Ni, Cu3, ps Cs3, pp Bi, Bi — pd V3, Ta, Cu, ps Na3, 3-арные (42, 126), F (10, fdd 4, fds 4, fdp, 1, fss 1), La — fdd YTi, Ce — fdd YTi, U – fdd VCu, WFe, fds VNa, VK, VCs, VCa, fdp VAl, fss KCa, D (14, ddd 3, dds 8, dss 3), Ti — dds ZrCa, VBa, CrBa, FeNa, FeMg, FeCa, V—dds MnCa, FeCa, dss NaMg, KMg, CaSr, Nb — ddd FeCu, WMn, WFe, P (18, pdd 6, ppd 6, pds 4, pss 1, pps 1), Al — pds VNa, VCa, pss BeMg, pps SnMg, Ge — ppd PbFe, SbCu, SnFe, SnZn, Sn — pdd TaMn, TaFe, Pb — pdd VMn, VCu, MnFe, ppd BiCu, BiV, pds TaCs, Sb — pds TaCs, Bi — pds TaNa. 4-арные (6, 24), D (4), Ti — ddds MnZnNa, V — ddds MnZnMg, ddss FeNaCa, dsss NaMgCa, P (2), Pb — ppdd BiVCu, Al — psss CaSrBa, 5-арные (1, 5), D (1), Ti — dddss CrFeMgBa.