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2 结晶学与矿物学结晶学与矿物学 第一章 矿物及矿物学 一、矿物和矿物学的概念 矿物mineral是由地质作用或宇宙作用所形成的、具有一定的化学成分和内部结构、在一定的物 理化学条件下相对稳定的天然结晶态的单质或化合物，它们是岩石和矿石的基本组成单位。 矿物的概念要注意三个方面1、来源于地球或宇宙，2、化学成分和内部结构相对稳定但又可在一小 的范围内变化，3、岩石和矿石的基本组成单位。 矿物通常以天然结晶质无机物为主，液体和气体均不在现代矿物之列。而像蛋白石、水锆石等极少数 天然形成的、具有一定的化学成分的非晶态的单质或化合物，则称为准矿物mineraloid。经过漫长的地质 时代，准矿物有自发地向结晶态的矿物转变的必然趋势。 矿物学是一门研究地球及其他天体的物质组成及演化规律的地质基础学科。 具体地，矿物学mineralogy是研究矿物包括准矿物的成分、结构、形态、性质、成因、产状、用途 和它们相互间的内在联系，以及矿物的时空分布规律及其形成和变化的历史的科学，它为地质学的其他分 支学科及材料科学等应用科学在理论上和应用上提供了必要的基础与依据。 显然，矿物学是地质科学和一些应用科学的一门重要的基础学科。 二、矿物学发展简况 矿物学是一门很古老的学科，它的产生和发展是人类长期生产实践的结果。早在我国史前的旧石器时 代，人们即开始认识了矿物和岩石，并用来制作生产工具石器和装饰品。 图 11-1 古代人们用矿物作器具 世界上比较系统描述矿物原料的最早著作应首推我国春秋末战国初即公元前 475 年的山海经 ，比 西方的 似金属论 、 石头论 等问世要早得多， 且内容更丰富。 明代李时珍的医药专著 本草纲目 1596 年全面可靠地描述了 38 种药用矿物的成分、 形态、 性质、 鉴定特征、 产状、 产地及药用等； 而战国时期公 元前 475 年公元前 221 年的管子.地数中之“管子六条”则系最早揭示矿物共生的客观规律及自然界 中某些有用矿产的指示矿物，是成因矿物学genetic mineralogy的萌芽思想之一。德国人阿格里科拉 Georgius Agricola在著作论矿物的起源1556 年中首先将矿物与岩石分开，并引入“矿物”这个名词。 3 图 11-2 李时珍与本草纲目 自 19 世纪中叶以来，随着科学技术的突飞猛进，矿物学得到迅速发展，曾经历了几次重大的变革。 首先是 1857 年偏光显微镜的问世以及化学分析及晶体测角等方法的应用，开始对矿物的化学成分，几何 形态、物理和化学性质、产状等进行系统研究，极大地推动了矿物学的发展，形成独立的学科，导致了矿 物学的第一次变革。这期间的代表作是美国丹纳J.D.Dana的描述矿物学1837～1892 年，第 1～6 版。 由于 1895 年伦琴Rontgen发现了 X 射线，1912 年劳埃Max Von Laue将 X 射线成功地应用于矿物晶体结 构分析，认识到矿物的化学成分、晶体结构、物理性质之间的相互关系，开辟了现代矿物学的晶体化学 crystallochemistry方向，使矿物学发生了第二次变革，为矿物的晶体化学分类奠定了基础。 图 11-3 X 射线对矿物晶体结构的衍射 20 世纪 30 年代以来，物理化学理论和热力学相平衡理论开始被引入矿物学领域，用以探讨矿物的形 成、稳定和变化的条件，促进了矿物成因的研究，从根本上摆脱了矿物学纯表面现象的描述状态，实现了 矿物学上的第三次变革。 60 年代以来，由于一系列现代测试技术如电子光学和激光测试技术、各种波谱学技术、高温超高压 实验技术、量热实验手段及电子计算机的应用，同时进一步全面运用现代固体物理学、量子化学、结晶化 学和物理化学理论，促使矿物学研究在深度和广度上均发生了新的重大突破，使现代矿物学对矿物成分、 结构的研究从过去只能研究平均成分、 平均结构， 进入到微区微量成分分析和精细结构的测定， 向着快速、 自动、定量、高精度方向迅猛发展，并逐渐更多地涉及地幔和宇宙天体物质的研究。因此，大大促进了现 代矿物学的各主要方向以及一些边缘学科的不断发展和完善。 三、矿物学与其他学科的关系 4 图 11-4 矿物学与其他学科的关系示意图 第二章 矿物的化学成分 矿物的化学成分是确定一个矿物的基本依据之一，化学元素是形成矿物的物质基础。地壳中化学元素 的丰度abundance与矿物的化学组成有着密切的关系。 一、地壳中化学元素的丰度 化学元素在地壳中的分布是极不均匀的。含量最高的氧O与最低的氡Rn元素的含量相差 1018 倍。 美国学者克拉克F.W.Clark早在 1882 年就开始对地壳上部 16km 范围内主要的、分布最广的元素进行了统 计分析，他与华盛顿H.S.Washington于 1924 年最先提出地壳中各种化学元素平均含量的质量百分数即元 素在地壳中的丰度，并公布了地壳中 50 余种化学元素的平均含量表。此后，人们为了纪念他，称此值为 克拉克值。具体表示时，可用质量百分数，即质量克拉克值，也可用原子百分数，即原子克拉克值。表 12 －1 列出了常见 8 种元素的克拉克值。 表 12-1 常见 8 种元素克拉克值表 从表 12-1 可知，地壳总重量中，O 占 46.60，几乎占了地壳质量的一半；Si 占 27.72；而表中的 8 种元素就占了地壳总质量的 98.59，其他各种金属元素含量极少。因此，地壳中是以 O、Si、Al、Fe、Ca、 Na、K、Mg 等元素组成的含氧盐和氧化物矿物分布最广，特别是硅酸盐，占矿物总数送 24％，占地壳总 质量的 3/4。 矿物的形成不仅与元素的丰度有关，还决定于元素的地球化学性质。有些元素，虽然克拉克值很低， 但它们趋向于集中，可以形成独立的矿物种，甚至可以富集成矿床，如 Sb、Bi、Hg、Ag、Au 等，称为聚 集元素aggregated elements；另有一些元素的克拉克值虽然远比上述元素为高，但趋向于分散，不易聚集 成矿床，甚至很少能形成独立的矿物种，只是作为微量的混入物赋存在其它元素组成的矿物中，如 Rb、 Cs、Ga、In、Se 等，称为分散元素dispersed elements。 二、元素的离子类型 天然矿物， 除少数约 30 种元素以单质存在外， 绝大多数是由两种或两种以上化学元素组成的化合物。 在化合物中，阴、阳离子间的结合，主要受其外层电子的构型所制约。通常根据离子的外层电子的构型， 将其分为三种类型表 12-2。 表 12-2 元素离子外层电子构型的三种类型 5 1 惰性气体型离子inert gas type ion指具有与惰性气体原子相同的电子构型，最外层具 8 个电子 ns2np6或 2 个电子1s2的离子。包括碱金属、碱土金属及一些非金属元素的离子（表 12-2 中兰色元素） 。 碱金属、碱土金属元素的电离势较低，离子半径较大，易与氧或卤素元素以离子键结合形成含氧盐、氧化 物和卤化物。 2 铜型离子chalcophile type ion 指外层具有 18 个电子ns2np6nd10或182个电子ns2np6nd10n1s2 的离子，其电子构型与 Cu相似（表 12-2 中绿色元素） 。这些元素的电离势较高，离子半径较小，极化能 力很强，通常主要以共价键与硫结合形成硫化物及其类似化合物和硫盐。 3 过渡型离子siderophile type ion此类离子的最外层电子数为 9～17ns2np6nd1 ～9。 离子的性质 也介于惰性气体型离子和铜型离子之间（表 12-2 中红色元素） 。 三、矿物的化学计量性与非化学计量性 自然界中，只有少数矿物的化学成分是相当固定的，其化学组成遵守物理化学分配定律定比定律 和倍比定律，各组分间具严格的化合比，矿物的化学组成可由确定的理想化学式加以表示，如水晶，即几 乎由纯 SiO2组成。但是，天然矿物并非理想化学纯的物质。由于外界环境的复杂性，大多数矿物因类质同 像替代，致使其化学组成在一定范围内变化，但各晶格位置上成类质同像关系的各组分数量总和之间仍遵 循定比定律，如铁闪锌矿Zn,FeS、橄榄石Mg,Fe2［SiO4］等。像这类在各晶格位置上的组分之间遵守定 比定律、具严格化合比的矿物称为化学计量矿物stoichiometric mineral。然而，自然界许多矿物，特别是 某些含变价元素的矿物，因形成过程中常处于不同的氧化还原条件下，其价态会发生变化。由于受化合物 电中性的制约，矿物晶体内部必然存在有某种晶格缺陷如空位、填隙离子等点缺陷，致使其化学组成偏 离理想化合比，不再遵循定比定律，这些矿物称为非化学计量矿物nonstoichiometric mineral。 例如，像 FeS 化合物，由于有部分 Fe3的存在，使得铁原子数总是少于硫原子数，晶格中即产生阳离 子空位，而变为磁黄铁矿的成分Fe1-xS。 显然，类质同像替代和非化学计量性是引起矿物成分在一定范围内变化的主要原因，其他因素尚有阳 离子的可交换性、胶体的吸附作用、矿物中含水量的变化，及以显微包裹体形式存在的机械混入物等。 四、胶体矿物的化学成分特点 胶体colloid是一种或多种物质的微粒粒径一般介于1～100 nm之间分散在另一种物质之中而形成的 不均匀的细分散系。前者称为分散相分散质，后者称为分散媒分散剂。显然，胶体是两相或多相物质的 混合物。分散相和分散媒均可以是固体、液体或气体。其中，若分散媒远多于分散相的胶体，称为胶溶体 sol；而分散相远多于分散媒的胶体则称为胶凝体gel。 矿物学上，通常所说的胶体矿物colloidal mineral，实际上都是指由以水为分散媒、以固相为分散相 的水胶凝体而形成的非晶质或超显微的隐晶质矿物。前者如蛋白石SiO2.nH2O，后者如大多数粘土矿物。 严格地说，胶体矿物只是含吸附水的准矿物。 胶体微粒非常小，具有极大的比表面积和很高的表面能，因此，胶体矿物不稳定，具有吸附其他物质 6 和自发地转化为结晶质的趋势，从而降低其表面能，达到稳定状态。 图 12-1 胶体微粒的吸附作用a及自发晶化的趋势b 已经形成的胶体矿物，随着时间的推移或热力学因素的改变，胶粒会自发地凝聚，并进一步发生脱水 作用，颗粒逐渐增大而成为隐晶质，最终可转变为显晶质矿物，这种自发转变过程称胶体的老化或陈化 ageing。由胶体矿物老化形成的隐晶质或显晶质矿物称为变胶体矿物metacolloidal mineral。 由于胶体的特殊性质，这就决定胶体矿物的化学成分具有可变性和复杂性的特点。首先，胶体矿物的 分散相与分散媒的量比不固定，即其含水量是可变的。另一方面，胶体微粒表面具有很强的吸附性，致使 胶体矿物可吸附介质中的其他成分而改变成分，其吸附量有时相当可观，甚至可富集形成有工业价值的矿 床。例如，MnO2负胶体可以吸附 Li、K、Ba、Cu、Pb、Zn、Co、Ni 等 40 余种元素的离子，其中 Co、 Ni、Pb、Zn 等有时可达工业品位，可以开采。可见，胶体矿物的化学成分不仅可变，而且相当复杂，其 组成中含有在种类和数量上的变化范围均较大的被吸附的杂质离子。 五、矿物中的水 在很多矿物中，水是其重要的化学组成之一，它影响着矿物的许多性质。根据矿物中水的存在形式及 其在晶体结构中的作用，可将矿物中的水主要分为吸附水、结晶水和结构水三种基本类型，以及性质介于 结晶水与吸附水之间的层间水和沸石水两种过渡类型。 1吸附水hydroscopic water是呈中性水分子 H2O 状态存在于矿物中的水。它不直接参与组成矿物 的晶体结构，只是机械地被吸附于矿物的表面上或裂隙中。 吸附水不属于矿物的化学成分， 不写入化学式。 它在矿物中的含量不固定，随着外界温度、湿度条件而变化。在常压下，当温度上升至 110 。C 时，吸附水 会全部逸出，但并不破坏晶格。 薄膜水和毛细管水都属于吸附水。水胶凝体中的胶体水是吸附水的一种特殊类型，它是胶体矿物本身 固有特征，故应作为重要组分列入矿物的化学式，但其含量不固定，如蛋白石的化学式是 SiO2.nH2O。 2结晶水crystallization water是以中性水分子 H2O 的形式存在于矿物中的水，它在矿物晶体结构中 占有固定的位置，并且水分子的数量也是固定的。 结晶水多出现在具有大半径络阴离子的含氧盐矿物中，例如石膏 CaSO4.2H2O。结晶水受晶格的束缚， 因此结构比较牢固。但在不同矿物中结晶水与晶格联系的牢固程度又有差别。要使结晶水从矿物中脱出， 通常需要 100-200 。C 的温度，结合最牢固的要加温至 600。C 水才逸出。当矿物脱出结晶水后，晶体的结构 被破坏，进而重建为新的晶格，如石膏脱水后形成硬石膏图 12-2。含结晶水的矿物的失水温度是一定的， 据此可以作为鉴定矿物的一项标志。 7 图 12-2 石膏中的结晶水与脱水后形成的硬石膏 3结构水constitution water是呈 H、OH-或H3O等离子状态存在于矿物晶格中的水。如在高岭 石 Al4[Si4O10]H2O8和水云母K,H3OAl2[AlSi3O10]OH2中都含有结构水。结构水在晶格中占有固定的位 置，在含量上有确定的比例。 它们在晶格中靠较强的键力联系着， 因此， 结构牢固， 要在高温约 6001000 。 C作用下，晶格遭到破坏时水才会逸出。 图 12-3 高岭石中的结构水 4沸石水zeolitic water是存在于沸石族矿物晶格中的大空腔或通道中的中性水分子，其性质介于结 晶水与吸附水之间。对矿物加热至 80400 。C 时，水会大量逸出；脱水后的沸石又可重新吸水。水的含量 有确定的上、下限范围，在此范围内水的逸出和吸入不破坏晶格，只引起矿物物理性质的变化。 图 12-4 沸石结构中大孔洞中的沸石水 5层间水interlayer water是存在于层状构造硅酸盐结构层之间的中性水分子，其性质也是介于结晶 水与吸附水之间。如在蒙脱石中，其结构层表面有过剩负电荷，它要吸附金属阳离子及水分子，从而在相 邻的结构层中间形成水分子层。层间水的数量受阳离子种类、温度及湿度变化的影响。加热至 110 。C 时， 水大量逸出，而在潮湿环境又可重新吸水。水含量的改变不破坏晶体结构，只影响结构层的间距，即晶胞 轴 c0的大小，及比重、折光率等矿物物理性质。 8 图 12-5 蒙脱石结构中的层间水 六、矿物的化学式及其计算 矿物的化学成分是以矿物的化学式ula表示的，具体表示方法通常有实验式和结构式两种。 实验式experimental ula只表示矿物中各组分的种类及其数量比， 这种化学式不能反映出矿物中各 组分之间的相互关系。 目前，矿物学中普遍采用的是结构式structural ula，即晶体化学式crystallochemical ula，它 既能表明矿物中各组分的种类及其数量比，又能反映出它们在晶格中的相互关系及其存在形式。 如白云母的晶体化学式应写作 K｛Al2［Si3AlO10］OH2｝ ，表明白云母是一种具层状结构的铝的铝硅 酸盐矿物， 部分 Al 进入四面体空隙替代 1/4 的 Si， 另有部分 Al 则以六次配位的形式存在于八面体空隙中， K 为补偿由 Al3替代 Si4所引起的层间电荷而进入结构层间，此外白云母的组成中还有结构水。 晶体化学式的书写规则如下 1 基本原则是阳离子在前，阴离子或络阴离子在后。络阴离子需用方括号括起来。 2 对复化合物，阳离子按其碱性由强至弱、价态从低到高的顺序排列。 3 附加阴离子通常写在阴离子或络阴离子之后。 4 矿物中的水分子写在化学式的最末尾，并用圆点将其与其他组分隔开。 5 互为类质同像替代的离子，用圆括号括起来，并按含量由多到少的顺序排列，中间用逗号分开。 矿物晶体化学式的计算步骤 1 首先检查矿物的化学分析结果是否符合精度要求。表 12-4 中单斜辉石的各组分的百分含量总和 ΣwB为 99.82去除了吸附水 H2O-，符合化学式计算的精度要求。 2 查出各组分的分子量。 3 将各组分的质量百分数wB除以该组分的分子量，求出各组分的摩尔数。 4 用各组分的摩尔数乘以其各自的氧原子系数得到各组分的氧原子数。 5 将各组分的氧原子数加起来即得矿物中各组分的氧原子数总和 ΣO。 6 以矿物单位分子中的氧原子数 Of.u. 如辉石的 Of.u.6除以氧原子数总和 ΣO，得到换算系数即 Of.u./ΣO。 7 用各组分的摩尔数乘以其相应的阳离子的系数， 求得各组分的阳离子数。 8 以各组分的阳离子数乘以换算系数即得出矿物单位分子中的阳离子数if.u.。 9 依据晶体化学理论及晶体结构知识，按矿物的化学通式，将矿物中各阳离子尽可能合理地分配到 晶格中相应的位置上。 10 按矿物的化学通式，检验矿物单位分子中的阳离子总数 Σif.u.及正电荷总数 Σ。 11 写出矿物的晶体化学式。 表 12-3 某单斜辉石晶体化学式的氧原子计算法 9 以上计算步骤适用于矿物的阴离子基本不变的情况。如果某矿物阴离子可变而阳离子相对不变，则可 采用以阳离子数为准的计算方法。 第三章 矿物的形态 矿物的形态是指矿物单体、矿物规则连生体及同种矿物集合体的形态。它是矿物化学成分和内部结构 的外在反映，故可作为矿物的重要鉴定特征。同时，矿物的形态还受到其形成时的外界环境的制约，是研 究矿物成因的重要标志，并可指导找矿。 理想单晶体形态及其规则连生体的形态在上篇“结晶学”部分已述及，本章主要介绍与实际矿物晶体形 态有关的内容，包括晶体习性、晶面花纹和矿物集合体的形态。 一、矿物单体的形态 矿物单体的形态是指矿物单晶体的形态，它包括整个晶体的外貌及晶面花纹特征。 1 晶体习性 矿物晶体在一定的外界条件下，常常趋向于形成某种特定的习见形态，称为该矿物的晶体习性 crystal habit，也称结晶习性，简称晶习。 其含义主要强调矿物晶体的总体外貌特征，即主要考虑晶体在三维空间相对发育的情况和形态；有时 也具体指该晶体常见的单形的种类。大致分为1柱状、针状和纤维状；2板状、片状、鳞片状和叶片状； 3粒状或等轴状。 例如，我们说石英的晶习为柱状，云母的晶习为片状，石榴子石的晶习为粒状，等等。我们也可以说 10 石榴子石的晶习为四角三八面体，因为石榴子石经常发育四角三八面体单形。 晶体习性主要与内部结构和化学成分有关，化学成分简单，结构对称程度高的晶体，一般呈等轴状， 如自然金Au和石盐NaCl等。实际晶体往往沿其内部结构中化学键强的方向发育，如金红石、辉石和角 闪石等链状结构的矿物呈现柱状、针状晶习，而云母、石墨等层状结构的矿物则呈片状、鳞片状习性。 2 晶面花纹 1晶面条纹striations是指由于不同单形的细窄晶面反复相聚、交替生长而在晶面上出现的一系列 直线状平行条纹，也称聚形条纹combination striations，只见于晶面上，故又称为生长条纹growth striations。例如，黄铁矿的立方体及五角十二面体的晶面上常可出现三组相互垂直的条纹，它是由上述两 种单形的晶面交替生长所致图 13-1；α-石英晶体的六方柱晶面上常见有六方柱与菱面体的细窄晶面交替 发育而成的聚形横纹图 13-2。 图 13-1 黄铁矿的晶面条纹 图 13-2 α-石英的柱面横纹 2 晶面台阶steps 晶面是由层生长或螺旋生长机制形成的， 这些生长机制必定要在晶面上留下层状 台阶或螺旋状台阶。晶面台阶是最常见的晶面花纹，肉眼较难看到，借助显微镜，就能看到很漂亮的花纹。 图 13-3 黄铁矿晶面层状台阶 图 13-4 黑钨矿 {01 1}面上的螺旋状台阶 3生长丘growth hillock是指晶体生长过程中形成的、略凸出于晶面之上的丘状体。 图 13-5 绿柱石晶面上的生长丘 4 蚀像etch figure晶体形成后，晶面因受溶蚀而留下的一定形状的凹坑即蚀坑，etch pit。蚀像受 晶面内质点的排列方式控制，因而，不同矿物的晶体，以及同一晶体不同单形的晶面上，其蚀像的形状和 取向各不相同，只有同一晶体上同一单形的晶面上的蚀像才相同，故常可利用蚀像来鉴定矿物、判识晶面 是否属于同一单形，确定晶体的真实对称，以及区分晶体的左、右形图 13-6。 11 图 13-6α -石英 {1011｝的晶面上之生长丘 a 左形晶,b 右形晶 二、矿物集合体的形态 矿物集合体mineral aggregate是指同种矿物的多个单体聚集在一起的整体。其形态取决于单体的 形态及集合方式，与矿物的内部结构和生成环境密切相关。 常见的矿物集合体形态有以下几种类型 图 13-7 矿物各种集合体的形态 1粒状集合体granular aggregate这类集合体分布广泛，由矿物单晶体颗粒聚集而成。颗粒的形态多 近于三向等长形。按照矿物单体颗粒大小不同可划分为粗粒颗粒直径大于 5 毫米、中粒15 毫米和细粒 小于 1 毫米三级。有时在集合体中矿物颗粒过于细小，用肉眼不能分辨颗粒间的界线，在手标本描述中 可称之为致密块状。 2片状集合体schistic aggregate集合体中矿物颗粒为两向伸长形，那么由大到小、厚到薄的不同， 可分别构成板状、片状、鳞片状集合体。 3柱状集合体olumnar aggregate如果颗粒为一向伸长形，则会形成柱状、针状、毛发状、纤维状或 束状、 放射状集合体。 如果这些柱状晶体有共同基底， 形成一种矿物或不同矿物的晶体群， 称晶簇druse 图 13－8，形成晶簇的原因，是因为与基底成最大倾斜角度的晶体最易发育，而其他的晶体由于在生长过程 中受到阻碍会逐渐被淘汰，这种现象称为几何淘汰律 12 图 13－8 石英晶簇 以上 3 种矿物集合体形态都为显晶集合体，因为它们能够被看出单个矿物晶体的形态。除了这些显晶 集合体外，还有隐晶或非晶集合体，在隐晶或非晶集合体中，凭肉眼甚至放大镜都很难看出单个矿物晶体 颗粒，因此只能根据总体外貌来描述其形态。 4分泌体secretion分泌体又称晶腺，是岩石中的空洞被结晶质或胶体充填而成的矿物集合体。这 种充填是从洞壁开始，逐渐向中心沉淀形成的。在沉淀过程中，充填物质的成分可以有变化，从而使分泌 体具有同心层状构造图 13－9。直径小于 1 厘米的分泌体又叫杏仁体amygdaloid。火山喷出岩的气孔常 被次生充填，从而使岩石具杏仁构造。 图 13－9 玛瑙晶腺 图 13－10 方解石杏仁体 5结核体concretion结核体是物质围绕某一中心向外围逐渐沉淀形成的矿物体，其沉淀程序与分泌 体刚好相反。结核体产生于沉积岩层中，常见的有磷灰石、黄铁矿等成分的结核体图 13－11。结核的内 部一般也具有同心层状构造。当结核体球粒直径小于 2mm 时并形成许多形状、大小如鱼卵者的结合体集 合体时称鲕状集合体oolitic aggregates，如鲕状赤铁矿图 3－12；当球粒直径稍大、形成如豌豆般的结合 体集合体时称豆状集合体pisolitic aggregates, 球粒直径更大时称肾状集合体reni aggregates。 图 13－11 黄铁矿结核体 图 13－12 鲕状赤铁矿 6钟乳状体stalactitic是由真溶液蒸发或胶体凝聚，使沉淀物逐层堆积而成的矿物集合体。在石灰 岩溶洞中常见的石钟乳图 13－13、石笋和石柱等，它们均属钟乳状体；有时钟乳状体也表现为葡萄状或 肾状。 13 图 13－13 方解石钟乳状集合体 以上的隐晶及非晶集合体在漫长的地质年代中可以被慢慢晶化而形成放射状构造，如图 13－11 所示 的黄铁矿结核体横截面上的放射状构造，这种放射状构造是由无数细小的针状晶体放射状排列而成。这是 由于隐晶及非晶质体内能高，有自发地向内能低的晶态物质转化的原因。 矿物集合体的形态除上述类型外还常见有粉末状、土状、树枝状、块状等。 第四章 矿物的物理性质 矿物的物理性质physical properties主要指矿物的光学性质、力学性质等，它们取决于其本身的化学成 分和内部结构。矿物晶体的内部格子构造又决定了矿物在物理性质上表现出的均一性、异向性和对称性。 矿物的物理性质是鉴别晶体矿物的主要依据。同时，矿物的物理性质与其形成环境密切相关，同种矿物由 于形成条件的不同，其成分和结构在一定程度上随之产生相应的变化，必然要反映到物理性质上。因此， 研究矿物的物理性质可以提供矿物乃至岩石的成因信息。 另外，不少矿物因其具有特殊的物理性质，可直接应用于工业生产。例如，刚玉的硬度高可用作研磨材料 和精密仪器的轴承； 石英的压电性可用于电子工业作振荡元件； 重晶石的密度大可作为钻井泥浆的加重剂， 以防井喷的发生，等等。 一、矿物的光学性质 矿物的光学性质optical properties是指矿物对可见光的反射、折射、吸收等所表现出来的各种性质。 1 矿物的颜色 矿物的颜色color是矿物对入射的白色可见光390～770nm中不同波长的光波吸收后，透射和 反射的各种波长可见光的混合色。 自然光呈白色，它是由红、橙、黄、绿、蓝、青、紫七种颜色的光波组成。不同的色光，波长各不相 同。不同颜色的互补关系如图 14-1 所示，对角扇形区为互补的颜色。 图 14-1 7 色光的互补关系 当矿物对白光中的不同波长的光波同等程度地均匀吸收时，矿物所呈现的颜色取决于吸收程度，如果 14 是均匀地全部吸收，矿物即呈黑色；若基本上都不吸收，则为无色或白色；若各色光皆被均匀地吸收了一 部分，则视其吸收量的多少，而呈现出不同浓度的灰色。如果矿物只是选择性地吸收某种波长的色光时， 则矿物呈现出被吸收的色光的补色。 图 14-2 矿物的颜色形成示意图 矿物的颜色据其产生的原因，通常可分为自色、他色和假色 3 种。自色idiochromatic color是由矿物 本身固有的化学成分和内部结构所决定的颜色，对同种矿物来说，自色一般相当固定，因而是鉴定矿物的 重要依据之一；他色allochromatic color是指矿物因含外来带色的杂质、气液包裹体等所引起的颜色，它 与矿物本身的成分、结构无关，不是矿物固有的颜色，无鉴定意义；假色pseudochromatic color是由物理 光学效应所引起的颜色，是自然光照射在矿物表面或进入到矿物内部所产生的干涉、衍射、散射等而引起 的颜色，假色只对个别矿物有辅助鉴定意义，矿物中常见的假色主要有晕色iridescence、 变彩play of color等。 图 14-3 矿物的各种颜色 如果从内部物理机制来看，矿物的自色，大多是由于组成矿物的原子或离子，受可见光的激发，发生 电子跃迁或电荷转移而造成的，其呈色机理主要有以下四种 1 离子内部电子跃迁internal electron transition这是含过渡型离子的矿物呈色的主要方式。过渡型 离子具有未满的外电子层结构，受配位体的作用，d 轨道或 f 轨道会发生能级分裂，能级间的能量差与可 见光中的某种波长的光波相当。当自然光照射时，矿物将吸收这部分色光而呈现其补色。由于电子跃迁发 生在过渡型离子的 d 轨道或 f 轨道内部，故又称为 dd 跃迁或 ff 跃迁。因此，将能使矿物呈色的过渡 型离子称为色素离子chromophoric ion。 2 离子间电荷转移interionic charge transfer 在外加能量的激发下， 矿物晶体结构中变价元素的相邻 离子之间可以发生电子跃迁称为电荷转移，而使矿物致色。如 Fe2与 Fe3，Mn2与 Mn3或 Ti3与 Ti4之 间最易发生电荷转移。 3 能带间电子跃迁interband transition也称带隙跃迁bandgap transition 。能带理论认为，矿物中 的原子或离子，其外层电子均处于一定的能带。能带的下部为价带valence band，上部为导带conduction band，价带与导带之间为禁带forbidden band即带隙。若禁带宽度与可见光中某种色光的能量相当，则 矿物可吸收能量高于该色光能量的光波，使电子越过禁带而从价带跃迁到导带，导致矿物呈色。 4 色心color centre色心是一种能选择性吸收可见光波的晶格缺陷，它能引起相应的电子跃迁而使 矿物呈色。当矿物中某种元素的含量过剩或存在杂质离子以及晶格的机械变形等，均可形成色心。 2 矿物的条痕 矿物的条痕streak是矿物粉末的颜色。通常是指矿物在白色无釉瓷板上擦划所留下的粉末的颜色。 15 图 14-4 矿物的条痕 矿物的条痕能消除假色、减弱他色、突出自色，它比矿物颗粒的颜色更为稳定，更有鉴定意义。例如 不同成因不同形态的赤铁矿可呈钢灰、铁黑、褐红等色，但其条痕总是呈特征的红棕色或称樱红色。 3 矿物的透明度 矿物的透明度transparency 或 diaphaneity是指矿物允许可见光透过的程度。矿物肉眼鉴定时，通常 是依据矿物碎片刃边的透光程度， 配合矿物的条痕， 将矿物的透明度划分为透明transparent 或 diaphanous、 半透明translucent、不透明opaque3 个等级。透明矿物条痕常为无色或白色，或略呈浅色，半透明矿物条 痕呈各种彩色如红、褐等色，不透明矿物条痕具黑色或金属色。 4 矿物的光泽 矿物的光泽luster是指矿物表面对可见光的反射能力。矿物反光的强弱主要取决于矿物对光的折射 和吸收的程度，折射及吸收越强，矿物反光能力越大，光泽则越强，反之则光泽弱。矿物肉眼鉴定时，根 据矿物新鲜平滑的晶面、解理面或磨光面上反光能力的强弱，同时常配合矿物的条痕和透明度，而将矿物 的光泽分为 4 个等级 1 金属光泽metallic luster反光能力很强，似平滑金属磨光面的反光。矿物具金属色，条痕呈黑色 或金属色，不透明。如方铅矿、黄铁矿和自然金等。 2 半金属光泽submetallic luster反光能力较强，似未经磨光的金属表面的反光。矿物呈金属色， 条痕为深彩色如棕色、褐色等，不透明半透明。如赤铁矿、铁闪锌矿和黑钨矿等。 3 金刚光泽adamantine luster反光较强，似金刚石般明亮耀眼的反光。矿物的颜色和条痕均为浅 色如浅黄、桔红、浅绿等、白色或无色，半透明透明。如浅色闪锌矿、雄黄和金刚石等。 4 玻璃光泽vitreous luster反光能力相对较弱，呈普通平板玻璃表面的反光。矿物为无色、白色或 浅色，条痕呈无色或白色，透明。如方解石，石英和萤石等。 16 图 14-5 矿物的各种光泽等级 此外，在矿物不平坦的表面或矿物集合体的表面上，常表现出一些特殊的变异光泽，主要有 1油脂光泽greasy luster某些具玻璃光泽或金刚光泽、解理不发育的浅色透明矿物，在其不平坦的 断口上所呈现的如同油脂般的光泽，如石英。 2 树脂光泽resinous luster在某些具金刚光泽的黄、褐或棕色透明矿物的不平坦的断口上，可见到 似松香般的光泽。如浅色闪锌矿和雄黄等。 3 沥青光泽pitchy luster 解理不发育的半透明或不透明黑色矿物， 其不平坦的断口上具乌亮沥青状 光亮。如沥青铀矿和富含 Nb、Ta 的锡石等。 4 珍珠光泽pearly luster 浅色透明矿物的极完全的解理面上呈现出如同珍珠表面或蚌壳内壁那种柔 和而多彩的光泽。如白云母和透石膏等。 5 丝绢光泽silky luster无色或浅色、具玻璃光泽的透明矿物的纤维状集合体表面常呈蚕丝或丝织 品状的光亮。如纤维石膏和石棉等。 6 蜡状光泽waxy luster某些透明矿物的隐晶质或非晶质致密块体上，呈现有如蜡烛表面的光泽。 如块状叶蜡石、蛇纹石及很粗糙的玉髓等。 7 土状光泽earthy luster呈土状、粉末状或疏松多孔状集合体的矿物，表面如土块般暗淡无光。如 块状高岭石和褐铁矿等。 17 图 14-6 矿物的一些特殊光泽 影响矿物光泽的主要因素是矿物的化学键类型。具金属键的矿物，一般呈现金属或半金属光泽；具共 价键的矿物一般呈现金刚光泽或玻璃光泽；具离子键或分子键的矿物，对光的吸收程度小，反光就很弱， 光泽即弱。 矿物的光泽的等级一般是确定的，但变异光泽却因矿物产出的状态不同而异。光泽是矿物鉴定的依据 之一，也是评价宝石的重要标志。 二、矿物的力学性质 矿物的力学性质mechanical properties是指矿物在外力如敲打、挤压、拉引和刻划等作用下所表现出 来的性质。 1 解理 解理cleavage是指矿物晶体受应力作用而超过弹性限度时， 沿一定结晶学方向破裂成一系列光 滑平面的固有特性。这些光滑的平面称为解理面cleavage plane。 解理是晶质矿物才具有的特性，严格受其晶体结构因素晶格及化学键类型及其强度和分布的控 制，解理面常沿晶体结构中化学键力最弱的面产生。 在原子晶格中，各方向化学键均等，解理面一般平行面网密度大且面网间距也大的面网产生；在离子 晶格中，解理面平行电性中和面产生，因为电性中和面内部电性平衡，与相邻面网的引力弱，或者，平行 同号离子层相邻的面网，因为同号离子层间引力更弱；在多键型的分子晶格中，解理往往平行由分子键联 系的面网，因为分子键弱；在金属键晶格中，由于失去价电子的金属阳离子弥漫于整个晶格，当晶格受力 时很容易发生晶格滑移而不引起键的断裂，故金属晶格具延展性而无解理。 显然，解理是晶体的异向性的具体体现之一。解理还可以体现晶体的对称性，在晶体结构中成对称关 系的平面，都应发育相同的解理。一个晶体中有多个方向的解理，这被称为解理的组数，同一方向的解理 为一组解理。成对称关系的不同解理应具有完全相同的等级与性质，不成对称关系的解理一般具有不同的 等级与性质。 正是因为解理面成对称性分布，因此可以用单形及其符号来表示解理面，它既表示了解理的方向，又 可表示解理的组数及解理夹角。例如，石盐、方铅矿均具 3 组互相垂直的平行｛100｝的立方体解理；萤 石具有 4 组平行八面体{111}的解理；闪锌矿具有 6 组平行菱形十二面体｛110｝的解理，解理夹角为 120； 方解石具有 3 组平行菱面体{1011}的解理；重晶石具有 2 组平行斜方柱{210}的解理及 1 组{001}解理；石 墨具平行底面｛0001｝的一组解理。解理的组数和夹角还可从解理面上的解理纹得到反映图 14-4。 18 图 14-7 解理的方向性 对矿物解理的观察描述，不但要注意解理的方向、组数及夹角，还应着重确定解理的等级。根据解理 产生的难易