title-icon
Яндекс.Метрика
» » Оптические свойства минералов

Оптические свойства минералов

Оптические свойства минералов относятся к числу наиболее важных. На них основана методика определения минералов под микроскопом, а такие свойства, как блеск и цвет, для многих минералов определяют их практическую ценность.
Световой луч, падая на поверхность минерала, частично отражается от нее, частично преломляется или поглощается минералом. Эти явления называют светопреломлением, светоотражением и светопоглощением. С ними связаны цвета минералов и явления люминесценции.
Светопреломление происходит в результате изменения направления светового луча при прохождении его через минерал, обусловленное различными скоростями распространения света в воздухе и в минерале. Для выражения особенностей светопреломления минералов пользуются вспомогательной поверхностью — оптической индикатрисой, имеющей форму эллипсоида. Размер каждого радиуса-вектора индикатрисы представляет показатель преломления (n) кристалла для тех волн, колебания которых совершаются в направлении этого вектора. Для однородноаморфных минералов и минералов кубической сингонии индикатриса имеет форму шара, так как все ее радиусы-векторы одинаковы. Такие минералы называются оптически изотропными и для них характерен один показатель преломления.
В минералах других сингоний показатели преломления изменяются с изменением направления, поэтому такие минералы называются оптически анизотропными.
Для минералов, кристаллизующихся в тетрагональной, тригональной и гексагональной сингониях, оптическая индикатриса представляет эллипсоид вращения, ось которого является оптической осью. Перпендикулярно к оси располагается круговое сечение, которое означает, что луч, проходящий в направлении оптической оси, не испытывает двойного лучепреломления, а колебания световой волны, распространяющиеся перпендикулярно световой нормали, по всем направлениям одинаковы. Оптическая ось совпадает с осями симметрии четвертого, третьего или шестого порядка. Минералы этих сингоний в оптическом отношении являются одноосными. В них показатели преломления изменяются с изменением направления хода лучей в минерале от некоторого максимального показателя (ng) до минимального (nр).
Оптически одноосные минералы, у которых в круговом сечении лежит наименьший показатель преломления, называются положительными. Если в круговом сечении лежит наибольший показатель преломления, то они являются отрицательными.
Минералы, кристаллизующиеся в ромбической, моноклинной и триклинной сингониях, характеризуются индикатрисой в виде трехосного эллипсоида. Оси этого эллипсоида отвечают по значению трем показателям преломления ng, nm, nр. В трехосных эллипсоидах есть два круговых сечения, перпендикулярно к которым проходят две оптические оси. Минералы ромбической, моноклинной и триклинной сингоний оптически двуосны. Угол, образуемый двумя оптическими осями, обозначается 2V. В зависимости от того, каким направлениям в оптической индикатрисе отвечают наибольший (ng), средний (nm) и наименьший (nр) показатели преломления, различают оптически положительные и оптически отрицательные минералы.
Оптически положительными являются такие, в которых наибольший показатель преломления (ng) отвечает положению острой биссектрисы, т. е. биссектрисы острого угла между оптическими осями. Если этому положению отвечает наименьший показатель, то минералы будут оптически отрицательными.
При определении минерала важное значение имеет также характер удлинения минерала, или знак зоны. Если с направлением удлинения минерала совпадает больший показатель преломления (ng), то такой минерал относят к имеющим положительное удлинение (+) и наоборот: если с направлением удлинения совпадает меньший показатель преломления, минерал имеет отрицательное удлинение (—).
Минералы по характеру удлинения делятся на четыре категории: 1) минерал положительный, удлинение положительное (кварц — SiO2, циркон — Zr[SiO4], рутил — TiO2); 2) минерал отрицательный, удлинение отрицательное (апатит Са2Са3(Сl, F, OН)[РO4]3, доломит — CaMg[CO3]2); 3) минерал положительный, удлинение отрицательное (мелилит — Ca2 (Mg, Al) [(Si, Al)2SiO7], брусит — Mg(OH)2); 4) минерал отрицательный, удлинение положительное (гематит — Fe2O3, тальк — Mg3(OH)2[Si4O10]).
Как известно, в различных средах скорость распространения света неодинакова для разных длин волн. Вследствие этого наблюдается различие в показателях преломления для различных длин волн. Это явление, носящее название дисперсии показателей преломления, обусловливает дисперсию силы двупреломления и дисперсию угла оптических осей, т. е. разную величину угла оптических осей в кристалле для света разных длин волн. Положение круговых сечений, нормалями к которым являются оптические оси, определяется в двуосных кристаллах относительной величиной главных осей индикатрисы Ng, Nm, Np. Для света разных длин волн эти величины различны, следовательно, и индикатриса для каждой длины волны имеет свою величину. Если форма всех этих индикатрис одна и та же, т. е. если оси Ng, Nm, Np, увеличиваясь или уменьшаясь, сохраняют отношение своих величин, то круговые сечения для света всех длин волн занимают одинаковое положение, и дисперсия оптических осей не имеет места. Чаще всего индикатрисы для разных длин волн не вполне подобны друг другу, следствием чего является несколько различное положение круговых сечений и дисперсия оптических осей. Различают два вида дисперсий угла оптических осей:
1. Угол оптических осей для длинных волн (красных) больше, чем для коротких (фиолетовых). Такой вид дисперсии обозначается r > v (r — rot — красный, V — violett — фиолетовый) или р > v (р — розеос — розовый, v — виакиндинос — фиолетовый).
2. Угол оптических осей для длинных волн меньше, чем для коротких и обозначается r < v или р < v.
В некоторых случаях в результате сильной дисперсии меняется положение плоскости оптических осей. Примером может служить брукит (TiO2, минерал ромбической сингонии, оптически положительный), у которого оси индикатрисы с уменьшением длины волны увеличиваются несколько неравномерно: та ось, которая для красных лучей была наименьшей (Np), для синих становится средней (Nm); в связи с этим положение плоскости оптических осей меняется на перпендикулярное.
Явления светопреломления изучают при помощи поляризационного микроскопа в тонких шлифах (толщиной около 0,02 мм) или в порошках, погружаемых в специальные иммерсионные жидкости. Этот метод получил название иммерионного. Поляризационным микроскопом можно сравнительно быстро определять минералы, так как каждому минералу свойственны характерные для него оптические константы.
Мы не будем здесь излагать методики исследования каждого из свойств, что детально дается в курсах кристаллооптики, но отметим, что отдельные явления светопреломления непосредственно связаны друг с другом и являются функцией химического состава минералов и их структуры, следовательно, определение оптических констант позволяет делать выводы о химическом составе минерала. Делается это с помощью диаграмм, связывающих химический состав и физические свойства минералов. Диаграммы значительно облегчают работу по определению минералов.
Светоотражение — результат отражения части светового луча, упавшего на поверхность минерала.
Свойство минерала отражать то или иное количество падающего на него света является оптической константой и называется отражательной способностью. Отражательная способность может быть точно измерена при помощи фотометрирования. Выражается она отношением интенсивности света, отраженного зеркальной плоскостью минерала, к интенсивности света, падающего на эту плоскость. Численное значение отражательной способности принято называть показателем отражения минерала. Эта величина всегда меньше единицы. Отражательная способность минерала может быть выражена формулой:
Оптические свойства минералов

где R — показатель отражения;
n — средний показатель преломления минерала в воздухе.
Показатель отражения минералов выражается в процентах, причем интенсивность падающего света принимается за сто. Величина его колеблется в значительных пределах: от единиц процента до 90 и более процентов. Самый высокий показатель отражения имеет самородное серебро — 95%. Наибольшее количество минералов характеризуется показателем отражения до 10—15%.
На отражательную способность минералов, кроме показателей преломления, влияет показатель поглощения (K). Следовательно, приведенная выше формула является действительной для прозрачных и полупрозрачных минералов с минимальными показателями поглощения и преломления. Это хорошо видно из приведенной ниже формулы:

Отражательная способность минералов обычно определяется в желтом свете.
Одной из форм светоотражения минералов является их блеск, определяемый как показателем отражения, так и показателем преломления. Количественную характеристику блеска в зависимости от этих величин дал Д.П. Григорьев (табл. 23). Выделяют стеклянный, алмазный, полу металлический и металлический блеск. Следует различать блеск, принадлежащий индивидам минералов, и блеск, характерный для их агрегатов. Первый обусловлен зеркально гладкой поверхностью (гранями кристаллов и плоскостями спайности), а второй — неровными поверхностями тонкозернистых агрегатов. Неровный излом у минералов со стеклянным блеском усиливает отражение и обусловливает жирный (для светлоокрашенных и белых минералов) и смолистый (для темноокрашенных минералов) блеск.
Сростки и мелкозернистые агрегаты при грубой неровности поверхности кажутся восковыми, а при тонкой (у тонкодисперсных агрегатов минералов) — матовыми. Восковая и матовая поверхности возникают в результате явлений рассеяния света — матовости.
Кроме блеска и матовости минералов, различают также «отлив минералов». Этим термином определяют явление, связанное с блеском минералов, для поверхности которых характерна явно выраженная ориентировка слагающих минерал частиц. Так, например, у минералов с параллельноволокнистым строением поверхности (асбест —Mg6(OH)8[Si4O10]) наблюдается типичный шелковистый отлив, а у минералов с весьма совершенной спайностью (слюда, пластинчатый гипс и др.) — перламутровый отлив.

Перламутровый отлив особенно характерен для минерала вермикулита» который возникает вследствие гидратации биотита.
Блеск минералов, как уже отмечалось, является следствием светопреломления и светоотражения, которые определяются в свою очередь химическим составом минералов, а также характером кристаллической структуры. Отсюда следует, что целые группы и даже классы минералов должны характеризоваться одинаковым блеском. По количеству явно преобладают минералы, имеющие средние показатели преломления, следовательно, минералы со стеклянным блеском. Они составляют около 60% всего минерального мира.
Светоотражение изучают главным образом для непрозрачных (рудных) минералов на отполированных срезах, носящих название полированных шлифов, с помощью специальных рефлекторов (опак-иллюминаторов). Этот метод изучения носит название метода минераграфии.
В последнее время непрозрачные минералы исследуются в инфракрасных лучах в проходящем свете. В инфракрасных лучах с длинами волн менее 10 000 А непрозрачные минералы оказываются вполне прозрачными и поддаются исследованию обычными кристаллооптическими методами.
Изучение рудных минералов производится на основании анализа совокупности их физических свойств: отражательной способности, цвета в отраженном свете, внутренних рефлексов, твердости, магнитности, электропроводности и прочих свойств. Для диагностики рудных минералов большое значение имеют микрохимические реакции, которые проводятся с помощью специальных реактивов.
Так как непрозрачные рудные минералы часто находятся совместно с прозрачными минералами, то для выяснения их взаимоотношений, а также для генетических наблюдений всегда параллельно с изготовлением полированных шлифов для исследования в отраженном свете изготовляются прозрачные шлифы для изучения в проходящем свете.
Светопоглощение. По величине показателя поглощения света все минералы могут быть разделены на прозрачные, полупрозрачные и непрозрачные.
Прозрачные минералы можно рассматривать как частный случай непрозрачных, у которых показатель поглощения равен или близок нулю.
Многие минералы, кажущиеся непрозрачными в больших кусках, оказываются просвечивающими в тонких осколках или тонких препаратах.
В природе обычно наблюдаются постепенные переходы от прозрачных разностей к непрозрачным. Они вызываются изменением химического состава минералов.
Как правило, среди прозрачных минералов не наблюдается полуметаллический блеск, а среди непрозрачных — алмазный.
Цвет минералов. Цвет минералов — важнейшее диагностическое свойство. Цвет определяет практическую ценность ряда минералов (например, самоцветов). Нередки случаи, когда цвет того или иного минерала меняется в зависимости от условий его образования. Минералы глубинного происхождения, возникающие при высоких температурах, в большинстве случаев характеризуются темным, серым, однообразным цветом, тогда как минералы, образующиеся на поверхности земли из растворов, обычно светлые, белые и прозрачные. Последовательность выделения минералов при магматических процессах происходит в порядке понижения интенсивности окраски. Было установлено такое эмпирическое правило: сначала кристаллизуются темные руды и окрашенные минералы, потом бесцветные. Постепенный переход к бесцветным минералам объясняется тем, что в конце химических процессов накапливаются ионы, лишенные сильной поляризации и поэтому дающие бесцветные соединения. В пегматитах, например, изменение цвета идет в сторону замены зеленого и желтого красным и красного розовым, а потом белым цветом.
Особенности окраски (оттенки цвета, густота тона и блеска) позволяют иногда определить принадлежность минерала к тому или иному месторождению.
Окраска минералов в Канаде использовалась при аэросъемке и аэроразведке: жилы радиоактивных руд разыскивались и открывались с самолета по их темно-красной окраске.
По современным представлениям цвет минералов возникает в результате того, что составляющие их атомы и ионы поглощают видимый (а также невидимый) свет полностью или в пределах определенных длин волн.
Если минерал поглощает какие-либо части видимого света с перемещением полос поглощения от фиолетового конца (400—420 ммк) к красному (620—760 ммк), то он окрашивается в дополнительные цвета:

В тех случаях, когда полоса поглощения не перемещается последовательно к красному концу, а постепенно расширяется, захватывая все большую часть спектра, и у красного конца почти или совершенно уничтожает видимый спектр, минерал окрашивается в такие дополнительные цвета:

Способность минералов поглощать свет, а следовательно, и принимать соответствующую окраску, определяется главным образом природой образующих минерал атомов и ионов (их положением в менделеевской таблице), их координацией и поляризационными свойствами, а также типом структуры.
А.Е. Ферсман, наиболее полно исследовавший окраску минералов, пришел к выводу, что все элементы Менделеевской таблицы по способности влиять на окраску минералов могут быть разделены на две группы. К первой группе принадлежит большинство элементов менделеевской таблицы, относящихся к типу благородных газов и к типу купро. Окраска минералов, в состав которых входят эти элементы, определяется, главным образом, их поляризационными свойствами и следует от желтых (гринокит — CdS), бурых (касситерит — SnO2), красно-бурых и красных (киноварь — HgS) к черным (метациннабарит — HgS) цветам.
Как отмечает А. Е. Ферсман, у большинства этих минералов тона окраски нечисты и лишь в белых, бесцветных и темных металлических минералах наблюдаются определенные «неразмазанные» тона.
На долю минералов, окрашенных этими элементами, приходится до 85% всего минерального мира.
В чем же сказывается влияние поляризации на окраску минералов? При характеристике явления поляризации мы уже говорили о том, что ее сущность заключается в смещении положительного и отрицательного зарядов в электрическом поле. При такой деформации световая волна вызывает в структуре тот или иной энергетический эффект и погашается. Это приводит-к появлению дополнительных цветов окраски. Чем сильнее поляризация, тем шире полоса поглощения. Дополнительные цвета будут понижаться, краснеть, темнеть и чернеть. Как крайний предел поглощения вместо прозрачного минерала появится металлический кристалл, от которого часть лучей будет отражена, а часть поглощена им.
Ко второй группе принадлежат так называемые промежуточные элементы: Ti, V, Mn, Cr, Fe, Co, Ni, в меньшей степени Nb, Mo, U и TR. Эти элементы, по выражению А.Е. Ферсмана, есть «красители мира — основа ярких и чистых тонов, красоты драгоценного и цветного камня, яркость и ценность искусственных стекол». Эти элементы характеризуются незаполненными 3d-оболочками и, следовательно, поглощение света в них связано, главным образом, с перескоками некоторой части электронов поглощающих ионов с одной орбиты на другую.
В. Севергин в 1824 г. выделил три типа окраски минералов: 1) собственная, 2) зависящая от посторонних примесей и 3) случайная. В 1936 г. эти типы были названы А.Е. Ферсманом соответственно идиохроматической, аллохроматической и псевдохроматической окрасками.
Идиохроматическая (идиос — по-греч. свой, собственный) окраска минералов обусловлена хромофорами (красителями), которыми могут быть основные ионы минерала или группа ионов, а также изоморфные примеси.
Идиохроматическая окраска специфична для того или иного минерала и является его неотъемлемой частью. Идиохроматизм этих минералов — их закономерное свойство, такое же, как, например, плотность и др.
Аллохроматическая окраска (аллос — греч. посторонний) зависит от посторонних механических примесей. Чаще всего она бывает вызвана включениями окрашенных минералов, пузырьков газа и др. Эта окраска не связана непосредственно с химическим составом минерала. Она изменчива и непостоянна. В качестве примера аллохроматической окраски, наблюдаемой в минералах, можно привести ряд разностей кварца, который в чистом виде бесцветен: 1) празем — зеленоватый кварц с включением иголочек актинолита или хлорита; 2) авантюрин — буровато-красноватый кварц с мерцающим золотым отливом от блесток гетита, железной слюдки или обычной слюды; 3) кошачий глаз — зеленоватый, с шелковистым отливом от включений асбеста; 4) соколиный глаз — синеватый кварц от вростков. синей волокнистой роговой обманки (крокидолита).
Псевдохроматическая (псевдо- по-греч. ложный) окраска обусловлена рассеянием белого света, а также интерференцией световых волн в наружных слоях минерала, связанной с особенностями выделений или выветриванием минерала. Примером псевдохроматической окраски могут быть, различные побежалости, придающие поверхности минерала пеструю игру цветов. Побежалость бывает пестрая, как у борнита — Cu+5-nCu2+1/2nFeS4 или халькопирита — CuFeS2. Поверхность этих минералов переливается яркими синими, красными и пурпурными цветами, или бывает золотистой, как, например, у бурого железняка и др.


К псевдохроматической окраске принадлежит также иризация — яркий световой отлив на гранях и плоскостях спайности, связанный, вероятно, с субмикроскопическими ориентированными включениями. Она особенно характерна для полевых шпатов (лунный камень, солнечный камень, лабрадор — (Ca, Na)[Al(Si,Al)Si2O8] и опал — SiO2*nH2O).
Из приведенных трех типов окраски природных минералов наибольшее распространение и значение имеет идиохроматическая, связанная со свойствами определенных химических соединений и отдельных хромофоров давать эту окраску.
Хромофоры. Главнейшими хромофорами (хрома — по-греч. окраска, цвет) являются титан, ванадий, хром, марганец, железо, кобальт, никель, медь и в меньшей степени Nb, Mo, U и TR, т. е. главным образом промежуточные элементы менделеевской таблицы. В ряде случаев на характер окраски минералов оказывает влияние наличие в составе минерала других ионов, в особенности это относится к гидроксилу и молекулам воды. Красящая способность главнейших хромофоров приведена в табл. 24.
Из данных табл. 24 видно, что по цвету минерала без точных исследований нельзя определить, какой хромофор вызывает его окраску. Разные хромофоры могут одному и тому же минералу придавать один и тот же цвет, и различные окраски могут быть вызваны ионами одного и того же элемента. Даже в пределах одного минерального вида наблюдаются отклонения от средних цветов. Например, в сфалерите — ZnS окраска изменяется от светло-желтой через медово-желтую, канифольно-красную, красную, фиолетово-красную, бурую, желтовато-серую, коричневую до зеленой и черной, иногда с ярким густосиним отливом. Даже такой определенный цвет, как черный, у магнетита — FeFe2O4 или пиролюзита — MnO2 нередко сменяется серым или голубовато-серым. В общем, цвета рудных минералов с металлическим блеском более постоянны и определенны, чем у минералов «белых» или «бесцветных» с неметаллическим блеском.
Чем же обусловливается то, что один и тот же хромофор может вызвать разную окраску минерала? Наблюдения и эксперименты, проведенные главным образом С.В. Грум-Гржимайло, показали, что такое явление определяется главным образом валентностью и координационным числом (см. табл. 24 и рис. 57).
Наблюдения над минералами показали, что в них окраска может появиться даже при отсутствии хромофоров. Это явление связано с наличием в минералах дефектов (см. рис. 24), которые вызывают повышенное поглощение света минералом и являются так называемыми центрами окраски (F-центр, V-центр, F1-центp и Z-центр). Наиболее распространенным типом центров окраски является F-центр. Он представляет собой отрицательную ионную вакансию. Удерживаемый ею электрон возникает при заполнении вакансии каким-либо избыточным катионом, присутствующим в минерале обычно в виде примеси (R° -> R+ + е-).
При наличии в минерале примесей нарушается его потенциальное поле. Нарушение выражается в появлении в пределах запрещенной зоны локальных энергетических уровней, с которых электроны переходят в зону проводимости. В области видимого света появляются полосы поглощения и связанная с ними окраска минерала. Эта окраска очень неустойчивая. Она выцветает при нагревании и вновь восстанавливается при облучении жесткими лучами.
К минералам, окраска которых связана с дефектами их структуры, относятся дымчатый кварц и морион (SiO2) (рис. 56), синяя каменная соль (NaCl), флюорит (CaF2), топаз (Al2(F,OH )2[SiO4]), целестин (Sr[SO4]) и др. Радиоактивным облучением вызваны так называемые плеохроичные (от греч. плеон — больше и хрос — цвет), или окрашенные, ореоы, образующиеся вокруг радиоактивных включений в некоторых минералах (слюдах, турмалине и др.).
Методика изучения окраски активации минералов. При прохождении света через кристаллические вещества происходит поглощение видимых лучей, вследствие чего отраженный изнутри свет, лишившись ряда волн, окрашивается в тот или иной дополнительный цвет. Поглощение видимого света может быть: 1) общим, более или менее равномерным, когда поглощаются все длины волн спектра, и 2) избирательным, когда поглощаются некоторые области спектра.

Равномерное поглощение всего спектра окрашивает минерал в ахроматические цвета, т. е. в гамму серых цветов от бесцветного или белого до черного.
Избирательное поглощение обусловливает окрашивание минералов в чистые дополнительные цвета.
В настоящее время окраска минералов изучается точными методами — путем получения кривых спектрального поглощения. Точная характеристика цвета дается путем измерения поглощения лучей на всем протяжении спектра. Измерением кривых спектрального поглощения устанавливается, в какой степени поглощаются различные длины волн проходящего через минерал света. Для этого интенсивность падающего на минерал монохроматического света сравнивается с интенсивностью света, прошедшего через минерал.
Кривые спектрального поглощения могут быть измерены на ряде приборов, из которых наиболее совершенным является объективный спектрофотометр. Для полной характеристики измеряют для одноосных минералов поглощения по направлениям Nm и Np или Ng и Nm, а для двухосных минералов по — Ng, Nm и Np. На рис. 57 приведены кривые спектрального поглощения для главнейших хромофоров. Кривые спектрального поглощения не только дают возможность изучать природу окраски, но и позволяют устанавливать валентность хромофора, его координацию, а для некоторых хромофоров и концентрацию самого хромофора.

Цвет черты. Кроме окраски, которая наблюдается в сплошном куске минерала, различают также цвет его черты, представляющий собой цвет тонкого порошка минерала. Цвет черты определяется следом, оставляемым минералом на неглазурованной фарфоровой пластинке. По сравнению с окраской минералов цвет черты является более постоянным, вследствие чего имеет важное диагностическое значение, особенно для непрозрачных или полупрозрачных минералов.
Минералы с псевдохроматической окраской дают белую черту, а с аллохроматической — характерную черту, зависящую от присутствия в их составе той или иной примеси. Для минералов с металлическим блеском чаще всего наблюдается черта различных оттенков черного цвета.
У некоторых минералов цвет черты может быть использован для определения их химического состава, так как он меняется постепенно, в зависимости от изменения состава минерала. В частности, цвет черты сфалеритов состава ZnS (не содержащих железа, так называемых клейофанов) светло-желтый, почти бесцветный, в то время как для разностей состава (Zn, Fe)S (железистых, выделяемых под именем марматитов) он темно-коричневый. В качестве другого минерала, для которого цвет черты может быть использован для определения состава, можно назвать вольфрамит — минерал, состав которого колеблется от MnWO4 (побнерита), для которого характерна желтовато-бурая черта, до FeWO4 (ферберита) с темной» почти черной чертой.
При определении цвета минералов прибегают к сравнительной оценке: цвет минерала сопоставляется с окраской каких-либо предметов или веществ. Обычно пользуются следующими условными названиями основных цветов применяя их к определенным минералам, окраска которых более или менее постоянна (цвет следует наблюдать на свежем изломе, так как на поверхности он может измениться в результате выветривания):


По характеру распределения окраска минерала бывает сплошной и однородной, зональной, неравномерной (точечной, волокнистой, пятнистой и т. д.). Кроме того, разные концы одного и того же минерала могут быть окрашены в разные цвета.
При исследовании минералов следует различать первичную окраску, возникшую при образовании самого минерала, и вторичную, которая появляется после образования минерала, чаще всего в результате выветривания. В качестве примера можно назвать переход зеленых роговых обманок (окрашенных Fe2+) в бурые (окрашенные Fe3+) в результате окисления двухвалентного железа, побурение сфалерита (ZnS), осветление касситерита (SnO)2 и пр. Причина вторичного изменения окраски — химическое изменение минерала: привнос или вынос хромофоров или замена одних хромофоров другими.
Люминесценция. Некоторые минералы под действием определенных внешних влияний (нагревания, облучения, трения или разламывания и т. д.) приобретают новое энергетическое возбужденное состояние, результатом которого является оптическое излучение, называемое люминесценцией (от лат. lumen — свет, свечение).
Люминесценция, вызываемая нагреванием, получила название термолюминесценции, а облучением различными лучами — рентгеномоминесценции, катод люминесценции, фотолюминесценции (при облучении ультрафиолетовыми лучами) и т. д. Излучение, обусловленное трением и разламыванием, называют триболюминесценцией (от греч. трибо — трение). Оно особенно выражено у светлых разностей сфалеритов.
По современным представлениям, сущность люминесценции заключается в том, что приведенные в возбужденное состояние электронные уровни атома при переходе в первоначальное состояние излучают часть возбужденной энергии в виде светового пучка. Переход из возбужденного состояния в первоначальное, сопровождаемое свечением, может осуществляться в момент воздействия внешнего возбудителя или в течение некоторого времени после произведенного возбуждения. В первом случае явление называется флюоресценцией (по названию минерала флюорита — CaF2, у которого оно наблюдалось), а во втором — фосфоресценцией.
В минералогии наибольшее значение имеет фотолюминесценция, сущность которой такова. Минерал, поставленный на пути ультрафиолетовых лучей, сам начинает излучать свет, при этом происходит равномерное свечение всего монокристального зерна, а не только места поглощения светового кванта.
У различных минералов люминесценция различна как по силе, так и по цвету. Кроме того, одни и те же минералы из разных месторождений люминесцируют по-pазному.
Теория люминесценции минералов еще не разработана. Однако имеющиеся данные позволяют считать, что люминесцентные свойства минералов определяются главным образом разупорядочиванием структуры за счет изоморфных (избыточных) примесей, располагающихся в межузловых пространствах решетки, и за счет основных, также избыточных, атомов, строящих решетку минерала (например, Zn в ZnS, Na в NaCl) и занимающих в ней межузловые позиции. Люминесценция может быть вызвана другими дефектами решетки, нарушающими ее периодичность. Однако одного отношения «порядок — беспорядок» в структуре минерала еще недостаточно для того, чтобы в нем возникли люминесцентные свойства. Для этого необходимо определенное отношение между элементами, возбуждающими люминесценцию, — люминофорами и элементами, препятствующими ее возникновению, — гасителями люминесценции. Главными люминофорами являются: Mn, Cr, Cd, S, Cu, TR, [UO2], [MoO4], [WO4], [CO3], [SiO4], T(Аl, Si)О4], H2O, а главными гасителями люминесценции — Mn3+, Fe2+, Fe3+ и др. В карбонатах в качестве гасителей люминесценции выступают Cu, Ni, Co, Bi, а в ванадатах ион [VO6] оказывается гасителем даже такого сильного люминофора, как [UO2].
Необходимо иметь в виду, что некоторые элементы, являющиеся для одних минералов люминофорами, для других могут оказаться гасителями люминесценции (например, Cr и Mn для всльфрамитов).
Из перечисленных выше главнейших люминофоров часть принадлежит к типу собственного свечения, т. е. вызываемого свечением дискретных центров в решетке. К ним относятся [WO4] и [MoO4], а возможно также [SiO4] и радикалы боратов.
Отличительной чертой люминофоров являются их поляризационные свойства, а также значительные размеры, что позволяет им сравнительно легко возбуждаться и переходить на различные электронные уровни.
Проведенные Г.П. Барсановым и В.А. Шевелевой исследования над люминесценцией силикатов показали, что 80% всех люминесцирующих силикатов падает на минералы с кольцевой, островной и каркасной структурами, в то время как минералы цепочечные и, в особенности минералы с сдвоенными цепочками, почти не имеют люминесцирующих представителей. Также не люминесцнрующими в своем большинстве оказались самородные элементы и интерметаллические соединения с характерной металлической связью, большинство сульфидов и окислов.
Кроме того, исследования указанных выше авторов показали, что изменение люминесцентных свойств находится в определенной зависимости от условий генезиса минерала. Так, например, для кальцита удалось установить следующие закономерности: кальцит гипергенного происхождения люминесцирует голубовато-белым и голубым цветами; кальциты пегматитов — яркими оранжевыми цветами, а кальциты гидротермального происхождения — красно-оранжевыми цветами. Следовательно, для кальцита возможна корреляция люминесценции с генезисом и типом месторождения.
Для наблюдения фотолюминесценции в качестве источников излучения обычно применяются ртутно-кварцевые лампы типa ПРК-2 и ПРК-4, вмонтированные в люминесцентные установки типа ЛЮМ-1 или ЛЮМ-2, выпускаемые нашей промышленностью.
Фотолюминесценцию минералов наблюдают или визуально или под бинокулярным микроскопом, используя ультрафиолетовую лампу в качестве осветителя. При этом обычно ограничиваются определением цвета и интенсивности (яркости) свечения минерала (табл. 25 и 26).



title-icon Подобные новости