Плотностью камня называется отношение массы камня к массе воды такого же объёма. Плотность камня бывает со значением от 1 до 20. Камни имеющие значение меньше 2 являются лёгкими. Камни имеющие значение от 2 до 4 являются нормальной тяжести, а имеющие значение более 4 являются тяжёлыми. Камни обладающие высокой плотностью такие как алмазы, рубины, сапфиры намного тяжелее породообразующих камней таких как квар и полевой шпат и за счёт этого в быстрых реках камни с высокой плотностью отлагаются раньше и образуют россыпные месторождения. Плотность минералов используется для идентификации камней. Средняя плотность камня определяется двумя методами это методом гидростатического взвешивания камня и методом погружения камня в тяжёлые жидкости.
Метод гидростатического взвешивания
Этот метод занимает много времени и сравнительно дешевле.
Метод гидростатического взвешивания
Сначала к гидростатическим весам подвешивают камень на тоненькой проволочке и замеряют его вес на воздухе. Затем погружают камень в воду и снова замеряют его вес. После взвешивания определяют водяной объём камня вычитанием из веса камня в воздухе вес камня в воде. После определения водяного объёма камня вычисляется плотность камня по следующей формуле P=M:V
- P — это плотность камня.
- M — это масса камня.
- V — это водяной объём камня который определяется вычитанием. V= взвешенная масса на воздухе -взвешенная масса в воде.
Расчет веса и объема щебня: таблица соответствия фракций и весов
Все статьи. Заказать консультацию. Для получения полной информации о ближайшем дилере в Вашем регионе, воспользуйтесь формой поиска.
Как самостоятельно рассчитать вес памятника Главная Информация Рассчитать вес памятника.
Полезные статьи
Как самостоятельно рассчитать вес гранитного памятника Знание веса гранитного памятника — это немаловажный вопрос, который возникает при самостоятельной транспортировке гранитных изделий. Формула расчёта массы гранита Для того, чтобы рассчитать вес детали, нужно кубатуру гранитного элемента умножить на массу кубического метра данного вида гранита.
Пример: Есть стела из карельского габбро-диабаза размером см высота , 50 см ширина , 5м толщина. Всего три показателя.
Калькулятор расчёта веса керамогранита
Умножаем 1 х 0,5 х 0,05 получается 0, м куб. Теперь умножаем 0, м куб кубатура стелы на кг масса кубатуры карельского габбро-диабаза. Получается 75 кг. Разумеется, это показатель прямоугольной стелы, масса резной стелы будет меньше.
Метод погружения в тяжёлые жидкости
Этот метод очень сложен и намного дороже первого но зато не занимает много времени. Данный метод используют для идентификации настоящих камней от искусственных камней и от подделок. Этот метод основан на свойстве тяжёлой воды в которой твердые предметы не опускаются на дно и не всплывают, а находятся как бы в подвешенном состоянии при условии что их плотность одинаковая. Камень сначала помещают в очень тяжёлую воду при этом камень будет водой выдавливаться на поверхность. Затем тяжёлую воду начинают разбавлять дистиллированной водой при этом плотность воды будет постепенно уменьшаться и когда плотность воды сравняется с плотностью камня то камень перейдёт в подвешенное состояние. После этого нужно измерить плотность воды и можно будет идентифицировать камень по таблице. Плотность разбавленной тяжёлой воды определяется в лабораторных условиях с помощью специальных весов Вестфаля. Таблица плотности камня.
| Камень | Плотность | Камень | Плотность | Камень | Плотность |
| Танталит | 5,18—8,20 | Алмаз | 3,47—3,55 | Аквамарин | 2,67—2,71 |
| Касситерит | 6,8—7,1 | Титанит | 3,52—3,54 | Тигровый глаз | 2,64—2,71 |
| Вульфенит | 6,7—7,0 | Г емиморфит | 3,52—3,54 | Аугелит | 2,7 |
| Г аллиант | 7,05 | Г иперстен | 3,4—3,5 | Мраморный оникс | 2,7 |
| Церуссит | 6,46—6,57 | Сингалит | 3,47—3,49 | Лабрадорит | 2,69—2,7 |
| Куприт | 5,85—6,15 | Везувиан | 3,32—3,42 | Кораллы | 2,6—2,7 |
| Фосгенит | 6,13 | Дюмортьерит | 3,26—3,41 | Вивианит | 2,6—2,7 |
| Крокоит | 5,9—6,1 | Эпидот | 3,4 | Кордиерит | 2,58—2,66 |
| Шеелит | 5,1—6,1 | Родицит | 3,4 | Авантюрин | 2,65 |
| Джевалит | 5,60—5,71 | Пурпурит | 3,2—3,4 | Г орный хрусталь | 2,65 |
| Цинкит | 5,66 | Перидот (хризолит) | 3.27—3.37 | Цитрин | 2,65 |
| Прустит | 5,57—5,64 | Жадеит | 3,30—3,36 | Празиолит | 2,65 |
| Пирит | 5,0—5,2 | Танзанит | 3,35 | Дымчатый кварц (раухтопаз) | 2,65 |
| Г ематит | 4,95—5,16 | Диоптаз | 3,28—3,35 | Розовый кварц | 2,65 |
| Фабулит | 5,13 | Корнерупин | 3,28—3,35 | Аметист | 2.63—2,65 |
| Хромит | 4,1—4,9 | Диопсид | 3,27—3,31 | Авантюриновый полевой шпат | 2,62—2,65 |
| Ильменит | 4,72 | Аксинит | 3,27—3,29 | Агат | 2,60—2,65 |
| Циркон | 3,90—4,71 | Эканит | 3,28 | Моховой агат | 2,58—2,62 |
| ИАГ-гранат | 4,6 | Энстатит | 3,26—3,28 | Элеолит | 2,55—2,65 |
| Барит | 4,5 | Турмалин | 3,02—3,26 | Халцедон | 2,58—2,64 |
| Смитсонит | 4,3—4,5 | Силлиманит | 3,25 | Хризопраз | 2,58—2,64 |
| Псиломелан | 4,35 | Смарагдит | 3,25 | Перистерит | 2,61—2,63 |
| Витерит | 4,27—4,35 | Апатит | 3,17—3,23 | Лунный камень | 2,56—2,62 |
| Рутил | 4,20—4,30 | Г идденит | 3,16—3,20 | Ортоклаз | 2,56—2,60 |
| Халькопирит | 4,1—4,3 | Кунцит | 3,16—3,20 | Псевдофит | 2,5—2,6 |
| Спессартин | 4,12—4,20 | Лазулит | 3,1—3,2 | Варисцит | 2,4—2,6 |
| Альмандин | 3,95—4,20 | Флюорит | 3,18 | Обсидиан | 2,3—2,6 |
| Страз | 3,15—4,20 | Андалузит | 3,12—3,18 | Г овлит | 2,53—2,59 |
| Виллемит | 3,89—4.18 | Магнезит | 3.00—3.12 | Санидин | 2,57—2,58 |
| Пейнит | 4,1 | Эвклаз | 3,10 | Амазонит | 2,56—2,58 |
| Сфалерит | 4,08—4,10 | Тремолит | 2,9—3,1 | Тугтупит | 2,36—2,57 |
| Рубин | 3,97—4,05 | Актинолит | 3,03—3,07 | Лейцит | 2,45—2,50 |
| Сапфир | 3,99—4,00 | Амблигонит | 3,01—3,03 | Канкринит | 2.4—2,5 |
| Целестин | 3,97—4,05 | Нефрит | 2,90—3,02 | Апофиллит | 2,30—2,50 |
| Ганит | 3,99—4,00 | Данбурит | 3,0 | Колеманит | 2,42 |
| Анатаз | 3,58—3,98 | Датолит | 2,90—3,00 | Гаюин | 2,4 |
| Малахит | 3,82—3,95 | Бразилианит | 2,98—2,99 | Петалит | 2,40 |
| Азурит | 3,75—3,95 | Ангидрит | 2,90—2,99 | Томсонит | 2.3—2,4 |
| Периклаз | 3,7—3,9 | Фенакит | 2,95—2,97 | Хризоколла | 2,00—2,40 |
| Плеонаст | 3,7—3,9 | Доломит | 2,85—2,95 | Молдавит | 2,32—2,38 |
| Сидерит | 3,85 | Арагонит | 2,94 | Г амбергит | 2,35 |
| Демантоид | 3,82—3,85 | Пренит | 2,87—2,93 | Алебастр (гипс) | 2,30—2,33 |
| Ставролит | 3,7—3,8 | Яшма | 2,58—2,91 | Содалит | 2,13—2,29 |
| Пироп | 3,65—3,80 | Лазурит | 2,4—2,9 | Натролит | 2,20—2,25 |
| Уваровит | 3,77 | Бериллонит | 2,80—2,85 | Стихтит | около 2,2 |
| Александрит | 3,70—3,73 | Вард ит | 2,81 | Опал | 1,98—2,20 |
| Хризоберилл | 3,70—3,72 | Стеатит (жировик) | 2,7—2,8 | Сера | 2,05—2,08 |
| Родонит | 3,40—3,70 | Бирюза | 2.60—2,80 | Морская пенка (сепиолит) | 2,0 |
| Родохрозит | 3,30—3,70 | Серпентин | 2,4—2,8 | Улексит | 1,9—2,0 |
| Кианит | 3,65—3,69 | Г арниерит | 2,3—2,8 | Слоновая кость | 1,7—2,0 |
| Бенитоит | 3,65—3,68 | Изумруд | 2,67—2,78 | Г ейлюссит | 1,99 |
| Г россуляр | 3,60—3,68 | Жемчуг | 2,60—2,78 | Курнаковит | 1,86 |
| Баритокальцит | 3,66 | Берилл | 2,65—2,78 | Гагат | 1,30—1,35 |
| Шпинель | 3,58—3,61 | Битовнит | 2,71—2,74 | Янтарь | 1,05—1,30 |
| Таафеит | 3,6 | Скаполит | 2,57—2,74 | ||
| Топаз | 3,53—3,56 | Кальцит | 2,71 |
Для этого способа подходит только тяжёлая вода которую можно разбавлять дистиллированной водой. Очень часто используют в качестве тяжёлой воды растворы Туле, Клеричи и Сушина.
- Раствор Туле имеет плотность 3,2 и может идентифицировать очень большое количество камней. Этот раствор состоит из двойного иодида калия и ртути.
- Раствор Клеричи токсичен и имеет плотность 4,2, поэтому его применяют для идентификации более тяжёлых камней. В состав этого раствора входит формиат и малонат таллия, поэтому этот раствор получается очень дорогостоящим.
- Раствор Сушина имеет плотность 3,5. Этот раствор состоит из раствора иодида бария и ртути.
Все тяжёлые растворы после разбавления можно восстановить до исходной плотности путём обычного выпаривания на водяной бане. Если камень будет чистым и не разбавлен другими минералами то вы определите этим методом очень точную плотность этого камня.
Разновидности гранитов
По особенностям минерального состава среди гранитов выделяются следующие разновидности:
- Плагиогранит — светло-серый гранит с резким преобладанием плагиоклаза при полном отсутствии или незначительном содержании калиево-натриевого полевого шпата, придающего гранитам розовато-красную окраску.
- Аляскит — розовый гранит с резким преобладанием калиево-натриевого полевого шпата с малым количеством (биотит) или отсутствием темноцветных минералов.
По структурно-текстурным особенностям выделяют следующие разновидности:
- Порфировидный гранит — содержит удлинённые либо изометричные вкрапленники, более или менее существенно отличающиеся по размерам от основной массы (иногда достигают 10—15 см) и обычно представленные ортоклазом или микроклином, реже кварцем. Порфировидные граниты, в которых зерна калиево-натриевого полевого шпата розового цвета обрастают светло-серым плагиоклазом, приобретая округлые очертания, называются гранитом рапакиви. Такое строение способствует быстрому разрушению породы, её крошению.
Геохимические классификации гранитов
Широко известной за рубежом является классификация Чаппела и Уайта, продолженная и дополненная Коллинзом и Валеном. В ней выделяется 4 типа гранитоидов: S-, I-, M-, A-граниты. В 1974 году Чаппел и Уайт ввели понятия о S- и I-гранитах, основываясь на том, что состав гранитов отражает материал их источника. Последующие классификации также в основном придерживаются этого принципа.
- S — (sedimentary) — продукты плавления метаосадочных субстратов;
- I — (igneous) — продукты плавления метамагматических субстратов;
- M — (mantle) — дифференциаты толеит-базальтовых магм;
- А — (anorogenic) — продукты плавления нижнекоровых гранулитов или дифференциаты щелочно-базальтоидных магм.
Различие в составе источников S- и I-гранитов устанавливаются по их геохимии, минералогии и составу включений. Различие источников предполагает и различие уровней генерации расплавов: S — супракрустальный верхнекоровый уровень, I — инфракрустальный более глубинный и нередко более мафический. В геохимическом отношении S- и I-граниты имеют близкие содержания большинства петрогенных и редких элементов, но есть и существенные различия. S -граниты относительно обеднены CaO, Na2O, Sr, но имеют более высокие концентрации K2O и Rb, чем I-граниты. Эти различия обусловлены тем, что источник S-гранитов прошёл стадию выветривания и осадочной дифференциации. К M типу относятся граниты, являющиеся конечным дифференциатом толеит-базальтовой магмы или продуктом плавления метатолеитового источника. Они широко известны под названием океанических плагиогранитов и характерны для современных зон СОХ и древних офиолитов. Понятие А-гранитов было введено Эби. Им показано, что они варьируют по составу от субщелочных кварцевых сиенитов до щелочных гранитов с щелочными темноцветами, резко обогащены некогерентными элементами, особенно HFSE. По условиям образования могут быть разделены на две группы. Первая, характерная для океанических островов и континентальных рифтов, представляет собой продукт дифференциации щелочно-базальтовой магмы. Вторая, включает внутриплитные плутоны, не связанные непосредственно с рифтогенезом, а приуроченные к горячим точкам. Происхождение этой группы связывают с плавлением нижних частей континентальной коры под влиянием дополнительного источника тепла. Экспериментально показано, что при плавлении тоналитовых гнейсов при давлении 10 кбар образуется обогащенный фтором расплав по петрогенным компонентам сходный с А-гранитами и гранулитовый (пироксенсодержащий) рестит.
Геодинамические обстановки гранитного магматизма
Наибольшие объёмы гранитов образуются в зонах коллизии, где сталкиваются две континентальные плиты и происходит утолщение континентальной коры. По мнению некоторых исследователей, в утолщённой коллизионной коре образуется целый слой гранитного расплава на уровне средней коры (глубина 10—20 км). Кроме того, гранитный магматизм характерен для активных континентальных окраин (Андские батолиты), и, в меньшей степени, для островных дуг.
В очень малых объёмах граниты образуются в срединно-океанических хребтах, о чём свидетельствует наличие обособлений плагиогранитов в офиолитовых комплексах.
Проблема происхождения гранитов
Гранитные скалы.
Граниты играют огромную роль в строении коры континентов Земли. Но, в отличие от магматических пород основного состава (габбро, базальт, анортозит, норит, троктолит), аналоги которых распространены на Луне и планетах земной группы, о существовании гранитов на других планетах солнечной системы имеются лишь косвенные свидетельства. Так, имеются косвенные признаки существования гранитов на Венере[5]. Среди геологов существует выражение «Гранит — визитная карточка Земли»[6]. С другой стороны, есть веские основания полагать, что Земля возникла из такого же вещества, что и другие планеты земной группы. Первый состав Земли реконструируется как близкий составу хондритов. Из таких пород могут выплавляться базальты, но никак не граниты. Эти факты привели петрологов к постановке проблемы происхождения гранитов, привлекавшей внимание геологов много лет, но и до сих пор далёкой от полного решения.
В настоящее время о происхождении гранитов известно довольно много, но некоторые принципиальные проблемы остаются пока нерешенными. Одна из них — это процесс образования гранитов. При частичном плавлении твердого корового вещества, ясно определимые твердые остатки — реститовые кристаллические фазы, не перешедшие в расплав — встречаются в них относительно редко. Небольшое количество остаточного материала можно видеть в S-гранитах и I-гранитах. Однако в Р- и А-гранитах реститовые фазы обычно не диагностируются. С чем это связано — с полным разделением твердых фаз и расплава в процессе подъёма магматического материала, с последующим преобразованием твердых остатков, отсутствием критериев для их диагностики или же с дефектом самой петрологической модели — в настоящее время пока не выяснено. Проблема реститовых остатков вызывает и другие вопросы. При частичном плавлении амфиболсодержащих пород повышенной кислотности можно получить лишь около 20 % низкокалиевого гранитного материала. При этом должно оставаться 80 % безводного твердого остатка, состоящего из пироксена, плагиоклаза или граната. Хотя породы в нижней части континентальной коры имеют близкий минеральный состав, их обломки, вынесенные вулканами, не несут геохимических признаков тугоплавкого остаточного материала. Есть предположение, что этот материал был каким-то образом погружен в верхнюю мантию, однако прямые доказательства реальности этого процесса отсутствуют. Не исключено, что и в данном случае петрологическая модель нуждается в корректировке.
Есть и другие неясности при изучении процесса происхождения гранитов. Однако современные методы исследования достигли такого уровня, который позволяет надеяться на то, что правильные решения будут найдены в ближайшее время.
Автором одной из первых гипотез о происхождении гранитов стал Н. Боуэн — отец экспериментальной петрологии. На основании экспериментов и наблюдений за природными объектами он установил, что кристаллизация базальтовой магмы происходит по ряду законов. Минералы в ней кристаллизуются в такой последовательности (в соответствии с рядом Боуэна[7]), что расплав непрерывно обогащается кремнием, натрием, калием и другими легкоплавкими компонентами. Поэтому Боуэн предположил, что граниты могут являться последними дифференциатами базальтовых расплавов.
