    Министерство общего и профессионального образования РФ
    СЫКТЫВКАРСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
    Физический факультет
    Кафедра физики твердого тела
    Допустить к защите
    зав. кафедрой ФТТ,
    д. ф. -м. н. , профессор
    _________Пунегов В. И.
    “ ” _________1998г.
    ДИПЛОМНАЯ РАБОТА
    Оптическая спектроскопия кристаллов галита с
    природной синей окраской
    Оценка "Отлично" Сдавался 11 июня 1998 года.
    Научный руководитель:
    к. г. -м. н. , ст. н. с.
    ИГ Коми НЦ УрО РАН ____________Лютоев В. П.
    “ ” _________ 1998г.
    Исполнитель:

студент 151 "А" гр. _____________Исаенко С. И. “ ” _________ 1998г.

    Сыктывкар, 1998
    СТР.
    Введение 3
    Глава 1 Природа синей окраски каменной соли 4
    1. 1. Природа окраски минералов 4
    1. 2. Структура и свойства каменной соли 5
    1. 3. Месторождения синей соли 6
    1. 4. Типизация окраски каменной соли 7

1. 5. Образование коллоидных частиц в природном синем галите 9

    Глава 2 Методы исследования 11
    2. 1. Спектроскопия оптического поглощения 11
    2. 1. 1. Явления поглощения света кристаллом 11
    2. 1. 2. Параметры спектров поглощения 11
    2. 2. Люминесценция 13

2. 3. Особенности свечения минералов при рентгеновском возбуждении 14

    Глава 3 Экспериментальные результаты 16
    3. 1. Образцы для исследования 16
    3. 2. Данные рентгено-структурного анализа 16
    3. 3. Примесной состав галита 18
    3. 4. Спектроскопия оптического поглощения 19

3. 4. 1. Аппаратура, используемая для получения спектров поглощения 19 3. 4. 2. Спектры оптического поглощения и центры

    окраски в природном галите 20
    3. 5. Рентгенолюминесценция галита 26
    3. 5. 1. Аппаратура для изучения рентгенолюминесценции 26
    3. 5. 2. Спектры рентгенолюминесценции галита 27
    3. 6. Кинетика образования F-центров в галите
    под действием рентгеновского излучения 28
    3. 6. 1. Влияние рентгеновского излучения на
    оптическое поглощение галита 28

3. 6. 2. Эффекты разгорания рентгенолюминесценции галита 29 3. 6. 3. Кинетика накопления F-центров 30

    3. 6. 4. Концентрации F-центров в облученных кристалла 33
    ГЛаВА 4 Модель роста окрашенных кристаллов галита 36
    Заключение 38
    Литература 39
    приложение 40
    ВВЕДЕНИЕ

Многие основные представления, касающиеся природы окраски минералов, явления люминесценции, оптического поглощения в ультрафиолетовой и видимой областях спектрального диапазона, взаимосвязанные процессы, протекающие в диэлектриках и полупроводниках, сформировались при изучении щелочных галоидов. Окраска галита, NaCl, широко распространенного в природе щелочного галоида, является важнейшим типоморфным свойством. Наряду с составом и морфологией этих минералов изучение окраски дает ценную информацию об условиях, существовавших в бассейнах соленакопления и процессах диагенетической перекристаллизации. Окраска является важным диагностическим свойством и может служить в целях корреляции разрезов и при изучении фациальных изменений калийных пластов. Она не утратила своего значения как наиболее экспрессный поисковый признак на калийные соли. Синий галит распространен в соляных отложениях разного возраста и неоднократно описывался многими исследователями (Пшибрам, 1959; Чирвинский, 1943; Пустыльников, 1973; Апполонов, Кощуг 1986 и др. ). В настоящее время проблемами центров окраски в щелочных галоидах занимаются специалисты Международной группы ФТТ и Лазерной физики в Антверпене. Однако для того, чтобы понять механизм природного синего окрашивания и использовать индикаторные свойства синего галита для решения некоторых проблем геологии соляных отложений необходимы систематические исследования комплексом физических методов происхождения окрашивания в каждом конкретном случае.

Целью данного исследования являлось изучение cпектроскопических свойств кристаллов каменной соли Соликамского и Польского месторождений и установление природы синего окрашивания.

Кристаллы галита были исследованы методами спектроскопии оптического поглощения и рентгенолюминесценции. Они охарактеризованы также рентгено-структурным, полуколичественным спектральным эмиссионным анализами и методом атомно-силовой микроскопии. Для обоснования и моделирования синего окрашивания галитов в природе изучено влияние ионизирующего излучения на оптические свойства окрашенных и неокрашенных образцов.

В результате исследований получены спектроскопические характеристики кристаллов галита различного происхождения, кинетические параметры накопления радиационных дефектов и предложена схема формирования синей пятнистой окраски. 1 Природа синей окраски каменной соли

1. 1. Природа окраски минералов

Современное понимание природы окраски минералов вообще и окраски конкретных минеральных видов в частности исходит прежде всего из того положения, что понимание цвета - это интерпретация спектра оптического поглощения или отражения. Установление концентрационных зависимостей, ориентационных, зависимостей от валентности, координации, структуры и состояния химической связи и т. д. находит естественное объяснение в результате интерпретации спектров в рамках теорий кристаллического поля, молекулярных орбиталей и зонной теории.

Выделяют следующие типы окраски минералов [1].

1. Окраска, связанная с собственным поглощением, т. е. с межзонными переходами, когда спектр собственного поглощения перекрывает видимую область (это окраска непрозрачных веществ, окраска зеркального отражения).

2. Окраска, связанная с попаданием края собственного поглощения в видимую область, т. е. окраска веществ с шириной запрещенной зоны, энергии которой соответствуют энергиям оптических переходов видимой области спектра (3 1, 6эВ).

3. Окраска, связанная с переходами между уровнями d- или f-электронов. Это окраска ионами элементов переходных групп в примесном или в видообразующем содержании (ионов-“хромофоров”). Разные характеристики этого типа окраски свойственны трем ее подтипам:

а). окраска, связанная со спектрами переноса энергии, т. е. с переходами со связывающих молекулярных орбиталей на антисвязывающие незаполненные орбитали, состоящие преимущественно из атомных орбиталей металла.

б). окраска, связанная со спектрами кристаллического поля, т. е. с переходами между уровнями d- или f-электронов, а также их смешанными fd-конфигурациями расщепленными кристаллическим полем. Это наиболее распространенная причина окраски породообразующих минералов.

Наиболее распространенными хромофорами в минералах являются ионы Fe2+ и Fe3+. Минералы V, Cr, Mn, Co, Ni, Cu составляют более “локализованные” группы. В редких случаях окраска обуславливается редкоземельными ионами, в таких минералах как флюорит, апатит, некоторые полевые шпаты и др. С точки зрения теории кристаллического поля естественно, что каждое валентное состояние переходных металлов в каждой координации дает качественно разные спектры, а с разными лигандами (F-Cl-H2O, O, S, Se, Te) и при разном искажении структурного положения полосы в этих спектрах могут быть смещены и расщеплены. Все это обуславливает различные окраски соединений одного и того же переходного элемента.

в). изменение и усиление окраски, связанные с интервалентными взаимодействиями, наблюдаются при наличии пар ионов Fe2+- Fе3+, Fe2+- Ti4+и др. в структурных положениях, обуславливающих возможность взаимодействия между ними.

4. Окраска, связанная с электронно-дырочными центрами, молекулярными ионами, свободными радикалами:

а) окраски, связанные с примесными катионами: 1) с d1-конфигурацией (Ti3+, V4+, Nb4+ и др. , а также титанил, ванадил, ниобил и др. ) с dn- и fn-конфигурациями, 2) с s1-, p1-, p5- конфигурациями (Pb+ в зеленом амазоните, Pb3+ в розовом кальците и др. ); б) окраски, связанные с О- и молекулярными ионами О2-, S2- и др. ; в) окраски, связанные со свободными радикалами SO4-, SO3- и др. ; г) окраски, связанные c F- и V-центрами и F-агрегатными центрами, особенно распространенными во фторидах и щелочных галогенидах.

Именно последний, электронно-дырочный тип окраски будет в дальнейшем представлять особый интерес, т. к. центры окраски этого типа присутствуют в кристаллах галита любого происхождения и могут быть легко получены путем облучения кристаллов ионизирующей радиацией.

1. 2. Структура и свойства каменной соли

Каменная соль, или галит, имеет химический состав NaCl и его кристаллы принадлежат кубической сингонии с пространственной группой Fm3m, с параметрами элементарной ячейки a0= 0, 5640 нм; координационное число Z = 4. Расстояние Na - Cl составляет 0, 2814 нм. Физические свойства кристаллов каменной соли описываются точечной группой симметрии гексоктаэдрического класса Oh - m3m(3L44L36L29PC). Кристаллы образованы главными формами: (100), (111), изредка встречаются формы: (110), (430), (530), (310), (510), (332), (321), (540), (320), (210), (410), (211), (221), (543).

Установлено, что кубические кристаллы NaCl образуются из нейтральных растворов, октаэдрические - из активных, кислых или щелочных растворов [2]. Очень характерны скелетные образования [3, 4] - хрупкие мутно-белые полые пирамидки "лодочки”, плавающие на поверхности рапы вершинкой вниз; стенки лодочек обычно ступенчаты, часто несут рубец или “шов”, образующийся вследствие роста от ребер по стенкам навстречу друг другу. Известны кубические кристаллы с воронкообразно-вогнутими гранями. Иногда кристаллы искривлены или имеют искаженную (ромбоэдровидную или пластинчатую) форму вследствие роста в условиях направленного давления. Грани кристаллов нередко ровные и блестящие, иногда ступенчатые или ямчатые. Фигуры травления, соответствующие гексоктаэдрическому классу, образуются даже при воздействии влажного воздуха. Фигуры травления на искусственных кристаллах, полученные при действии уксусной кислоты, изменяют свою форму в зависимости от примесей, добавляемых в уксусную кислоту [5]. Галит часто содержит обильные включения маточного раствора, иногда со взвешенными в нем иголочками ангидрита; включения имеют неправильную форму или форму отрицательных кристаллов. Нередки включения твердых частиц - зерна сильвина, иголочки ангидрита, кристаллики, шаровидные и мучнистые скопления карбонатов, глинистых частичек, гематита и гетита [4, 6]; реже содержит карналлит в виде желвачков и по трещинам спайности [7], изредка - минералы бора, иногда - органические вещества, нефть, газы (углеводороды, сероводород, углекислоту, гелий).

Спайность по (100) совершенная, по (110) несовершенная [8]. Галит довольно хрупок, но при нагревании пластичность значительно возрастает (в горячем насыщенном растворе легко гнется руками); делается пластичным также при продолжительном одностороннем давлении [9]. Твердость 2, несколько различная при царапании вдоль ребра и вдоль диагонали куба. Средняя твердость грани куба меньше, чем на грани октаэдра. Синий галит по сравнению с бесцветным характеризуется большей твердостью и скоростью растворения в воде и несколько меньшим показателем преломления [10]. Микротвердость 18 - 22 кг/мм2. Непроводник электричества. Диэлектрическая постоянная 5, 85. Удельный вес 2, 173, часто колеблется из-за наличия включений, например, у соли из Калуша от 1, 9732 до 2, 2100; отмечалось увеличение удельного веса с увеличением интенсивности синей окраски. Галит бывает бесцветным и прозрачным, часто белым, серым до черного, красным, коричневым, желтым, синим (небесно-голубой до темного индиго), фиолетовым, розово-лиловым до темно-пурпурного [11, 12]; изредка зеленым.

1. 3. Месторождения синей соли

Наиболее известными являются месторождения синей соли в Германии, в частности месторождение в Страсфурте. Особенно красивая фиолетовая соль была найдена в руднике Гримберг, расположенным близ Херингена (область Верра). Во всех австрийских соляных рудниках можно найти синюю соль (Cornu, 1908), кроме рудника близ Аусзее, где она встречается крайне редко. Особенно характерна фиолетовая волокнистая или призматическая соль из Халлейна и Хальштатта и соль, окрашенная в виде синих точек из Хальштатта. Среди карпатских месторождений наиболее важное месторождение в Калузе. Дельтер (Doelter, 1929) описывает синюю соль из месторождений Франции и Испании. Фиолетовая соль встречается в Сицилии, а в Англии синяя соль была найдена во время буровых работ в Йоркшире (Stewart, 1949). Апродов описывает русские месторождения синей соли в Соликамске. Образец синей соли из месторождения Илецкая Защита Оренбургской области находится в Британском музее, Южный Кенсистон. Синяя соль в неевропейских странах встречается редко. Она залегает в соляной области Пенджаба, близ Майо (Научно-исследовательский институт радия в Вене имеет небольшой образец с указанием этой местности). В одном докладе о буровых работах в Нью-Мексико упоминается о зернах синей соли, найденной в кернах (Schaller, Henderson, 1932). Чилийская самородная селитра (каличе) обязана своей синей окраске содержанию в ней мелкой распыленной синей каменной соли.

Этот обзор месторождений далеко не полный, однако он показывает, что синяя соль хотя встречается не так уже часто, но все же она очень широко распространена [11].

Типизация окраски каменной соли

Окраска галита является важнейшим типоморфным свойством. Изучение окраски наряду с изучением состава и морфологии этих минералов дает объемные сведения об условиях, существовавших в бассейнах соленакопления и процессах диагенетической перекристаллизации. Окраска является важным диагностическим свойством и может служить в целях корреляции разрезов и при изучении фациальных изменений калийных пластов. Она не утратила своего значения как наиболее экспрессный поисковый признак на калийные соли [13].

Серая окраска часто обуславливается включениями глины; черная и бурая, исчезающие при нагревании, - примесью органических веществ. Коричневые и желтые тона иногда связаны с примесью соединений железа, в частности мельчайших игл гематита; в последнем случае окраска обычно распределяется неравномерно или струйчато. Зеленая окраска может вызываться включениями дугласита, в этом случае на воздухе галит буреет.

Синяя, фиолетовая и исчезающая на свету желтая окраски вызываются воздействием радиоактивного излучения. Источникомb-излучения в соляных месторождениях служит 40К и сопровождающий его радиоактивный Rb, что подтверждается неоднократно отмечавшимся фактом окрашивания галита в синий цвет в соседстве с сильвином и другими калийными солями, а также лабораторными исследованиями. Пространственная связь синего галита только с калийными минералами, макро - и микроморфология окрашенных областей галита позволяют принять в качестве источника радиоактивных излучений распределенный в решетке калийных минералов изотоп40K. К такому же заключению нас приводит проведенный Ю. А. Борщевским анализ энергии, выделяющейсяb- и g-излучениями этого изотопа в геологическое время. По его расчетам мощность дозы самооблучения для источника, близкого к сферическому, с размерами 0, 3 - 1, 0 см (что отвечает обычным размерам калийных минералов в соляных отложениях) дляb-излучения - 2, 72*1014эВ*год/г, для g-излучения - 0, 82*1014эВ*год/г. Средняя глубина проникновения b-излучения в кристаллы составляет 1, 5 мм, так что при средних размерах кристаллов сильвина 0, 5 - 2 смb-излучение почти полностью поглощается самим калийным минералом: доза поглощенногоb-излучения 2, 45*1014эВ*год/г, g-излучения - 0, 02*1014эВ*год/г. Отсюда на облучение вмещающего сильвин галита расходуется доза 1, 07*1014эВ*год/г, и суммарная доза облучения галита сильвином может достигать очень значительной величины (если принять время облучения 450 - 500 млн. лет) - (4, 8 - 5, 35) *1022эВ*год/г. Такого количества энергии более чем достаточно для возникновения синего окрашивания [11].

Фиолетовый галит имеет в видимой части полосу поглощения 17320 см-1 (538 нм), голубой - интенсивную полосу поглощения 16500 см-1 (606 нм), густо-синие галиты поглощают при 15600 см-1 (640 нм), 18720 см-1 (534 нм), 22400-23080 см-1 (450-433 нм), 25800-26900 см-1(388-372 нм) [13]. Главный максимум на спектрах поглощения синих кристаллов галита находится в интервале 610-650 нм. Этот максимум обусловлен поглощением света коллоидными частицами металлического натрия, размеры которого колеблются от 50 до 80 нм. На коллоидную природу синего окрашивания указывает, кроме того, интенсивность окраски, а также наличие в синих солях плеохроизма [10]. Кроме этих косвенных данных, получено прямое доказательство присутствия в решетке синего галита коллоидных металлических частиц: в спектре ЭПР галита обнаружена линия, принадлежащая металлическому натрию [13].

Важную роль в процессе окрашивания и формирования морфологии окрашенных областей сыграли деформации соляных пород. В соляных породах широко распространены пластичные деформации, которые проявляют себя в виде микроскладок, беспорядочно ориентированных и раздавленных включений, следов скольжения параллельно граням ромбододекаэдра - вдоль них ориентируются вторичные газово-жидкие включения. При деформациях наблюдается трансляционное скольжение, к которому присоединяется вращение обломков кристаллов. Синие кристаллы нередко имеют раковистый излом, в них распространена отдельность (111), которая в недеформированном галите обычно отсутствует. Изучение соотношения деформаций и окраски галита позволяет сделать заключение, что окрашены наиболее деформированные части кристаллов, а морфологии окрашенных и деформированных областей сходны.

Характер и интенсивность окрашивания обусловливаются количеством b-радиации, полученной образцом, и его чувствительностью к облучению. Последняя зависит от многих причин, главнейшими из которых являются следующие: 1)степень деформированности решетки и наличие в ней тех или иных напряжений; 2)количество и характер элементов-примесей в облучаемом материале, например в голубой соли отмечалось повышенное содержание Ca, в фиолетовой - Cu; общее количество примесей в фиолетовой и голубой соли превышает количество их в желтой; в синей соли из Соликамска установлены нейтральные атомы Na; 3)скорость роста окрашиваемых кристаллов. Очень часто синяя окраска распределяется в кристаллах неравномерно благодаря локальности облучения или восприимчивости к нему кристаллов: в виде зон, параллельных граням куба, неправильных, изолированных друг от друга участков, каемок, пятен, извилистых полос и т. д. Сами окрашенные участки отличаются друг от друга структурой, различимой под лупой сетчатой, точечно-сетчатой, штриховой, пятнистой, зональной, спиральной и т. д. Иногда это явление обусловлено обрастанием окрашенных скелетных кристаллов бесцветной солью [14].

Винингер (Wieninger, 1950) исследовал большое количество различных образцов природной синей соли, которые анализировались следующим образом: по наиболее выделяющимся максимумам кривой определялось положение отдельных полос поглощения; соответствующие резонансные кривые вычислялись теоретически и затем вычитались из наблюдавшейся кривой поглощения. В разностной кривой можно было обнаружить последующие максимумы. Максимумы можно связать частично с центрами, частично с коллоидными частицами. Связь с коллоидными частицами подкрепляется экспериментами, проведенными под ультрамикроскопом. На основании этого исследования Винингер делит синюю соль на три или четыре группы [11]: 1) Окрашивание посредством только центров. Фиолетовая соль из шахты Гримберг (исключая темные полосы) и из Стасфурта с R-центрами при 580 нм. Соль из Сицилии с F-центрами при 460 нм, с R-центрами при 570 нм и с M-центрами при 720 нм. Наличие коллоидных частиц проявляется по слабому конусу Тиндаля, но они мало способствуют окрашиванию.

2) Окрашивание при помощи только коллоидных частиц. По-видимому, редкий случай; синяя соль из Хальштатта с обусловленным коллоидными частицами максимумом при 600 нм.

Окрашивание посредством центров и коллоидных частиц. Последние делятся на две подгруппы: окрашивание с преобладанием центров, окрашивание с преобладанием коллоидных частиц. Примером окрашивания с преобладанием центров является синевато-фиолетовая соль из шахты Гримберг и Величка с R-центрами при 580 нм и коллоидным максимумом при 680 нм. Окрашивание с преобладанием коллоидных частиц характерно для синей соли из Стасфурта.

Происхождение центров окраски несомненно связано с облучением галита в природе. Как было отмечено выше, основным источником радиации в соляных пластах является40К, входящий в состав парагенетичного галиту минерала сильвина - KCl. Формирование коллоидных центров окраски в природе не столь очевидно и требует дополнительного рассмотрения.

1. 5. Образование коллоидных частиц в природном синем галите

F-центры и R-центры, иногда также и М-центры имеются в большинстве синих солей, и, таким образом, как предпологает К. Пшибрам, в природе произошел переход от F-центров через R- и M-центры к коллоидным частицам. Тот факт, что окрашивание в синий цвет в природе происходит без нагревания или облучения светом, объясняется большой длительностью процесса окрашивания или возрастом образцов условиями, которые невозможно воспроизвести в лаборатории. Образование центров, окрашивающих в синий и фиолетовый цвета, установлено уже во время облучения при комнатной температуре в темноте (М- и R-центры, последние у спрессованной соли). Если ждать достаточно долго, то устойчивые центры, окрашивающие в синий цвет, могут, вероятно, увеличиться за счет F-центров, как это происходит при нагревании и облучении светом. Наиболее устойчивыми, если они образовываются, остались бы в конце концов коллоидные частицы.

Непосредственно облучение не приводит к возникновению синей окраски. Поэтому очевидно, что в природе должно как будто иметься еще одно условие, способствующее образованию коллоидов; этим условием, возможно, являются примеси. Однако следует заметить, что природная коллоидно-окрашенная каменная соль после обесцвечивания ее путем нагревания при новом облучении не обнаруживает тенденции к образованию коллоидов. По-видимому, большая длительность процессов в природе является необходимой предпосылкой для образования коллоидных частиц.

Таким образом, окраска каменной соли может быть обусловлена как радиационными и примесными точечными дефектами, так и объемными дефектами инициирующими специфическое рассеяние оптического излучения. Вопрос о принадлежности природно-окрашенной соли тому или иному типу может быть решен на основе детальных спектроскопических исследований.

    2 Методы исследования
    Спектроскопия оптического поглощения
    Явление поглощения света кристаллом

При прохождении монохроматического света через кристалл в тот момент, когда длина его волны (его энергия) будет соответствовать разности энергетических уровней иона в кристалле, происходит поглощение энергии света, сопровождающееся ослаблением его интенсивности, что приводит к появлению полосы поглощения в оптическом спектре кристалла. Эти энергетические уровни - это уровни иона или другого дефектного центра, расщепленные кристаллическим полем. Разность энергий - это разность между уровнем основного состояния, принимаемым за нуль, и одним из возбужденных уровней. Условие поглощения - равенство энергии монохроматического света E=hn и разности Евозб - Еосн:

hn=Евозб - Еосн (2. 1)

Полосы поглощения соответствуют энергиям уровней иона в кристалле, а спектры поглощения дают основной экспериментальный материал об уровнях иона в конкретных кристаллах. Разность энергий между уровнями ионов с заполненными оболочками, не расщепляющимися в кристаллах, в большинстве случаев очень велика и соответствует переходам в дальней ультрафиолетовой области или области ультрамягких рентгеновских лучей. Только уровни ионов с незаполненными d- и f оболочками расщепляются кристаллическими полями, и сила кристаллического поля такова, что разность энергий расщепленных уровней соответствует энергиям видимой области спектра. Аналогичной системой уровней энергии обладают электронно-дырочные центры, на которых также возможно поглощение света в оптическом диапазоне. Однако т. к. в такие центры окраски вовлекаются несколько ближайших атомов, образующих по сути дела молекулярный ион, для интерпретации их уровней энергии используются модели молекулярных орбиталей. Положение уровней энергии иона в кристалле рассчитывается по положению полосы поглощения в оптическом спектре, поэтому энергия уровней может быть выражена в частотах полос поглощения, а последние - в единицах энергии. Оптической области спектра отвечают энергии порядка 10-11 - 10-12эрг, поэтому энергии оптических переходов обычно измеряют в электрон-вольтах (1эВ = 1, 602*10-12 эрг). Видимая часть спектра охватывает значения порядка 1, 5 - 3эВ.

Параметры спектров поглощения

Если положение полосы поглощения связано с разностью энергетических уровней, то ее интенсивность (I) определяется величиной интеграла произведения волновых функций основного и возбужденных состояний и момента перехода между ними: (2. 2)

Где Y1 - волновая функция основного состояния; Y2- волновая функция возбужденного состояния; М - электрический дипольный переход между этими состояниями (магнитный дипольный и электрический квадрупольный переходы имеют на несколько порядков меньшую интенсивность). При равенстве нулю произведения этих состояний и момента перехода интенсивность равна нулю - переход запрещен; при отличии от нуля - переход разрешен. Равенство или неравенство нулю следует уже из простых соображений симметрии, приводящих к правилам отбора. Интенсивность же разрешенных переходов определяется с помощью силы осциллятора f, которая может быть вычислена из следующего выражения:

(2. 3)

где величина перед интегралом - атомные постоянные (m и e - масса и заряд электрона, с - скорость света), а интеграл - величина, определяемая особенностями основного и возбужденного состояний. Название “сила осциллятора” происходит из классической модели перехода между состояниями, представляемыми как колеблющаяся (осциллирующая) система.

Сила осциллятора обычно измеряется из спектров поглощения:
, (2. 4)

где интеграл , равный , представляет экспериментально определяемую площадь под линией поглощения; e - молярный коэффициент поглощения; n- частота. Зависимость интенсивности поглощения от толщины кристалла выражается законом Бугера - Ламберта, который сводится просто к определению, что каждый последующий слой вещества поглощает одинаково, но это соответствует показательной (экспоненциальной) зависимости поглощения от толщины. Эта зависимость получается следующим образом.

Обозначим интенсивность первоначального потока света, входящего в кристалл, через I0, а интенсивность света, прошедшего через первый слой вещества, через I1. Тогда I1/I0 = T, или I1 = I0T, где T - пропускание - положительная дробь, показывающая, во сколько раз I1 меньше I0. При вхождении уже ослабленного потока света I1 в следующий слой ситуация повторяется: I2 = I1T, или I2 = I0T2, что и приводит к общему закону: I = I0Tt, или Ln I/I0= t LnT, где t - толщина кристалла; Т - натуральный логарифм дроби, поэтому T = e-a, где a - коэффициент поглощения. Отсюда и получается закон Бугера - Ламберта: I = I0e-at, или Ln I/I0 = Ln T = -at, или Ln I/I0 = Ln 1/T = at (2. 5).

Люминесценция

Люминесценция - неравновесное излучение, представляющее собой избыток над тепловым излучением при данной температуре и характеризующееся длительностью, существенно превышающей период световых колебаний (10-10с и больше) [15]. Большая длительность люминесцентных процессов показывает, что между актами поглощения и излучения протекает определенное время, соответствующее времени переноса энергии от мест поглощения к местам излучения [16].

Для того, чтобы кристалл стал люминесцирующим, необходима достаточная концентрация так называемых центров свечения в его решетке, роль которых выполняют в основном дефекты структуры. К таким дефектам относятся всякие нарушения периодичности в строении кристалла, включая свободные электроны и дырки [17, 18]. Это, в первую очередь, точечные дефекты кристалла, имеющие атомные размеры (вакансии, междуузельные атомы и атомы растворенных в кристалле примесей и т. д. ). Центры свечения чаще всего связаны с примесными дефектами активаторные центры [17, 19, 11]. Собственные дефекты также входят в состав некоторых центров свечения [17, 19, 20].

В зависимости от вида энергии, используемой для возбуждения, различают фотолюминесценцию (возбуждение световыми фотонами), рентгенолюминесценцию (возбуждение рентгеновскими лучами), катодолюминесценцию (возбуждение потоками электронов), электролюминесценцию (возбуждение электрическим полем) и т. д. Люминесценция во всех случаях возникает при переходе люминесцирующего вещества из возбужденного состояние в невозбужденное (основное). Возбужденное состояние может быть кратковременным или удерживаться длительный промежуток времени, но во всех случаях оно нестабильно. Обратный переход совершается безызлучательно или с излучением разной длительности. По длительности люминесценции различают флюоресценцию (кратковременное свечение) и фосфоресценцию (длительное свечение).

По характеру кинетики различают следующие виды люминесценции (рис. 1): а) Резонансная люминесценция. Наблюдается в том случае, если атом (ион) возвращается в основное состояние, испуская фотон hv той же частоты, что и поглощенный. В кристаллах резонансная люминесценция практически не отмечается.

Рис. 1. Схемы энергетических переходов при различных процессах люминесценции: а - резонансная люминесценция, б - спонтанная люминесценция с одним промежуточным переходом, в - вынужденная люминесценция с одним метастабильным уровнем

Рис. 2. Зонная схема рекомбинационного свечения: А - уровни активатора, Л ловушки. а - возбуждение через центр свечения с непосредственной рекомбинацией после возбуждения; б - возбуждение через центр свечения с рекомбинацией после освобождения электронов из ловушек; в - возбуждение через валентную зону с непосредственной рекомбинацией после возбуждения; г - возбуждение через валентную зону с рекомбинацией после освобождения электронов из ловушек. б) Спонтанная люминесценция. Включает переходы с высших возбужденных состояний на энергетический уровень, с которого происходит излучение. Этот вид люминесценции характерен для примесных центров в ионных кристаллах и наиболее распространен в природных минералах.

в) Вынужденная, или метастабильная, люминесценция. Связана с пребыванием возбужденных электронов на так называемых метастабильных уровнях, располагающихся несколько ниже обычного излучательного уровня. Последующий переход на уровень излучения осуществляется вследствие поглощения энергии тепловых колебаний или дополнительного кванта света, в результате чего излучение происходит с большим запаздыванием.

г) Рекомбинационная люминесценция (рис. 2) наблюдается, если при возбуждении ионизируются центры, в процессе чего образуются две разноименно заряженные и независимые друг от друга компоненты. В кристалле - это неравновесные носители заряда (свободные электроны или дырки), приводящие к появлению электропроводности. Излучение происходит при рекомбинации противоположно заряженных частиц на определенных центрах (активаторах), поэтому механизм такого возбуждения люминесценции называют рекомбинационным.

Особенности свечения минералов при рентгеновском возбуждении

При первичном акте взаимодействия ионизирующей радиации с кристаллом в нем за время порядка 10-11с возникают электроны большой энергии, создающие в кристалле каскады вторичных электронов [16]. Эти электроны создают нестабильные возбуждения решетки, которые за 10-10~10-14с распадаются на cтабильные элементарные возбуждения - электронно-дырочные пары и экситоны.

В большинстве типичных кристаллофосфоров вероятность прямой рекомбинации электронов и дырок (переход зона - зона) мала. Мигрируя по решетке, они передают свою энергию центру свечения, создавая локализованные возбужденные состояния, которые разрушаются с испусканием квантов света люминесценции или фононов. Различают два основных механизма передачи энергии от основного вещества к центрам свечения: электронно-дырочный и экситонный. Выделяют четыре разновидности электронно-дырочного механизма передачи энергии, представляемые следующими условными реакциями:

A+e++e- -> Ae++e- -> Ae+e- -> A* -> A+ hv (2. 6)
A+e-+e+ -> Ae-+e+ -> Ae-e+ -> A* -> A+ hv; (2. 7)

A+R+e++e- -> A+Re++e- -> A+Re+e- -> A+R* -> A*+R ->A+R+ hv; (2. 8) A+R+e-+e+ -> A+Re-+e+ -> A+Re-e+ -> A+R* -> A*+R ->A+R+ hv; (2. 9) Здесь А - центр люминесценции в основном состоянии, R - центр рекомбинации, e+ - дырка, e- - электрон, A*- центр люминесценции в возбужденном состоянии, hv - квант люминесценции. Механизмы (2. 6), (2. 7) осуществляются чаще, (2. 8), (2. 9) - реже. Процесс экситонной передачи энергии может быть схематически представлен в виде следующей реакции

A+e0 -> Ae0 -> A* -> A+ hv. (2. 10)

Здесь А и А* - центр люминесценции в основном и возбужденном состояниях, e0 - экситон, hv - квант излучаемого света. 3. Экспериментальные результаты

3. 1. Образцы для исследования

Исследовано пять образцов каменной соли из которых было приготовлено около сотни препаратов. Образец из Польши был предоставлен для исследований Н. П. Юшкиным из личной коллекции, а Соликамские образцы - музеем Института геологии. Изучаемые образцы представляют собой бесцветные монокристаллы природного галита, с областями синего окрашивания. Кристаллы крупные, например польский образец имеет размеры приблизительно 5ґ7ґ10 см. Области окрашивания имеют четкие очертания бесформенных закругленных облаковидных пятен. Граница между синей и прозрачной разностями отчетливая неразмытая. В окрашенных участках наблюдается четкая неростовая зональность. Линии зональности параллельны плоскостям (100) и (110) кристаллов, пересекаются, образуя рисунок в виде сетки. Фотографии некоторых из исследованных кристаллов и спайных выколок из них помещены в Приложение. Цвет окрашивания кристаллов в проходящем свете варьирует от светло-синего до темно-фиолетового. В отраженном свете, образцы с наиболее интенсивной окраской, выглядят бурыми, т. е. виден конус Тиндаля, свидетельствующий о рассеянии света на коллоидных частицах.

Для изучения спектроскопическими методами имеющегося в кристаллах окрашивания от образцов были отделены синие и бесцветные участки. Далее по спайности они раскалывались на синие и бесцветные пластинки толщиной примерно 0, 5 - 3 мм.

Данные рентгено-структурного анализа

Рентгено-структурный анализ был применен для определения параметров элементарных ячеек в исследуемых на природу окраски кристаллах галита. Был поставлен вопрос - есть ли разница в параметрах элементарных ячеек соли окрашенной в синий цвет и соли неокрашенной. Для анализа были приготовлены 10 образцов порошков (по пять каждой разности). Образцы галита дробились и измельчались в яшмовой ступке так, как это делалось для приготовления образцов для полуколичественного спектрального анализа. Рентгеновские диффрактограммы получены в лаборатории структурного анализа Г. Каблисом.

При помощи рентгеновского излучения CuKa(1, 54нм) были получены обзорные рентгенограммы и детальная форма рефлекса (200). На обзорных

рентгенограммах различие наблюдается между синей и бесцветной солью только в интенсивности пиков (у синей соли главный максимум на 3, 5 % больше чем у бесцветной при том же положении). На рис. 3 приводится обзорная рентгенограмма бесцветного образца галита (у других образцов рентгенограммы сходны с приведенной).

Определение параметра элементарной ячейки произведено по рефлексу (200). Условия при которых наблюдаются дифракционные рефлексы, задается законом Вульфа-Брегга:

(3. 1)

где d - межплоскостное расстояние, Q - угол дифракционного максимума, l - длина волны рентгеновского излучения, n - порядок дифракции. Для кристаллов кубической сингонии можно записать следующее соотношение между параметром элементарной ячейки и индексами Мюллера и величиной межплоскостного расстояния между сетками, обуславливающими данный рефлекс:

(3. 2)

Рис. 4. Рентгенограмма рефлекса (200) для бесцветного и синего образцов и соответствующие им аппроксимированные функцией Гаусса контуры.

Рис. 3. Обзорная рентгенограмма галита

Комбинируя данное выражение с условием возникновения рефлекса при n=1 получаем: (3. 3)

Для более точного определения угла дифракции контур рефлекса (200) аппроксимировался функцией Гаусса (рис. 4):

(3. 4)

где А - площадь под контуром, W - его полуширина, Xc - положение центра, X текущее значение угла 2Q. В пределах погрешности измерений синяя и бесцветная разности не различаются по названным параметрам. Положение рефлекса (200) и параметры элементарной ячейки в образцах представлены в таблице 1.

Таблица 1

Значения углов и параметров элементарных ячеек в исследуемых образцах.

    Синий
    прозр
    образец
    2q, гр.
    d(2q)
    a, нм
    d(а)
    2q, гр.
    d(2q)
    а, нм
    d(а)
    Польша
    31, 697
    0, 003
    0, 564
    0, 003
    31, 700
    0, 003
    0, 564
    0, 003
    Сол. 1
    31, 675
    0, 006
    0, 564
    0, 004
    31, 794
    0, 006
    0, 562
    0, 004
    Сол. 2
    31, 713
    0, 006
    0, 564
    0, 004
    31, 694
    0, 006
    0, 564
    0, 004
    Сол. 3
    31, 688
    0, 006
    0, 564
    0, 004
    31, 713
    0, 006
    0, 564
    0, 004
    Сол. 4
    31, 694
    0, 006
    0, 564
    0, 004
    31, 813
    0, 006
    0, 562
    0, 004

Страницы: 1, 2