title-icon Статьи о ремонте
title-icon
» » Признаки, позволяющие устанавливать генетические особенности минералов

Признаки, позволяющие устанавливать генетические особенности минералов

Еще на заре развития минералогии рудокопы обратили внимание на то, что существуют признаки, по которым можно судить об условиях образования отдельных минералов и их совокупностей. К таким признакам относилась прежде всего форма минеральных тел, отвечающая определенным генетическим типам.
Было также замечено, что по ряду признаков можно установить принадлежность минералов к определенному месторождению и определить условия их образования. Такие признаки получили название типоморфных и теперь играют большую роль не только в минералогии, но и в практике поискового и геологоразведочного дела.
Позже наряду с типоморфными признаками важное значение для расшифровки условий минералообразования приобрело изучение включений в минералах, а для определения положения минерала в момент его образования — учение о минеральных отвесах и уровнях.
В настоящее время большое значение для определения условий, в которых возникли минералы, имеет изучение структурных особенностей минералов, особенностей химического состава минералов, в частности изучение содержания в них редких элементов, и изотопного состава элементов, образующих минералы.
Форма минеральных тел. Как было показано выше, форма часто зависит от условий образования минеральных тел и является специфической для изверженных, метаморфогенных и осадочных комплексов.
Приведенные в табл. 35 минеральные тела по своему значению в месторождениях обычно разделяются на главные и второстепенные. К первым принадлежат такие, которые в земной коре занимают значительные участки и имеют самостоятельное значение, например массивы (батолиты и лакколиты), пласты и др. Вторые имеют обычно локальное распространение и часто входят в состав главных минеральных тел. К ним относятся секреции, миндалины, жеоды и др.
Как главные, так и второстепенные минеральные тела имеют также формы, характерные для различных генетических групп; например, штоки, линзы, гнезда, жилы, прожилки и др. встречаются среди изверженных, метаморфогенных и осадочных образований. В таких случаях для выяснения процессов, с которыми связано минеральное тело, рассматриваются условия его залегания и особенности минерального состава.
Типоморфные минералы. Наблюдениями установлено, что существуют минералы, являющиеся типичными для определенных условий образования. Такие минералы носят название типоморфных. Примером типоморфных минералов пегматитового процесса являются касситерит (SnO2) и сподумен (LiAl[Si2O6]). Можно также назвать жильбертит (тонкочешуйчатая разность мусковита светло-зеленого цвета — KAl2(OH)2[AlSi3O10]) — типоморфный минерал некоторых кварцевых жил. Он обычно встречается в месторождениях вольфрамита (Mn, Fe)[WO4] в парагенезисе с флюоритом (CaF2) и сульфидами, а иногда и карбонатами. Обычно жильбертит считается высокотемпературным гидротермальным образованием, возникающим вслед за отложением главной массы вольфрамита.
Типоморфными чаще бывают не сами минералы, а отдельные их признаки. Эти признаки принято также называть типоморфными. Типоморфными считаются такие признаки, которые меняются в зависимости от условий образования. Типоморфными признаками могут быть: 1) кристаллографические особенности (габитус, формы, двойники, вицинальные грани, штриховатость и др.); 2) характер агрегата; 3) размеры отдельных индивидов; 4) некоторые физические свойства (окраска, цвет черты, блеск, плотность, твердость и др.); б) некоторые химические свойства (примеси, степень гидратации и др.). Так, например, для пегматитов в качестве типоморфных используются некоторые особенности таких минералов, как апатит — Ca2Ca3(F, ОН, Сl)[РO4]3, кварц, циркон (Zr[SiO4]) и др. Ряд типоморфных признаков установлен для касситерита — SnO2, который образует промышленные месторождения главным образом пегматитового и гидротермального генезиса. Касситерит из пегматитовых жил характеризуется бипирамидальным габитусом (на кристаллах преобладают грани бипирамиды (111), грани призмы отсутствуют или развиты настолько слабо, что не влияют на габитус кристаллов), отличается высоким (до 5%) содержанием (Nb, Ta)2O5 и постоянным присутствием марганца. Поэтому цвет его темный, иногда смоляно-черный. Для касситерита гидротермальных месторождений (кварцевые и кварцево-полевошпатовые жилы) характерен призматический габитус, развиты грани пирамиды и призмы, нередко встречаются даже игольчатые формы. Касситерит этих жил бурого и светло-бурого цвета, в качестве примеси в нем более обычен вольфрам, чем тантал и ниобий.
Для некоторых минералов диэлектриков типоморфным признаком служит диэлектрическая проницаемость (е), отражающая степень их поляризации. Так, например, доломит (MgCa[CO3]2) и магнезит (Mg[CO3]), образовавшиеся в разных условиях, имеют различную (е). Осадочный доломит землистого сложения из Подмосковья — 7,37, а жильный доломит из Вишневых гор на Урале — 5,92; мелкоагрегатный магнезит из Халилово на Урале имеет e = 10,64, а криптокристаллический из Сатки на Урале — 5,97. Рентгенографическое изучение этих образцов дает совершенно идентичную характеристику.
Для кварца наиболее низкие значения е (4,57—4,60) наблюдаются в слюдоносных пегматитах, и наибольшие (4,9—5,0 и > 5,0) — в гидротермальных месторождениях.
Наряду с изменением диэлектрической постоянной изменяется также плотность кварца: в кварце из пегматитов она равна 2,65, а в кварце из гидротермальных месторождений — 2,63.
В последнее время обращается особое внимание на габитус кристаллов, который оказывается более или менее типичным для месторождений различного генезиса. На рис. 80 приведен габитус кристаллов касситерита для пегматитовых и гидротермальных месторождений.

Установление зависимости между габитусом минералов и средой мине-ралообразования является важной практической задачей современной минералогии.
Включения в минералах. Включения встречаются довольно часто и представляют собой посторонние тела по отношению к самому минералу. Для некоторых минералов они являются настолько типичными, что могут быть использованы в качестве диагностического признака.
Минералы, содержащие включения, получили название «минералов-хозяев». Размер и форма включений бывают самые различные. Размеры могут колебаться от едва заметных под микроскопом до хорошо различимых невооруженным глазом, а форма в большинстве случаев определяется той полостью, в которой заключено включение. По составу включения бывают твердыми, жидкими и газово-жидкими.
Твердые включения часто представляют собой обломки других минералов, встречавшихся на пути роста данного минерала. В минералогии они важны лишь для выяснения положения растущего кристалла по отношению к направлению силы тяжести. Ho нередко твердые включения находятся в минералах в окристаллизованном виде. Так, например, в кристаллах горного хрусталя часто наблюдаются включения тонких волокон актинолита — Ca2(Mg, Fe)5(ОН)2[Si8O22]), игл рутила — TiO2 и гетита — FeO(OH), чешуек слюды, железного блеска — Fe2O3 и др.
Некоторые твердые включения в минералах могут придавать чуждый им цвет (см. «Аллохроматическая окраска»). Они иногда значительно превосходят массу минерала-хозяина.
Жидкие включения состоят из одной жидкости, которая полностью занимает полость включения.
Наибольшее значение имеют газово-жидкие включения. Они состоят из жидкости и газового пузырька. Жидкие и газово-жидкие включения обычно занимают пустоты, представляющие собой отрицательные кристаллы. Часто включения повторяют кристаллографические очертания минерала-хозяина.
Наблюдения и опыты, проведенные Н.П. Ермаковым и другими исследователями, показали, что жидкие и газово-жидкие включения представляют собой чаще всего плененные остатки минералообразующих растворов. Жидкие включения характерны для минералов, образовавшихся из холодных растворов, а также для минералов, возникших из теплых вод при температуре не выше 60° С, а газово-жидкие — для гидротермальных и пневматолитовых образований. Установлено, что пузырек газа будет тем больше (относительно жидкой фазы), чем более нагретым был раствор в период роста или регенерации кристалла минерала.

Среди включений, находящихся в минералах, различают однофазовые, двухфазовые, трехфазовые и многофазовые. В минералах с однофазовыми включениями пустоты целиком заполнены жидкостью (рис. 81, б). В минералах с двухфазовыми включениями жидкость заполняет не всю пустоту, так как содержит подвижный сферический пузырек газа (рис. 81, в). Трехфазовые и многофазовые включения содержат не только газовый пузырек и жидкость, но и одну или несколько выкристаллизовавшихся твердых фаз, получивших название «минералов-узников» (рис. 81, г). Жидкие включения состоят из воды и водных растворов, реже — углекислоты и иногда жидких нефтеподобных веществ. В них в качестве минералов-узников чаще всего наблюдаются галит (NaCl) сильвин (KCl) и значительно реже — карбонаты и другие минералы.
Состав газовых включений почти не изучен. Имеющиеся данные позволяют предположить, что в них в газообразном состоянии могут находиться HF, HCl, H2S, CO2, H2O.
Включения по времени образования могут быть первичными и вторичными по отношению к вмещающему минералу. Среди последних часто наблюдаются включения жидкости в трещинках, возникших и залеченных еще в процессе роста кристалла. Они являются вторичными по отношению к центральной части кристалла и первичными по отношению к его периферии. Следовательно, эти включения являются ранними вторичными.
Как мы видели, газово-жидкие включения в минералах обычно являются гетерогенными (двухфазовыми, трехфазовыми и многофазовыми) системами. Нагреванием оказалось возможным перевести их в одну фазу. Этот процесс назван гомогенизацией.
Исследования Н.П. Ермакова показали, что заполнение всего пространства включения при гомогенизации только жидкой фазой характерно для минералов гидротермального происхождения, а газовой фазой — для минералов пневматолитового происхождения.
Кроме того, наблюдения и опыты показали, что температура гомогенизации включений примерно отвечает той, при которой включение попало в минерал, т. е. в случае первичных и ранневторичных включений — температуре минералообразования.

Минералогические отвесы и уровни. Термины «минералогические отвесы» и «уровни» ввел науку Д. П. Григорьев. Они отражают влияние силы тяжести на рост минералов. Минералогические отвесы и уровни позволяют восстанавливать положение вертикали или горизонта во время минералообразования. Наиболее очевидными минералогическими отвесами являются сталактиты. В нормальном положении сталактиты занимают строго вертикальное положение (рис. 82, о). В качестве наиболее типичных минералогических уровней можно назвать параллельно-слоистые образования халцедона, наблюдающиеся иногда в халцедоновых жеодах (рис. 83).
Минералогические уровни и отвесы могут помочь легче расшифровать историю того или иного минерального месторождения. Так, например, П.А. Земятченский, наблюдая в Бакальских месторождениях отклонение длинной и довольно прямой оси сталактитов бурого железняка от вертикального положения (рис. 82, б), пришел к заключению, что между отложением строго вертикальных и отложением наклонных частей сталактитов существовал перерыв, сопровождавшийся перемещением пластов. Перемещение пластов происходило, по-видимому, в связи с выщелачиванием или сокращением оруденелых блоков в результате усадки при выветривании.

Влиянием силы тяжести на минералообразование в настоящее время объясняют случаи преимущественного роста минералов в одном направлении (асимметрия кристаллов) и нарастание одних минералов на другие. Неравномерное распределение минералов в полости жил и неравномерное покрытие одних минералов другими, что обычно наблюдается почти во всех месторождениях, в настоящее время также объясняется дифференцией вещества под влиянием силы тяжести. Как правило, слои кристаллов одного минерала накладываются только на верхнюю поверхность кристаллов другого минерала и не покрывают их бока и нижние ограничения. Очевидно, что такие образования являются более молодыми по сравнению с минералами, на которые они накладываются. Подобное нарастание можно сравнить с накоплением снега на крыше дома при отсутствии его на стенах и под карнизами. К минералогическим отвесам и уровням принадлежат присыпки. представляющие собой обломки и мелкую пыль, осыпающуюся на поверхность растущих в пустотах кристаллов. Присыпки характеризуют такие периоды в истории месторождения, в которые оно испытывало какие-либо деформации. Присыпки наблюдаются на внешней поверхности кристалла и внутри. Они показывают положение кристалла во время его роста и направление силы тяжести в это время. Присыпки иногда помогают установить порядок минералообразования (рис. 84).
Признаки, позволяющие устанавливать генетические особенности минералов

Структурные особенности минералов. Наблюдения показали, что одна и та же структура ведет себя по-разному, в зависимости от физико-химических условий среды, в которой происходит минералообразование. Динамическое поведение структур сфалерита (ZnS), корунда (Al2O3), галита (NaCl) и др. подробно рассмотрено И.И. Шафрановским. Он указывает, например, что структура галита изменяется в зависимости от pH среды. В нейтральной среде она аналогична простой кубической решетке, так как ионы Na и Cl равноценны, а в кислой и щелочной среде, где ионы не эквивалентны, структура NaCl становится аналогом гранецентрированной решетки. В первом случае развиваются кубические кристаллы, а во втором — октаэдрические.
На структурный характер минералов влияют термодинамические условия. Последние особенно влияют на координацию катионов, в частности Ca, которая повышается с повышением давления. Наглядно значение давления для повышения координации катионов В.С. Соболев показал на примере гранатов. Если расположить гранаты в ряд по убывающему радиусу двухвалентного катиона (Ca = 1,04 А; Mn = 0,91 А; Fe = 0,80 А; Mg = 0,74 А):

то этот порядок будет отвечать и генетическому ряду. Кальциевые гранаты — устойчивые минералы уже при малых давлениях, так как восьмерная координация для кальция является вполне устойчивой. Спессартин требует для своего образования уже повышенного давления. Альмандин образуется в кристаллических сланцах при больших давлениях. Пироп возникает лишь в исключительных условиях (эклогитовая фация), т. е. для перехода магния в восьмерную координацию требуется очень большое давление. Повышение давления благоприятствует переходу алюминия в силикатах из четверной координации в шестерную. Таким образом, минералообразование, происходящее с изменением объема, тесно связано с изменением типа структуры и позволяет судить об изменении давления при минералообразовании.
Противоположно действие температуры на минералообразование: повышение температуры благоприятствует переходу алюминия в силикатах из шестерной координации в четверную.

Для установления температуры образования минералов большое значение имеют полиморфные превращения, уже давно получившие название минералогических термометров (табл. 36). Однако следует иметь в виду, что не всегда отмеченные в табл. 36 минералы могут быть использованы в качестве безупречных термометров. Дело в том, что температура превращений часто меняется с изменением давления, а также в зависимости от химического состава, причем это не всегда может быть учтено. Так, переход волластонита в псевдоволластонит при наличии 8% Mg[SiO3] совершается не при 1190° С, а при 1345° С; переход сфалерита в вюртцит при содержании 17% железа совершается при 880° С вместо 1020° С. Таким образом, при использовании полиморфных превращений в качестве минералогических термометров всегда необходимо учитывать фактор давления и особенности химического состава.
Элементы-примеси. Установлению генетических особенностей отдельных минералов и их комплексов нередко способствует анализ элементов-примесей, присутствующих в минералах.
Исследования, произведенные в этом направлении, показали, что ассоциации элементов-примесей зависят от генетического типа минерального комплекса и минеральной провинции, в которую входит этот комплекс. Эта зависимость четко проявляется, в частности, для сфалерита. По исследованиям М.И. Ициксона, максимальное содержание марганца и олова обнаружено в сфалеритах высокотемпературных месторождений, индия и кадмия — в среднетемпературных, а галлия и германия — в низкотемпературных. В сфалеритах Европейской провинции отмечается заметное количество таллия и мышьяка, а в сфалеритах провинции Миссисипи — галлия, кобальта и никеля.
Ф.И. Абрамов и А.К. Русанов установили ряды частоты нахождения и ряды падения концентрации германия, индия и галлия в сфалеритах различных генетических типов.
В касситеритах из месторождений Тихоокеанского рудного пояса установлены, как отмечает М.И. Ициксон, в качестве почти постоянных и характерных примесей ванадий, вольфрам, свинец, галлий и индий. Этим касситериты Тихоокеанского пояса отличаются от касситеритов других оловорудных районов и месторождений. Причем, ванадий и вольфрам являются характерными элементами касситеритов всех генетических типов, молибден приурочен главным образом к касситеритам пегматитовых и частично сульфидно-касситеритовых образований, индий в наиболее высоких концентрациях свойствен касситеритам сульфидно-касситеритовой формации, повышенное содержание ниобия, в особенности тантала, при отсутствии индия присуще касситериту пегматитового происхождения.
Изучение химического состава флюоритов, проведенное Н.Н. Васильковой, показало, что наиболее высокую концентрацию редкоземельных элементов имеют флюориты из гидротермальных месторождений редких земель, связанных с гранитоидными интрузиями повышенной щелочности, а метасоматические, образовавшиеся за счет замещения карбонатных пород, флюориты характеризуются чаще всего пониженным содержанием TR, независимо от состава исходных интрузий. Кроме того, ранние генерации флюорита оказываются более обогащенными TR, чем поздние.
Поведение двухвалентных редких земель подчиняется такой закономерности: флюориты ранних стадий постмагматического процесса содержат самые высокие концентрации Yb2+, средних стадий — Yb2+ и Eu2+, а поздних — преимущественно Eu2+.
По мере понижения температуры кристаллизации закономерно смещаются в спектре люминесценции флюорита полосы Yb2+ в коротковолновую область. Это дает возможность судить по положению полосы Yb2+ в спектре люминесценции флюорита об относительном изменении температуры его образования.
Изучение ассоциаций элементов-примесей в эндогенных, метаморфо-генных и экзогенных комплексах может помочь в установлении источников сноса во время осадкообразования, а также в определении коренных минеральных месторождений, за счет которых образовались россыпи.
Изотопный состав минералообразующих элементов. В минералах известно более 100 изотопов химических элементов, главнейшие из них приведены в табл. 37.

Так как изотопное разделение происходит в результате химических, физико-химических и биологических процессов, то изотопный состав минералообразующих элементов приобретает большое генетическое значение: на отдельных этапах минералообразования происходит преимущественное обогащение минералов определенным изотопом. Так, самородная сера, возникающая при бактериальном превращении сульфатов, имеет низкое содержание S34, а сульфат морской воды, наоборот, богат этим изотопом. Он также содержит больше S34, чем гипс [Ca[SO]/*2Н2O и ангидрит (Ca[SO4]), образовавшиеся химическим путем. Следовательно, в минералах различного происхождения устанавливаются определенные отношения изотопов.
В минералах главная роль принадлежит отношениям таких изотопов: С12/С13, O16/O18, Si28/Si30 и S32/S34. Нарушения изотопных отношений в минералах совершаются главным образом под влиянием радиоактивного распада и изотопного обмена. Наиболее значительные изменения в изотопном составе минералов наблюдаются при экзогенных процессах и наименее они заметны при метаморфогенных процессах.

title-icon Подобные новости