авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 12 |

«САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ А. Г. БУЛ АХ Рекомендовано Учебно-методическим объединением ...»

-- [ Страница 4 ] --

Д л я определения твердости методом вдавливания и з м е р я ю т под микроскопом глу­ бину отпечатка, который о с т а в л я е т н а грани к р и с т а л л а с т а н д а р т н а я п о р а з м е р у а л ­ м а з н а я п и р а м и д к а под действием стандартного груза. З н а я глубину л у н к и и величину нагрузки, легко рассчитать значение твердости. Т в е р д о с т ь природных к р и с т а л л о в 2 очень р а з н а я — от 2,4 к г / м м (тальк) д о 10060 к г / м м ( а л м а з ). Т в е р д о с т ь зависит от т и п а химической с в я з и : у минералов с металлической с в я з ь ю о н а меньше, с кова лентной — больше. Т в е р д о с т ь п р я м о пропорциональна степени плотности с т р у к т у р ы, ретикулярной плотности грани. В изоструктурных м и н е р а л а х о н а возрастает с умень­ шением радиуса и увеличением з а р я д а ионов, слагающих к р и с т а л л.

Д л я п р а к т и ч е с к и х целей быстрой диагностики минералов и х твердость определяют методом ц а р а п а н и я с помощью простых эталонов твердости. Д о сих п о р с этой це­ л ь ю используются д е с я т ь эталонов по старинной ш к а л е, п р е д л о ж е н н о й Ф. Моосом в 1824 г. (табл. 12). В этой ш к а л е к а ж д ы й последующий м и н е р а л своим о с т р ы м концом ц а р а п а е т предыдущий эталон.

Т а б л и ц а 12. Т в е р д о с т ь м и н е р а л о в - э т а л о н о в в шкале Мооса Эталонная Твердость твердость Название Формула вдав л и ван ия, по Моосу кг/мм Тальк Mg3(Si4O )(OH) 2, 1 10 2 Гипс Ca(S0 ) - 2 Н 0 4 3 Кальцит СаС0 Флюорит 4 CaF 5 Апатит Ca (P0 ) F 5 4 6 Ортоклаз K(AlSi 0 ) 3 7 Кварц Si0 8 Топаз Al (Si0 )F 2 4 9 Корунд A1 0 2 10 Алмаз С Иногда приходится ориентироваться н а подручные " э т а л о н ы ", хотя они и не­ т о ч н ы — н о г о т ь (тв. 2,5), стекло (тв. 5), н о ж (тв. 5,5 — 6). Н а р е з у л ь т а т а х опре­ д е л е н и я твердости с к а з ы в а е т с я х а р а к т е р царапаемой поверхности, степень хрупкости м и н е р а л о в и другие ф а к т о р ы. Поэтому при определении твердости м и н е р а л а надо всегда и с п ы т ы в а т ь его с в е ж у ю поверхность. Н а ч и н а т ь л у ч ш е всего со с т е к л а, с н а ч а л а им п о ц а р а п а т ь м и н е р а л, з а т е м наоборот. В полевой работе геолога перочинный н о ж, стекло и ноготь—-главные " э т а л о н ы ".

И з общего з а к о н а анизотропии свойств к р и с т а л л о в следует, ч т о грани р а з л и ч н ы х простых ф о р м могут и м е т ь р а з н у ю твердость, н о и к а ж д а я г р а н ь т о ж е неоднородна по твердости. Наиболее р е з к о анизотропия твердости п р о я в л е н а у кианита, поэтому он имеет и другое н а з в а н и е — д и с т е н - д в у с и л ь н ы й (греч.) (рис. 69).

Спайность — это способность к р и с т а л л о в р а с к а л ы в а т ь с я п а р а л л е л ь н о определен­ ным плоским с е т к а м пространственной решетки с образованием р а з н ы х поверхностей с к о л а. Р а с к о л проходит м е ж д у теми плоскими сетками, м е ж д у к о т о р ы м и действуют с а м ы е слабые с и л ы связи. Т а к и е плоские сетки обычно наиболее густо заселены ато­ мами, но о т с т о я т д р у г от друга н а большем расстоянии (рис. 70).

Спайность относится к наиболее х а р а к т е р н ы м диагностическим п р и з н а к а м минера­ лов. Л у ч ш е всего она п р о я в л я е т с я в больших к р и с т а л л а х. Обычно, чтобы охарак­ т е р и з о в а т ь спайность, надо определить степень совершенства и простую ф о р м у, п о которой к р и с т а л л р а с к а л ы в а е т с я. Н а д о научиться о т л и ч а т ь плоскости спайности о т граней — н а последних всегда есть м и к р о р е л ь е ф роста и растворения к р и с т а л л а.

К а ч е с т в о спайности определяется по следующей условной ш к а л е : 1) спайность весьма совершенная — минерал легко р а с к а л ы в а е т с я и л и р а с щ е п л я е т с я н а тонкие пла­ стинки и л и л и с т ы (слюда, т а л ь к, гипс);

2) спайность совершенная — к р и с т а л л ы к о ­ л ю т с я н а более т о л с т ы е пластинки, бруски с ровными поверхностями (кальцит, гале­ нит);

3) спайность с р е д н я я — поверхность с к о л а не всегда р о в н а я и б л е с т я щ а я ( ф л ю ­ орит, полевой шпат);

4) спайность п л о х а я, и л и несовершенная.

В зависимости о т простой к р и с т а л л о г р а ф и ч е с к о й ф о р м ы к р и с т а л л м о ж е т раска­ л ы в а т ь с я по одному, д в у м, т р е м и более н а п р а в л е н и я м (рис. 71). П р и спайности по пинакоиду к р и с т а л л к о л е т с я п о одному направлению, по ромбической и л и тетраго­ нальной п р и з м е — п о д в у м н а п р а в л е н и я м, п о гексагональной п р и з м е — п о т р е м, по 5, +•6. Рис. 70. Иллюстра­ ция к определению Рис. 69. Анизо­ спайности.

тропия твердо­ Кристалл легче сти кристаллов разрывается по АВ, кианита. чем по CD.

ромбоэдру и кубу — т о ж е по т р е м н а п р а в л е н и я м, по октаэдру — по ч е т ы р е м, по ром­ б о д о д е к а э д р у — по шести н а п р а в л е н и я м. Но это не значит, что при ударе к р и с т а л л р а с к а л ы в а е т с я н а и д е а л ь н ы е многогранники. В зависимости от у д а р а поверхность с к о л а и ф о р м а осколков могут б ы т ь р а з н ы м и.

Галенит Флогопит Натролит (по призме) (по пинакоиду) (по кубу) Флюорит Сфалерит Кальцит (по ромбоэдру) (по октаэдру) (по ромбододекаэдру) Рис. 71. Спайность в разных кристаллах.

П р и первом изучении м и н е р а л а и когда нет его больших к р и с т а л л о в, нередко прихо­ д и т с я ограничиваться неполными наблюдениями, о т м е ч а я л и ш ь, есть или отсутствует спайность, каково ее качество, к а к она проходит (вдоль или поперек к р и с т а л л а ), к а к о в угол спайных в ы к о л к о в. Но и эти отрывочные наблюдения в а ж н ы при диагностике минералов.

Ч а с т о в к р и с т а л л а х спайность проходит по г р а н я м не одной, а д в у х и более к р и с т а л ­ л о г р а ф и ч е с к и х ф о р м. Степень совершенства спайности по ним всегда р а з л и ч н а. На пример, полевые ш п а т ы р а с к а л ы в а ю т с я по д в у м р а з н ы м пинакоидам, н а одних плос­ костях блеск сильный, поверхности ровные, н а других — блеск слабый, поверхности менее совершенные.

В тех н а п р а в л е н и я х, где нет спайности, к р и с т а л л ы р а с к а л ы в а ю т с я по с л о ж н ы м поверхностям. И х н а з ы в а ю т изломами. Р а з л и ч а ю т ровный, ступенчатый, неровный, занозистый, к р ю ч к о в а т ы й и раковистый и з л о м ы. В и д и з л о м а иногда я в л я е т с я х а р а к ­ терной особенностью некоторых минералов (раковистый излом у к в а р ц а, н а п р и м е р ), что помогает в их диагностике.

Отдельность—это р а с к о л ы к р и с т а л л о в по плоскостям и х ф и з и ч е с к о й (фазовой) неоднородности. П л о с к о с т я м и отдельности могут б ы т ь плоскости с р а с т а н и я двойни­ ков, поверхности зон и секторов роста к р и с т а л л о в, плоскости м е л ь ч а й ш и х включений других минералов. В отличие от спайности отдельность п р о я в л я е т с я по всему кри­ сталлу, р а с к о л ы в с л у ч а е отдельности более грубые и четкие. Д л я р я д а м и н е р а л о в грубые р а з р ы в ы по отдельности я в л я ю т с я х а р а к т е р н ы м диагностическим п р и з н а к о м.

Т а к о в а, например, отдельность в к р и с т а л л а х к о р у н д а AI2O3, о н а проходит по ромбо­ эдру и пинакоиду и обусловлена м е л ь ч а й ш и м и п л а с т и н ч а т ы м и в к л ю ч е н и я м и с л ю д ы (мусковита) и других минералов.

МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА По м а г н и т н ы м свойствам в ы д е л я ю т магнитные, слабомагнитные и немагнитные ми­ н е р а л ы. П е р в ы е п р и т я г и в а ю т с я простым (постоянным) магнитом. Т а к и х м и н е р а л о в л и ш ь н е с к о л ь к о — э т о магнетит, пирротин, самородное ж е л е з о, т е т р а ф е р р о п л а т и н а, и з о ф е р р о п л а т и н а, ж е л е з и с т а я платина, некоторые разновидности ильменита, причем к р и с т а л л ы и з е р н а магнетита, пирротина, и з р е д к а ильменита сами по себе я в л я ю т с я природными постоянными магнитами, имеющими силу и п о л я р н о с т ь настоящего маг­ нита. К слабомагнитным относят т е м и н е р а л ы, к о т о р ы е н е п р и т я г и в а ю т с я простым магнитом, но приобретают магнитные свойства под действием электрического п о л я.

Т а б л и ц а 13. У д е л ь н а я м а г н и т н а я в о с п р и и м ч и в о с т ь ряда минералов Формула X, с м / г Название Сильномагнитные минералы FeFe Магнетит 0,15-1, 2 Fei-xS Пирротин - 15 • Ю Слабомагнитные (электромагнитные) минералы б FeTi0 (15 - 1000) • 10~ Ильменит Fe Al2(Si0 )3 - (50 - 150) • Ю Альмандин 3 - CaMg(Si 0 ) (12 - 13) • Ю Лиопсид 2 - K(Mg, Fe, A l ) _ (AlSi O )(OH) (30 - 76) • Ю Биотит 2 3 3 10 - ZnS ((-0,68)- 18) • Ю Сфалерит - Ti0 (0,7-4,8)-Ю Рутил FeS (0,2-0,7)-10 Пирит Немагнитные минералы ((-0,29)- 2,25) 10 Sn Касситерит - —0,36 • ю CaF Флюорит -0,28 • И)" Ba(S0 ) Барит -0,46- 10~ Si Кварц - -0,38- Ю Ca(C0 ) Кальцит Т а к о в ы, например, р а з н ы е ж е л е з и с т ы е с и л и к а т ы, оксиды и гидроксиды ж е л е з а, иль­ менит FeTi03, ж е л е з и с т ы й с ф а л е р и т. Немагнитно большинство м и н е р а л о в — п о л е в ы е шпаты, кальцит, к в а р ц и д р. Это разделение минералов на т р и группы удобно в прак­ тической работе геолога и используется при обогащении и переработке руд, но, ко­ нечно, оно условно, так к а к определяется уровнем техники изготовления магнитов и электромагнитов и произвольно принимаемыми граничными з н а ч е н и я м и м а г н и т н ы х свойств м и н е р а л о в в э т и х трех группах.

Ферромагнитные ©ФФ© ©ФФф| ФФФФ'!

ФФФФ* Антиферромагнитные ФФФФ. Ф©ф® ф®Ф® ©ФФ© Ф®ф® I;

ФФФФ? фффф ф®Ф®^ Скомпенсированные Некомпенсированные {(рерримаёнитные) Парамагнитные ©0®® ®0®®* § Ф®0| ®ф® ®®®® — ®0® 0 ®®®§ ©000* - Диамагнитные ® © ® ®§ ®®®ф* ®®®® ® ®®®^ Рис. 72. Схемы магнитных структур минералов.

Степень магнитности м и н е р а л а х а р а к т е р и з у е т с я удельной магнитной восприимчи­ востью х (каппа), ее р а з м е р н о с т ь с м / г. Значение х у с л а б о м а г н и т н ы х м и н е р а л о в определяется взвешиванием в магнитном поле проб известного о б ъ е м а и массы. Д л я сильномагнитных м и н е р а л о в используют другие, более с л о ж н ы е м е т о д ы. З н а ч е н и я х минералов н а х о д я т с я в пределах приблизительно от +1,0 д о —0,5 • 10~ с м / г 6 (табл. 13). З а г р а н и ч н ы е д л я группы слабомагнитных минералов п р и н я т ы з н а ч е н и я х около +га • 10~ и п • 1 4 _6 с м / г. Значения во второй группе достаточно условны:

степень н а м а г н и ч и в а н и я, а значит, и х зависит от н а п р я ж е н н о с т и э л е к т р о м а г н и т н о г о п о л я во в р е м я опыта. Т а к, с д л я а л ь м а н д и н а в магнитном поле 80 -10 А / м с о с т а в л я е т с м / г, а в 80 • 10 А / м —(54 - 137) • 1 0 " с м / г. В т р е т ь е й группе х -6 3 4 6 (80 - 150) • Ю м и н е р а л о в в основном отрицательные, м и н е р а л слабо, но в ы т а л к и в а е т с я м а г н и т н ы м полем. Н е к о т о р ы е м и н е р а л ы (ильменит, с ф а л е р и т и др.) имеют при р а з н о м составе сильно р а з л и ч а ю щ и е с я магнитные свойства и могут попадать в р а з н ы е группы.

Ф и з и ч е с к а я сущность я в л е н и я н а м а г н и ч и в а н и я з а к л ю ч а е т с я в том, что к а ж д ы й э л е к т р о н, в р а щ а я с ь вокруг своей оси, создает вокруг себя магнитное поле силой в - один магнетон Б о р а ( 0, 9 2 7 - Ю Д ж / Т л ). В зависимости от магнитной с т р у к т у р ы (она о п р е д е л я е т с я числом неспаренных электронов, их взаимной ориентацией в простран­ стве и общим х а р а к т е р о м химической связи) магнитные моменты атомов либо взаимно компенсируются (полностью или частично), либо этого не происходит. Все вещества, в т о м числе и м и н е р а л ы, д е л я т на этой основе на д и а м а г н и т н ы е, п а р а м а г н и т н ы е, ф е р ­ ромагнитные, а н т и ф е р р о м а г н и т н ы е (скомпенсированные и нескомпенсированные, их еще н а з ы в а ю т ф е р р и м а г н и т н ы м и ). Степень намагничивания минералов возрастает от н а ч а л а этого р я д а к концу. Магнетит и пирротин я в л я ю т с я нескомпенсированными а н т и ф е р р о м а г н и т н ы м и ( и н а ч е — ф е р р и м а г н и т н ы м и ) веществами. С х е м ы м а г н и т н ы х с т р у к т у р некоторых веществ д а н ы на рис. 72. Н а них элементарные м а г н и т н ы е за­ р я д ы обозначены к р у ж к а м и с векторами. В магнетите з а счет трехвалентного ж е л е з а всегда и м е ю т с я неспаренные э л е к т р о н ы, их в е к т о р ы ориентированы н а схемах в одну сторону, о т р а ж а я тот ф а к т, что эти элементарные магнитные з а р я д ы нескомпенсиро ваны;

м и н е р а л я в л я е т с я природным магнитом. С р а в н и м его схему со схемой струк­ т у р ы гематита: в ней все в е к т о р ы взаимно скомпенсированы, гематит не о б н а р у ж и в а е т полярной намагниченности и, следовательно, не м о ж е т б ы т ь природным магнитом.

Рис. 73. Доменное магнитное строение зерна пирротина, о — в нормальном состоянии, 6—в магнитном поле.

К а к любое свойство, магнетизм п р о я в л я е т с я в пределах одного к р и с т а л л а анизо­ тропно. У магнетита, например, наибольшее намагничивание н а б л ю д а е т с я в д о л ь осей симметрии 1/з, их н а з ы в а ю т магнитными осями к р и с т а л л а. В одном к р и с т а л л е маг­ нетита ч е т ы р е магнитные оси — по числу Ьз. У пирротина одна м а г н и т н а я ось, пер­ п е н д и к у л я р н а я т а б л и т ч а т о с т и его к р и с т а л л о в.

К р и с т а л л ы магнетита и пирротина имеют доменное строение: в п р е д е л а х одного 5 к р и с т а л л а или з е р н а в ы д е л я е т с я м н о ж е с т в о мельчайших (от 10~ д о 10~ см) у ч а с т к о в с р а з н ы м и в е к т о р а м и намагниченности (рис. 73). Векторы соседних доменов обычно компенсируют д р у г друга, но э т а с т р у к т у р а м о ж е т б ы т ь и нескомпенсированной.

Магнитные свойства магнетита, к а к и других и з о м о р ф н ы х смесей, з а в и с я т от хими­ ческого состава м и н е р а л а : ч е м больше в магнетите а л ю м и н и я и т и т а н а, з а н и м а ю щ и х с т р у к т у р н ы е позиции Fe + т е м слабее его магнитные свойства.

И, наконец, еще одна особенность магнитных свойств п р о я в л я е т с я в з е р н и с т ы х агре­ гатах и рудах. П о д действием магнитного поля З е м л и в течение геологического вре­ мени в них иногда происходит п а р а л л е л ь н а я и л и б л и з к а я к этому ориентация векторов намагниченности о т д е л ь н ы х зерен. К у с о к руды превращается в природный магнит, он имеет свои полюса. Если при определении ф и з и ч е с к и х свойств руды, к а к в ы думаете, магнетитовой, она не притягивает минерал, будьте в н и м а т е л ь н ы : образец магнетито вой руды м о ж е т п р и т я г и в а т ь один конец магнитной с т р е л к и, а другой — о т т а л к и в а т ь.

ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА В большинстве своем м и н е р а л ы я в л я ю т с я плохими проводниками э л е к т р и ч е с т в а (обладают малой электропроводностью), исключение с о с т а в л я ю т самородные ме­ т а л л ы — золото, медь, серебро и другие, с у л ь ф и д ы, некоторые оксиды (магнетит) и графит, удельное сопротивление к о т о р ы х менее 10 О м • м.

Р я д минералов обладает одновременно электронной и ионной проводимостью элек­ тричества. Т а к о в ы в первую очередь марказит, пирит, халькопирит, борнит, с ф а л е р и т и другие с у л ь ф и д ы м е т а л л о в. В поверхностных зонах р у д, смоченных грунтовыми и другими подземными водами, н а к о н т а к т а х зерен с у л ь ф и д о в в о з н и к а ю т микрогальва­ нические элементы. И з м е р е н и я Э Д С показывают, ч т о с у л ь ф и д ы м о ж н о в ы с т р о и т ь по отношению к водороду в такой ж е р я д н а п р я ж е н и й, к а к и м е т а л л ы. Н а п р и м е р, д л я раствора КС1 этот р я д следующий (по Г. Б. С в е ш н и к о в у ), Э Д С д а н а в э В : м а р к а з и т +0,55, пирит +0,45, х а л ь к о п и р и т +0,40, арсенопирит +0,35, борнит +0,30, пирро­ тин +0,25, галенит +0,20, молибденит +0,15, с ф а л е р и т +0,10. Возникновение Э Д С в о з б у ж д а е т протекание по к о н т а к т а м зерен р а з л и ч н ы х химических реакций.

Н а использовании э л е к т р и ч е с к и х свойств минералов основаны р а з л и ч н ы е методы электроразведки месторождений полезных ископаемых — методы сопротивления, есте­ ственного электрического п о л я, з а р я ж е н н о г о т е л а, вызванной п о л я р и з а ц и и и д р.

Сегнетоэлектриками я в л я ю т с я м и н е р а л ы с п о л я р н ы м и н а п р а в л е н и я м и в их кри­ с т а л л а х. П р и р а с т я ж е н и и — с ж а т и и к р и с т а л л о в - д и э л е к т р и к о в в д о л ь п о л я р н о й оси возникает Э Д С (прямой э ф ф е к т ), если ж е к концам полярной оси п р и л о ж и т ь пере­ менное электрическое поле, к р и с т а л л начнет с ж и м а т ь с я и р а с ш и р я т ь с я в д о л ь п о л я р ­ ной оси (обратный э ф ф е к т ). Известно более 1200 веществ-пьезоэлектриков. Наиболее сильно этот э ф ф е к т п р о я в л я е т с я в кварце, а и з искусственных в е щ е с т в — в сегнетовой соли N a K C 4 H 0 6 • 4НгО, т и т а н а т е б а р и я В а Т Ю з Пироэлектричество т а к ж е возникает в кристаллах-диэлектриках с полярны­ ми н а п р а в л е н и я м и. П р и нагревании (или охлаждении) р а з н ы е концы э т и х п о л я р ­ ных направлений п о л у ч а ю т разноимен­ ные электрические з а р я д ы. П р и м е р о м минерала-пироэлектрика является тур ^ малин (ось Ьз в нем — п о л я р н а я ) (рис. 74). Э л е к т р и ч е с к и е оси в сегнето э л е к т р и к а х совпадают с п о л я р н ы м и на­ п р а в л е н и я м и в их к р и с т а л л а х.

Рис. 74- Проявление пьезо- и пироэффекта в кристаллах с полярными направлениями.

а — типичный пировлектрик турмалин;

6—типичный пьезоэлектрик кварц.

Контрольные вопросы 1. Чем обусловлена и в чем заключается анизотропия свойств у кристаллов кварца и тур­ малина?

2. Как меняются свойства изоморфных смесей?

3. Какова роль хромофоров в окраске минералов?

4. Каковы типичные примеры анизотропии в окраске минералов?

5. Лайте примеры окраски, вызванной электронно-дырочными центрами и переносами за­ ряда.

6. Как соотносятся значения фактической твердости минералов в шкале Мооса?

7. Чем спайность отличается от излома и отдельности?

8. Каковы главные типы магнитных структур минералов?

9. Что такое ряд напряжений сульфидов?

Глава ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ ПОНЯТИЕ О ГЕНЕЗИСЕ МИНЕРАЛОВ И ГЕНЕТИЧЕСКОЙ МИНЕРАЛОГИИ Генезис (от греч. genesis) означает происхождение, возникновение, процесс обра­ зования. Н а п р и м е р, в биологических науках генезис п о ч в — э т о происхождение и процесс образования почв. Аналогично и м ы будем понимать под генезисом мине­ рала его происхождение, возникновение, процесс его образования. Б о л е е конкретно и предметно: в понятие генезиса минералов м ы в к л ю ч а е м к а к м о м е н т ы предыстории, создающей в зависимости от геологической обстановки те или иные у с л о в и я д л я кри­ с т а л л и з а ц и и минералов, так и саму и с т о р и ю и х ж и з н и — з а р о ж д е н и е, рост, су­ ществование. Р а с с м а т р и в а я генезис минералов с позиций д и а л е к т и к и природы, н е л ь з я остановиться и и с к л ю ч и т ь из истории ж и з н и следующий этап эволюции в е щ е с т в а — изменения минералов и их разрушение. К о н к р е т н ы е я в л е н и я з а р о ж д е н и я зерен и индивидов минерала, их рост и последующие изменения и разрушение объединяются Д. П. Григорьевым под общим названием онтогении минерала. Генетическая минера­ л о г и я изучает генезис минералов в полном объеме этого п о н я т и я, н а ч и н а я с геологи­ ческих ф а к т о р о в и физико-химической обстановки образования м и н е р а л о в, исследуя процессы з а р о ж д е н и я к р и с т а л л о в, их роста и существования и к о н ч а я я в л е н и я м и их разрушения.

Генетическая минералогия — один из с а м о с т о я т е л ь н ы х и в а ж н е й ш и х р а з д е л о в со­ временной минералогии. Она о ф о р м и л а с ь после основополагающих работ В. И. Вер­ надского, рассматривавшего минералогию к а к естественно-историческую науку.

В. И. В е р н а д с к и й писал: " Я п о л о ж и л в основу широкое изучение минералогических процессов земной к о р ы, обращая особое внимание на процесс, а не т о л ь к о на исследо­ вание продукта процесса (минерала), на динамическое изучение процессов, а не т о л ь к о н а статическое изучение их п р о д у к т о в ". Ученик В. И. В е р н а д с к о г о П. П. П и л и п е н к о в 1915 г. образно с к а з а л : " М и н е р а л ы р о ж д а ю т с я, живут, борются и погибают побе­ ж д е н н ы е. И х место з а н и м а ю т победители, чтобы подвергнуться той ж е участи. Идет непрерывный обмен веществ".

С а м термин "генетическая минералогия" был введен в науку в 1912 г. д р у г и м уче­ ником В. И. В е р н а д с к о г о — А. Е. Ф е р с м а н о м. Он создал стройную теорию образова­ ния м и н е р а л ь н ы х месторождений особого т и п а — п е г м а т и т о в, п о к а з а в в ней генетиче­ скую минералогию в полном ее объеме — от рассмотрения геологических и ф и з и к о химических условий м и н е р а л ©образования д о д е т а л е й роста к р и с т а л л о в. В этом ж е объеме шло развитие генетической минералогии в с п е ц и а л ь н ы х т р у д а х Н. М. Фе­ доровского, ГТ ТТ.Пилипенко, Н. А. С м о л ь я н и н о в а, П. В. К а л и н и н а, С. М. К у р б а т о в а, В. Ф. Б а р а б а н о в а, Е. К. Л а з а р е н к о. Т а к о й ж е всеобъемлющей наукой предстает она в учебниках генетической минералогии Е. К. Л а з а р е н к о, В. Ф. Б а р а б а н о в а и Е. А. С т а н к е ева, правда, в последнем м а л о внимания уделено в а ж н е й ш е й составной части генезиса м и н е р а л о в — их онтогении.

И т а к, генетическая минералогия в ы я с н я е т условия, закономерности, процессы, при­ водящие к образованию минералов и их месторождений. О т с ю д а о б ъ е к т а м и иссле­ д о в а н и я генетической минералогии я в л я ю т с я к а к сами м и н е р а л ы, т а к и м и н е р а л ь ­ ные м е с т о р о ж д е н и я. Минеральное месторождение — это определенное геологическое тело и л и единая группа геологических т е л, х а р а к т е р и з у ю щ и х с я з а к о н о м е р н ы м мине­ р а л ь н ы м составом и некоторыми специфическими процессами своего о б р а з о в а н и я. В пределах м е с т о р о ж д е н и я к а ж д ы й м и н е р а л м о ж е т в с т р е ч а т ь с я в виде разрозненной вкрапленности в горных породах и рудах, м о ж е т образовывать в них систему гнезд, л и н з, п р о ж и л к о в, м о ж е т в с т р е ч а т ь с я в виде сплошных ж и л и з а л е ж е й разной ф о р м ы.

Х а р а к т е р распределения м и н е р а л а в месторождении, набор минералов-спутников и последовательность их к р и с т а л л и з а ц и и о п р е д е л я ю т с я условиями о б р а з о в а н и я место­ рождения.

Т е р м и н " м и н е р а л ь н о е месторождение" введен в 1911 г. В. Л и н д г р е н о м и с тех пор прочно вошел в литературу. Он используется в п у б л и к а ц и я х В. Л и н д г р е н а (1913, 1933—1935), В. Э м м о н с а (1918), Г. Ш н е й д е р х ё н а (1921), А. М. Б э т м а н а (1949), Д. Р и д ж а (1972), в учебнике минералогии А. Г. Б е т е х т и н а, А. К. Б о л д ы р е в а, М. Н. Г о д ­ левского и д р. (1936), с 1966 г. в Ф Р Г и з д а е т с я специальный научный ж у р н а л Mineralium D e p o s i t a — " М и н е р а л ь н о е м е с т о р о ж д е н и е ". Ч а с т ь м и н е р а л ь н ы х месторо­ ж д е н и й имеет промышленную ценность, их н а з ы в а ю т м е с т о р о ж д е н и я м и п о л е з н ы х ис­ копаемых, а по определению А. М. Б э т м а н а ( 1 9 4 9 ), — э т о промышленные м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я. Они п о д р а з д е л я ю т с я на рудные м е с т о р о ж д е н и я и м е с т о р о ж д е н и я нерудных п о л е з н ы х ископаемых (пьезосырье, драгоценные к а м н и, п л а в и к о в ы й шпат, слюда и т.п.).

О б ъ е к т ы разнообразны и цели генетических исследований в минералогии, к а к видно, широки, естественно поэтому, ч т о о ф о р м и л и с ь р а з н ы е н а п р а в л е н и я э т и х ис­ следований, порой, к с о ж а л е н и ю, сильно обособленные д р у г от друга. Н а з о в е м глав­ нейшие и з них: 1) в ы я в л е н и е геологических закономерностей образования минералов;

2) физико-химические (теоретические и экспериментальные) исследования по опреде­ лению условий минералообразования;

3) выяснение источников вещества;

4) термоба р о м е т р и я и установление химической природы сред минералообразования;

5) изучение онтогении минералов;

6) лабораторное моделирование природных процессов роста кри­ сталлов.

СРЕДЫ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ Физико-химические среды образования м и н е р а л о в и роста их к р и с т а л л о в т а к о в ы :

магма, водный ж и д к и й раствор, газ, гетерогенные системы газ — ж и д к о с т ь, коллоид­ ные р а с т в о р ы, т в е р д ы е (кристаллические и а м о р ф н ы е ) среды.

Магма по своей физико-химической сущности я в л я е т с я не п р о с т ы м р а с п л а в о м (ка­ ковы, например, вода по отношению ко льду, р а с п л а в л е н н ы й с а х а р по отношению к к р и с т а л л и ч е с к о м у сахару;

в них состав ж и д к о с т и полностью отвечает составу кри­ с т а л л а ). М а г м а — э т о особый раствор, вернее р а с т в о р - р а с п л а в. Г р а н и т н а я м а г м а по составу не точно т о ж д е с т в е н н а гранитам, магма, из которой к р и с т а л л и з у ю т с я м и н е р а л ы габбро, имеет несколько иной, чем у габбро, состав и т. д. М а г м а т и ч е ­ ский р а с п л а в — это с и л и к а т н ы й (а потому в я з к и й и существующий т о л ь к о при высо­ ких температурах) раствор, в нем в р а с т в о р и т е л е существуют подобно водным рас­ т в о р а м анионы и катионы, простые и комплексные, а т а к ж е анионные, т а к н а з ы ­ ваемые сиботаксические, группы. П о представлениям Н. В. Б е л о в а (1953, 1959), в 6- 2п магме имеются, например, такие сиботаксические группы, к а к ( S i 2 0 7 ), п ( 8 Ю з ) ~, 12 6n 10 10 5_ ( S i 0 i ) ", n ( S i 4 0 n ) -, ( M g O e ) ", ( C a O e ) ", ( A 1 0 ), ( S i 0 ) ". Это к а к б ы го­ 6 8 4 товые остовы д л я к р и с т а л л и з а ц и и, "сборки с т р у к т у р " силикатов (рис 75). К р о м е них, в магме имеются Н, S, CI, F, С ( ф о р м а их н а х о ж д е н и я неясна), а т а к ж е N a, К и д р.

П у т е м к р и с т а л л и з а ц и и из м а г м ы образуются главные породообразующие м и н е р а л ы магматических горных пород и некоторые руды в них (хромовые, ж е л е з н ы е, титано­ вые и д р. ).

Водные жидкие растворы о б р а з у ю т с я з а счет эн­ догенных и экзогенных процессов, первые н а з ы в а ю т г и д р о т е р м а л ь н ы м и, вторые — поверхностными (ва дозными) растворами.

И м е е т с я несколько источников Н г О в гидротер­ м а л ь н ы х растворах. Во-первых, э т о з а с т ы в а ю щ и е магматические очаги. П р и к р и с т а л л и з а ц и и м а г м ы от нее постепенно о т д е л я ю т с я летучие вещества. Ми­ грируя во вмещающие породы, они конденсируются с образованием ж и д к и х м и н е р а л и з о в а н н ы х водных растворов. Во-вторых, Н г О и СО2 в ы д е л я ю т с я в глубинных зонах земной к о р ы з а счет реакций деги­ дратации и декарбонатизации глин, мергелей, к в а р ­ цевых известняков и других осадочных горных по­ род при процессах их регионального м е т а м о р ф и з м а.

Рис. 75. Идеализированная В-третьих, источником Н г О я в л я ю т с я процессы де­ схема строения магмы (Mul газации мантии, выделение из нее углеводородов и ler, Saksena, 1977).

их окисление при подъеме во все более верхние го­ р и з о н т ы земной к о р ы с образованием Н2О и СОг- Реакции о п и с ы в а ю т с я следующей схемой:

СН + 20 = 2Н 0 + С 0.

4 2 2 Они идут с выделением тепла, с о п р о в о ж д а ю т с я разогревом ф л ю и д о в и мощным прогревом о к р у ж а ю щ и х горных пород. Еще один источник — это поверхностные воды.

Исследования п о к а з а л и, ч т о они могут мигрировать вниз д о глубин 500 м и более, постепенно р а з о г р е в а я с ь и м и н е р а л и з у я с ь з а счет извлечения веществ из горных пород н а своем пути.

Источники веществ, растворенных в Н2О, т а к ж е р а з л и ч н ы. Ч а с т ь растворенных компонентов выносится вместе с Н г О из магматических очагов, из дегазирующей ман­ тии, из пород, подвергающихся процессам м е т а м о р ф и з м а. Ч а с т ь компонентов извлека­ ется р а с т в о р а м и из горных пород н а п у т я х миграции растворов. Главной ф о р м о й пере­ носа веществ г и д р о т е р м а л ь н ы м и растворами я в л я ю т с я к о м п л е к с н ы е ионы (табл. 14).

П р и м е р ы м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й, образовавшихся из г и д р о т е р м а л ь н ы х раство­ ров, многочисленны, назовем л и ш ь промышленные руды р а з н ы х с у л ь ф и д о в — п и р и т а FeS2, х а л ь к о п и р и т а CuFeS2, галенита PbS.

Поверхностные водные р а с т в о р ы — э т о, во-первых, грунтовые, к а р с т о в ы е, почвен­ ные воды, из них к р и с т а л л и з у ю т с я, например, карбонаты — ( к а л ь ц и т и арагонит) в виде с т а л а к т и т о в и других образований в к а р с т о в ы х пещерах. Во-вторых, это озерные, морские, л а г у н н ы е воды. И з них в процессе к р и с т а л л и з а ц и и о б р а з у ю т с я, например, з а л е ж и каменной соли, гипса, некоторых разновидностей и з в е с т н я к о в.

Газ к а к среда к р и с т а л л и з а ц и и в минералообразующих процессах относительно ре­ док. И з вулканических газов к р и с т а л л и з у ю т с я гематит Р е О з, н а ш а т ы р ь NH4CI и некоторые другие м и н е р а л ы. И з газов нередко р а с т у т к р и с т а л л ы л ь д а.

Граничные значения д а в л е н и я и т е м п е р а т у р ы, при к о т о р ы х идет природное мине ралообразование из газа, м о ж н о оценить по д и а г р а м м а м ф а з о в ы х равновесий Н2О, Т а б л и ц а 14. В о з м о ж н ы е ф о р м ы п е р е н о с а м е т а л л о в в гидротермальных растворах (по Зотову и д р. ) Химический Форма переноса Условия элемент (комплексные ионы) Медь Слабокислые и нейтральные (СиС1 )- растворы, относительно высокие температуры Щелочные растворы, (Cu(HS)a) менее высокие температуры Молибден Растворы с повышенной (NaHMo0 )° щелочностью, температура менее 450°С (КНМ0О4) Нейтральные среды, (НМ0О4) температура более 450°С Температура 350 - 450°С Золото (Au(HS) )" (AuCl )- Серебро (AgCl )- Температура более 200 - 250°С Температура менее 250°С (Ag(HS) )" СОг и и х смесей. Н а п р и м е р, н а д и а г р а м м е д л я Н2О видно, ч т о поле г а з а н и ч т о ж н о м а л о. В природных (геологических) пределах значений т е м п е р а т у р и д а в л е н и й Н2О я в л я е т с я ж и д к о с т ь ю и л и находится в надкритическом (флюидном) с о с т о я н и и — э т о и не г а з, и не ж и д к о с т ь. Ориентировочные пределы г и д р о т е р м а л ь н ы х, газовых (пнев матолитовых) и н а д к р и т и ч е с к и х (флюидных) систем п о к а з а н ы н а специальной схеме (рис. 76), н а которой изменение т е м п е р а т у р ы с глубиной соответствует геотермобаре 3 5 ° С / к м. Растворение р а з н ы х веществ в Н2О, в принципе, не м е н я е т д и а г р а м м ы. Н а ф а з о в ы х д и а г р а м м а х состояний СО2 поле газа намного меньше, ч е м у Н2О, т а к к а к критические з н а ч е н и я т е м п е р а т у р и давлений у СО2 меньше, ч е м у Н2О.

Гетерогенные системы (газ — вода, газ — водный раствор) о б р а з у ю т с я в особых с л у ч а я х. Наиболее очевидны причины их образования в областях современной вул­ канической д е я т е л ь н о с т и при просачивании горячих водных растворов ( т е р м а л ь н ы х вод) по системам трещин вверх. Д о с т и г а я некоторого уровня по отношению к дневной поверхности, они переходят то пороговое значение д а в л е н и я, после которого з а счет дальнейшего подъема р а с т в о р а и падения внешнего д а в л е н и я н а ч и н а е т с я испарение самого р а с т в о р а и выделение и з него растворенных в воде г а з о в — С О г и д р. Т а к ж е дегазируют воды м и н е р а л ь н ы х источников.

Коллоидные растворы я в л я ю т с я средой д л я образования м и н е р а л о в в придонных и л а х и других осадках водных бассейнов и во в р е м я их син- и диагенеза. Т а к воз­ никают р а з л и ч н ы е глинистые минералы, гидроксиды а л ю м и н и я и ж е л е з а, часто д л я них х а р а к т е р н о оолитовое строение агрегатов. Ф а к т ы несомненного о б р а з о в а н и я мине­ р а л о в з а счет р а с к р и с т а л л и з а ц и и коллоидов в горячих водных р а с т в о р а х о т м е ч а ю т с я р е ж е : т а к о в ы с л у ч а и выпадения гелей кремневого состава в т е р м а л ь н ы х водах в обла­ с т я х современного в у л к а н и з м а и ф а к т ы их р а с к р и с т а л л и з а ц и и с образованием опала.

Р о л ь коллоидов в земной коре и место их в процессах минералообразования всесто­ ронне освещены в работах Ф. В. Ч у х р о в а. Исследования Л. М. Л е б е д е в а (1965, 1985) по­ к а з а л и, ч т о к о л л о и д ы несомненно участвуют в образовании минералов. Он установил, что при современных г и д р о т е р м а л ь н ы х процессах в о б л а с т я х вулканической д е я т е л ь ­ ности в виде гелей о т л а г а ю т с я а м о р ф н ы е массы, з а счет р а с к р и с т а л л и з а ц и и к о т о р ы х Рис. 76. Приблизительные границы гидротермальных, пнев матолитовых и надкритических состояний Н 0 в геологиче­ ских условиях (Булах, 1977).

VQ —изохоры;

жирные линии — изолинии геотермического градиента;

К р. т. — критическая точка воды.

образуются некоторые м и н е р а л ы, например с у л ь ф и д ы м ы ш ь я к а, с у р ь м ы, цинка, меди, железа.

Твердые среды образования м и н е р а л о в могут б ы т ь а м о р ф н ы м и и к р и с т а л л и ч е с к и м и.

Д л я первых с л у ж и т примером р а с к р и с т а л л и з а ц и я вулканического с т е к л а. Д л я вто­ р ы х в о з м о ж н ы т р и т и п а я в л е н и й. Во-первых, это п о л и м о р ф н ы е п р е в р а щ е н и я веществ:

переход а л м а з а в графит, высокотемпературного к в а р ц а в н и з к о т е м п е р а т у р н ы й, ара­ гонита ( С а С О з ромбической сингонии) в к а л ь ц и т ( С а С О з т р и г о н а л ь н о й сингонии) и т. п. Т а к возникают псевдоморфозы одной полиморфной м о д и ф и к а ц и и по другой, их н а з ы в а ю т параморфозами. Во-вторых, это распад т в е р д ы х растворов н а смесь ф а з, в - т р е т ь и х — м е т а м и к т н ы й р а с п а д р а д и о а к т и в н ы х минералов н а смесь ф а з под дей­ ствием собственного а - и з л у ч е н и я.

П Р И Ч И Н Ы И СПОСОБЫ МИНЕР АЛООБР АЗОВ АНИЯ Причины образования м и н е р а л о в в р а з н ы х средах могут б ы т ь, очевидно, следу­ ющими: переохлаждение расплавов, пересыщение растворов, п е р е о х л а ж д е н и е газов, изменение т е м п е р а т у р ы и д а в л е н и я, а-излучение. Д о б а в и м к ним электрохимиче­ ские я в л е н и я и ж и з н е д е я т е л ь н о с т ь организмов. О д н а к о все эти п р и ч и н ы я в л я ю т с я, в сущности, р а з н ы м и ф о р м а м и реализации одного и того ж е ф а к т о р а к р и с т а л л и з а ­ ц и и — некоторого порогового пересыщения, обеспечивающего з а р о ж д е н и е и последую­ щий рост к р и с т а л л о в.

Способом о б р а з о в а н и я минералов назовем процесс з а полне ния их к р и с т а л л а м и того объема, к о т о р ы й з а н я т ими в минеральном месторождении. Т а к в ы д е л и м свободную к р и с т а л л и з а ц и ю м и н е р а л о в, метасоматоз и п е р е к р и с т а л л и з а ц и ю.

П р и м е р ы свободной кристаллизации п р о с т ы — э т о рост п о р ф и р о в ы х в к р а п л е н н и к о в полевых шпатов и других м и н е р а л о в в э ф ф у з и в а х, рост горного х р у с т а л я в д р у з а х, хотя здесь свободно р а с т у т т о л ь к о несоприкасающиеся части к р и с т а л л о в. П р и м е р а м и метасоматического образования минералов я в л я ю т с я псевдоморфозы и выросшие в твердой зернистой массе м и н е р а л о в ф у т л я р о в и д н ы е к р и с т а л л ы б е р и л л а и апатита, п о р ф и р о б л а с т ы г р а н а т а в гнейсе (рис. 77). Н о э т и п р и м е р ы — л и ш ь ч а с т н ы е с л у ч а и метасоматоза.

Рис. 77. Схема строения (6) и последовательность роста (1 — 5), порфиробласта граната в гнейсе.

Т е р м и н " м е т а с о м а т о з " впервые употреблен К. Ф. Науманном в середине X I X в. д л я описания одной и з разновидностей псевдоморфоз. Сущность этого я в л е н и я полно рас­ к р ы т а В. Л и н д г р е н о м (1933) к а к процесс п р а к т и ч е с к и одновременного к а п и л л я р н о г о р а с т в о р е н и я и о т л о ж е н и я, с помощью которого новый минерал, имеющий ч а с т и ч н о или полностью иной химический состав, м о ж е т р а с т и в т е л е исходного м и н е р а л а и л и минерального агрегата. Н. И. Н а к о в н и к у к а з а л (1949), ч т о метасоматические з а м е ­ щения происходят не т о л ь к о через к а п и л л я р ы и пленочные р а с т в о р ы, но и сквозь к р и с т а л л и ч е с к у ю решетку з а счет д и ф ф у з и и через нее ионов. М е т а с о м а т о з — м о щ н о е геологическое явление, приводящее к ф о р м и р о в а н и ю р а з н о о б р а з н ы х по м и н е р а л ь н о м у составу м е т а с о м а т и т о в (т. е. горных пород метасоматического п р о и с х о ж д е н и я ) й р у д.

Его х и м и ч е с к а я сторона изучена и освещена в работах В. Л и н д г р е н а, Д. С. К о р ж и н ского, Н. И. Н а к о в н и к а, Ю. В. К а з и ц ы н а и д р. Простейшим примером м е т а с о м а т и т а и р у д ы в нем я в л я е т с я грейзен. Э т о кварц-слюдяной агрегат, образовавшийся н а месте г р а н и т а под действием н а него р а с т в о р а глубинного п р о и с х о ж д е н и я з а счет химиче­ ских р е а к ц и й т и п а + 3K(AlSi 0 ) + 2 Н = KAl (AlSi Oio)(OH)2 + 6Si0 + 2К+.

3 8 2 3 микроклин мусковит кварц Одновременно в грейзены привносится олово, к р и с т а л л и з у ю щ е е с я в виде о к с и д а (минерала касситерита) S n 0. Грейзены с касситеритом я в л я ю т с я рудой н а олово.

Перекристаллизация — это повторная к р и с т а л л и з а ц и я новых к р и с т а л л о в з а счет с т а р ы х. О н а м о ж е т происходить с укрупнением з е р н а и с уменьшением (рекристал­ л и з а ц и я ), без изменения химического состава и с изменением ( к а к п р а в и л о, при пере к р и с т а л л и з а ц и и м и н е р а л ы о с в о б о ж д а ю т с я от химических примесей). П е р е к р и с т а л л и ­ з а ц и я м о ж е т о с у щ е с т в л я т ь с я в газообразном, ж и д к о м, твердом состояниях. Перекри­ с т а л л и з а ц и я минералов широко распространена при диагенезе и м е т а м о р ф и з м е горных пород. К а к частный пример перекристаллизации м о ж н о р а с с м а т р и в а т ь п о л и м о р ф н ы е превращения минералов.

ТИПЫ МИНЕРАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ Минеральные м е с т о р о ж д е н и я — понятие условное. М и н е р а л ы о б р а з у ю т с я в опре­ деленной обстановке, непрерывно или с перерывами, совместно с д р у г и м и м и н е р а л а м и или порознь, ч т о объективно зависит от р а з н ы х ф а к т о р о в. Т а к ж е условны границы м и н е р а л ь н ы х месторождений: они проводятся по некоторому произвольно принима­ емому пороговому с о д е р ж а н и ю каких-либо х а р а к т е р н ы х минералов (или полезных компонентов — д л я п р о м ы ш л е н н ы х м и н е р а л ь н ы х месторождений). В соответствии с условностью самого п о н я т и я м о ж н о п р е д л о ж и т ь разные принципы к л а с с и ф и к а ц и и ми­ н е р а л ь н ы х месторождений — по генезису, ф о р м е м и н е р а л ь н ы х т е л, м а с ш т а б а м мине­ рализации, одноактности или многоактности процессов, с в я з и их с единым геологиче­ ским явлением и л и с р а з н ы м и, в том числе р а з о р в а н н ы м и во времени геологическими процессами.

Наиболее продуктивны к л а с с и ф и к а ц и и, выполненные на генетической основе, но и эта основа м о ж е т б ы т ь разной — по физико-химическому х а р а к т е р у среды, способам и химической обстановке м и н е р а л ©образования, по связи с р а з л и ч н ы м и геологическими процессами, по источникам вещества и т. д. Э т о породило появление в геологической л и т е р а т у р е м н о ж е с т в а в а р и а н т о в к л а с с и ф и к а ц и й м и н е р а л ь н ы х и в, частности, про­ м ы ш л е н н ы х м и н е р а л ь н ы х месторождений.

П е р в а я генетическая к л а с с и ф и к а ц и я м и н е р а л ь н ы х месторождений, в целом завое­ в а в ш а я широкое признание, б ы л а создана В. Л и н д г р е н о м в 1906 г., а последний ее ва­ р и а н т — в 1933 г. Д л я рудных месторождений к л а с с и ф и к а ц и и п р е д л а г а л и с ь В. А. О б ­ р у ч е в ы м (1928), П. Н и г г л и (1933), П. М. Т а т а р и н о в ы м (1955), Г. Ш н е й д е р х ё н о м (1958), И. Г. М а г а к ь я н о м (1961), В. И. С м и р н о в ы м (1974) и д р. П о с л е д н я я общая к л а с с и ф и к а ­ ция м и н е р а л ь н ы х (именно минеральных) месторождений б ы л а д а н а Е. К. Л а з а р е н к о (1979).

П р и н я т а я в этом учебнике систематика главнейших типов м и н е р а л ь н ы х месторо­ ждений приведена в табл. 15. О н а не претендует на д о конца последовательную и логически р а з в и т у ю к л а с с и ф и к а ц и ю. С м ы с л ее гораздо проще и утилитарнее: во первых, с в я з а т ь представления об условиях м и н е р а л ©образования с теми сведениями о геологических процессах, к о т о р ы е б ы л и получены студентами в курсе общей геоло­ гии;

во-вторых, м а к с и м а л ь н о согласовать ее с теми терминами (с т е м их с м ы с л о м ), которые будут д а н ы студентам при прохождении курсов п е т р о г р а ф и и, п о л е з н ы х иско­ паемых, литологии. В основу принятой нами систематики п о л о ж е н ы к р а т к и е класси­ ф и к а ц и и месторождений полезных ископаемых по В. И. Смирнову (1974) и П. М. Т а т а ринову (1975), но они, с одной стороны, упрощены з а счет и з ъ я т и я из них т а к и х редких или преподаваемых т о л ь к о на старших курсах месторождений, к а к карбонатитовые, альбититовые и т. п., с другой стороны, они дополнены и изменены: учтено нали­ чие эксгаляционных ( ф у м а р о л ь н ы х ) месторождений, к о р а в ы в е т р и в а н и я отнесена к гипергенным м е с т о р о ж д е н и я м, среди последних в ы д е л е н ы т а к ж е вадозные, сублима­ ционные и криогенные м е с т о р о ж д е н и я ;

наконец, в систематику в к л ю ч е н ы к а к само­ с т о я т е л ь н ы е ее подразделения диагенетические и биогенные м е с т о р о ж д е н и я.

П р е д л о ж е н н а я в табл. 15 систематика м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й п р и всех ее не­ д о с т а т к а х обладает д в у м я достоинствами: 1) в основу ее п о л о ж е н генетический прин­ цип;

2) при достаточной полноте о н а не слишком с л о ж н а и л е г к о з а п о м и н а е т с я. Д а л ь Т а б л и ц а 15. Г л а в н ы е г е н е т и ч е с к и е т и п ы, серии и группы минеральных месторождений Серии Группы Типы Эндогенные Магматогенные Магматические Пегматитовые Скарновые Гидротермальные Грейзены Эксгаляционные Метаморфические Метаморфигенные Метаморфизованные Гипергенные Вадозные Экзогенные Криогенные Сублимационные Зон выветривания и окисления Седиментогенные Механические Хемогенные Биогенные Диагенетические Собственно диагенетические Гидротермально-осадочные нейшее совершенствование систематики м и н е р а л ь н ы х м е с т о р о ж д е н и й д о л ж н о идти по пути создания п а р а л л е л ь н ы х независимых к л а с с и ф и к а ц и й, в основе к а ж д о й из ко­ т о р ы х л е ж а л бы т о л ь к о один к л а с с и ф и к а ц и о н н ы й признак, подобно тому к а к д л я я в л е н и я и з о м о р ф и з м а было дано ч е т ы р е независимые к л а с с и ф и к а ц и и (см. т а б л. 1), совокупность к о т о р ы х д а е т относительно полную к а р т и н у этого я в л е н и я. Д л я мно­ ж е с т в а с л о ж н ы х объектов не м о ж е т б ы т ь одной, исчерпывающей всё к л а с с и ф и к а ц и и.

Их создание — д е л о будущего.

МАГМАТИЧЕСКИЕ МИНЕРАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ К м а г м а т и ч е с к и м м и н е р а л ь н ы м место­ р о ж д е н и я м о т н о с я т с я п р е ж д е всего сами м а г м а т и ч е с к и е горные породы к а к есте­ ственные, закономерно образовавшиеся скопления минералов. П р и остывании м а г м ы м и н е р а л ы в ы д е л я ю т с я и з нее в последовательности, определяемой ф и з и ­ ко-химическими з а к о н а м и к р и с т а л л и з а ­ ции м н о г о ф а з н ы х р а с п л а в о в с л о ж н о г о со- § става. И х к р и с т а л л и з а ц и я в глубинных « условиях происходит при т е м п е р а т у р а х | около 1300 — 700°С, а излившихся л а в — при 1200 — 1 0 0 0 ° С. Состав образующейся горной породы зависит от исходного хи­ мического состава м а г м ы, в первую оче­ Рис. 78. Минеральный состав глубинных редь от с о д е р ж а н и я в ней SiC2, но в це­ магматических горных пород.

л о м при м а г м а т и ч е с к о м минералообразо вании возникает сравнительно небольшое число г л а в н ы х м и н е р а л о в (рис. 78), ч т о опре­ д е л я е т с я н е к о т о р ы м однообразием состава м а г м — э т о около д е с я т и с и л и к а т о в (оли­ вин, пироксен, роговая обманка, мусковит, биотит, м и к р о к л и н, о р т о к л а з, п л а г и о к л а з ы, н е ф е л и н и др.) и к в а р ц (табл. 16).

Т а б л и ц а 16. М и н е р а л ы м а г м а т и ч е с к и х г о р н ы х п о р о д Минералы Клас­ Содер­ Ряд Примеры жание Калие­ Пла­ Не­ Ам­ Пи­ Оли­ горных пород сы по­ Кварц пород Si0, вый по­ гио­ фе­ фи­ рок­ вин род % (ори- клаз лин бол сен левой енти- шпат ровоч но) + + + Щелоч- Ульт­ Оливинит, дунит, нозе- раос­ перидотит, пиро мель- новные ксенит, кимберлит ный + + + — — — — Основ­ 50 Габбро,базальт, ные диабаз + + + — Д и о р и т, андезит Сред­ + + + — — ние Сиенит, трахит + + + + — — — Кис­ Гранит, риолит, лые кварцевый порфир + + — Щелоч­ Сред­ 60 Щелочной сиенит, ной ние щелочной трахит (натри­ евый) + + + + + — — Основ­ Нефелиновый сие­ ные нит, фонолит + + + Ульт­ И й о л и т, мельтей ра-ос­ гит, нефелинит новные Кристаллы минералов, образующихся первыми, растут в магме в свободных усло­ виях и часто обладают поэтому совершенной огранкой. Кристаллы силикатов имеют плотность, близкую к плотности расплава, он к тому же вязкий, поэтому кристаллы находятся во взвешенном состоянии, а если оседают, то очень медленно. При росте в текущей магме они ориентируются в струях течения, подчиняясь обычным законам механики движущейся ЖИДКОСТИ, ЭТО ориентированное расположение кристаллов бы­ вает хорошо заметным (рис. 79). Однако в некоторых магмах на ранних стадиях их кристаллизации выпадают такие высокоплотные минералы, как оксиды хрома и же­ леза (хромит и др.), самородные платиноиды и т.п. Под действием силы тяжести они могут оседать и накапливаться в придонных частях магматических очагов, образуя здесь рудные з а л е ж и — и х называют гравитационными скоплениями руд.

По мере раскристаллизации магмы остается все меньше возможностей для свобод­ ного роста кристаллов. Более поздние минералы выделяются из нее в виде полуогра­ ненных и неправильных зерен, заполняющих промежутки между более ранними ми­ нералами. Т а к постепенно формируется главный объем горной породы, а в ходе ее образования в остающихся порциях еще не застывшей магмы, как говорят, в оста­ точных расплавах, могут постепенно значительно возрасти концентрации некоторых летучих (НгО, С О г, F2, С Ь и др.) и некоторых малых компонентов: C r, Fe, T i, N i — в магмах ультраосновного и основного составов;

N b, Та, Sn — в магмах кислого состава;

Zr, Р, T R — в щелочных магмах. За их счет образуются позднемагматические руды Рис. 79. Текстуры течения в интрузивных горных породах.

Кристаллы полевых шпатов и других минералов располага­ ются по движению расплава.

разного минерального состава. Вокруг них о к р у ж а ю щ и е (вмещающие их) м и н е р а л ы обычно сильно изменены, замещены р а з л и ч н ы м и продуктами из-за воздействия н а них химически а к т и в н ы х л е т у ч и х компонентов остаточного р а с п л а в а.

И т а к, в процессе к р и с т а л л и з а ц и и м а г м м о ж н о в ы д е л и т ь раннемагматический, глав­ ный и позднемагматический этапы, к а ж д ы й из к о т о р ы х х а р а к т е р и з у е т с я своими осо­ бенностями образования м и н е р а л о в и их ассоциациями. В ранний этап могут ф о р м и ­ р о в а т ь с я хромовые, платиновые руды в ультраосновных горных породах. В г л а в н ы й этап о б р а з у ю т с я сами горные породы, они т о ж е могут и м е т ь п р а к т и ч е с к у ю ценность.

Во-первых, сами магматические горные породы часто используются к а к с т р о и т е л ь н ы й к а м е н ь. Во-вторых, отдельные г л а в н ы е м и н е р а л ы в них я в л я ю т с я о б ъ е к т о м промы­ шленной р а з р а б о т к и, например н е ф е л и н к а к р у д а на алюминий. В позднемагмати­ ческий этап о б р а з у ю т с я р а з н ы е р у д ы — хромовые, титановые, т а н т а л о в ы е, о л о в я н н ы е и д р. К позднемагматическим о т н о с я т с я и медно-никелевые р у д ы в п л а т ф о р м е н н ы х массивах оливинитов, перидотитов и габбро, эти руды ф о р м и р у ю т с я здесь в р е з у л ь т а т е особого п р о ц е с с а — л и к в а ц и и м а г м ы (см. с. 160).

Необходимо у к а з а т ь н а еще один процесс, иногда широко п р о я в л я ю щ и й с я в маг­ м а т и ч е с к и х горных породах, а и м е н н о — н а интенсивное их преобразование под дей­ ствием м е ж з е р е н н ы х водных р а с т в о р о в — п о с л е д н и х конденсатов з а с т ы в а ю щ е г о рас­ п л а в а.


Э т и процессы особенно часто п р о я в л е н ы в ультраосновных горных породах, они в ы р а ж а ю т с я в замещении собственно магматического м и н е р а л а о л и в и н а (сили­ к а т а магния) серпентином и т а л ь к о м (гидросиликатами м а г н и я ). В сущности, проис­ ходит метасоматический процесс изменения остаточными г и д р о т е р м а л ь н ы м и раство­ р а м и ранних м и н е р а л о в — э т и я в л е н и я н а з ы в а ю т с я автометасоматическими, " а в т о " о т р а ж а е т тот ф а к т, что р а с т в о р ы родились в ходе ф о р м и р о в а н и я самой горной по­ роды, подвергающейся метасоматозу.

ПЕГМАТИТЫ П е г м а т и т а м и обычно н а з ы в а ю т ж и л ы крупно- или гигантозернистого строения, сло­ ж е н н ы е теми ж е м и н е р а л а м и, ч т о и горные породы, с к о т о р ы м и п е г м а т и т ы с в я з а н ы по своему происхождению. В природе наиболее распространены г р а н и т н ы е п е г м а т и т ы, они состоят из полевых шпатов (микроклина, о р т о к л а з а, п л а г и о к л а з о в ), к в а р ц а, в качестве второстепенного м и н е р а л а обычны с л ю д ы (мусковит и биотит), т. е. по ва­ ловому минеральному составу эти пегматиты соответствуют г р а н и т а м. З н а ч и т е л ь н о менее распространены сиенит-пегматиты, нефелин-сиенитовые п е г м а т и т ы, ийолит п е г м а т и т ы, габбро-пегматиты.

Образование пегматитов тесно с в я з а н о с м а г м а т и ч е с к и м и процессами, но все они несут н а себе явственные с л е д ы интенсивных постмагматических преобразований. Со­ отношение и роль этих процессов при образовании пегматитов т р а к т у ю т с я по-разному.

Г р а н и т н ы е п е г м а т и т ы встреча­ ю т с я среди гранитов и д р у г и х гор­ ных пород в виде ж и л (рис. 80) и л и н з р а з м е р о м от 0,5 д о 20 м по мощности и от 10 до 300 м в длину.

В качестве самого простого опре­ деления можно было бы сказать, что п е г м а т и т ы — это ж и л ы круп­ но- и л и гигантозернистых грани­ тов. Н о э т о определение непол­ ное, т а к к а к состав пегматитов бо­ лее с л о ж е н, а в п р е д е л а х ж и л в с т р е ч а ю т с я средне- и м е л к о з е р ­ нистые агрегаты минералов Рис. 80. Пегматитовые жилы разного возраста (рис. 81). В этом определении не (Гордиенко, 1996). о т р а ж е н о п р о и с х о ж д е н и е пегма­ титов. Поэтому о х а р а к т е р и з у е м более подробно особенности м и н е р а л ь н о г о состава и строения пегматитовых ж и л.

Рис. 81. Форма и вну треннее строение пегма жил гольца ^f^J^^^^xt-" ^v* Оленьего, Забайкалье * ' - 4 ! ^ A ^ * * ? i * 4 * ' » (Иванов, 1985).

i*^**^* 1—метаморфические &-\t *"i,V горные породы;

2— гра ниты;

S—кристаллыпо - * - _ * - * левого шпата чистые;

4 — кристаллы полевого f шпата с вростками квар ^T^i** V * V * - Д а типа еврейского кам ня *" *"*\* — выделения квар­ ца ( а — д ы м ч а т о г о, 6— молочного);

6—кристал­ лы биотита (а) и муско 6 вита (б).

Главными м и н е р а л а м и г р а н и т н ы х пегматитов я в л я ю т с я полевые ш п а т ы, слагаю­ щие от 50 д о 70% объема пегматитовых ж и л, и кварц, н а д о л ю которого приходится от 20 д о 40% объема ж и л. Обычными второстепенными м и н е р а л а м и я в л я ю т с я с л ю д ы (мусковит и биотит). Д л я п р о м ы ш л е н н ы х целей в а ж н о, ч т о в пегматитах встреча­ ю т с я м и н е р а л ы - к о н ц е н т р а т о р ы бора, ф о с ф о р а, урана, редких з е м е л ь, т о р и я, л и т и я, б е р и л л и я, цезия, т а н т а л а и других редких химических элементов.

Рис. 82. Графические срастания кварца и микроклина.

Боковые поверхности кварца несут индукционную штриховку (она трактуется как результат совместного роста э т и х двух минералов).

Рис. 83. Кварц из письменного гранита.

Поверхность кварца покрыта индукционной штри­ ховкой.

Х а р а к т е р н о, ч т о в гранитных пегматитах м и к р о к л и н, о р т о к л а з и к в а р ц нередко образуют д р у г с другом особые с р а с т а н и я — это п л а с т и н ч а т ы е, веретенообразные, клиновидные и изгибающиеся вростки к в а р ц а в едином блоке м и к р о к л и н а (рис. 82).

Внешне они иногда напоминают древние письмена, поэтому весь сросток н а з ы в а е т с я г р а ф и ч е с к и м срастанием, и л и письменным гранитом (рис. 83), и л и еврейским (по ф о р м е "букв") к а м н е м. Узор срастаний полностью подобен т е м, к о т о р ы е о б р а з у ю т с я в м е т а л л у р г и ч е с к и х процессах при одновременной (эвтектической) к р и с т а л л и з а ц и и д в у х м е т а л л о в и з их совместного р а с п л а в а. По представлениям А. Е. Ферсмана, ми­ к р о к л и н (ортоклаз) и к в а р ц в т а к и х с р а с т а н и я х т а к ж е образовались при их одновре­ менной к р и с т а л л и з а ц и и и з м а г м ы. П о физико-химическим д и а г р а м м а м т е м п е р а т у р а к р и с т а л л и з а ц и и оценена в 9 9 0 ± 2 0 ° С. Т а к и е срастания с т о л ь х а р а к т е р н ы д л я пегмати­ тов, ч т о именно по ним эти горные породы получили свое название: термин " п е г м а т и т " (от греч. pegma (pegmatos) — к р е п к а я связь) впервые б ы л п р е д л о ж е н в 1822 г. Р. Гаюи д л я обозначения г р а ф и ч е с к и х срастаний о р т о к л а з а и к в а р ц а.

П е г м а т и т ы, к а к отмечалось, я в л я ю т с я р а з н о з е р н и с т ы м и горными породами и в р а з ­ н ы х у ч а с т к а х своих ж и л имеют р а з н ы й состав. Наиболее к р у п н ы е в ы д е л е н и я мине­ р а л о в х а р а к т е р н ы д л я внутренних зон блокового строения. З д е с ь к р и с т а л л ы (блоки) полевых шпатов могут достигать размеров д о 1, 5 х 3 м, в т а к и х зонах о б н а р у ж е н ы ги­ гантские п л а с т и н ы с л ю д ы (мусковита) п л о щ а д ь ю д о 2,5 м, к р и с т а л л ы б е р и л л а массой д о 15 т, к р и с т а л л ы сподумена более 12 м в длину.

П е г м а т и т ы о б р а з у ю т с я на глубине, в о з м о ж н о, около 6-8 к м. П р о и с х о ж д е н и е их спорно. П о представлениям А. Е. Ф е р с м а н а, они я в л я ю т с я п р о д у к т а м и к р и с т а л л и з а ­ ции остаточных порций застывающего гранитного расплава, о т ж а т о г о из магматиче­ ского очага в трещины в о к р у ж а ю щ и х его горных породах. Э т о т р а с п л а в, к а к послед­ н я я часть к р и с т а л л и з у ю щ е й с я м а г м ы, относительно обогащен л е г к о л е т у ч и м и (НгО, H F, НС1, В 0 з, СО2 и др.) и другими компонентами ( L i, Be, Та, N b, Cs и д р. ). Его к р и с т а л л и з а ц и я начинается при 900 — 8 0 0 ° С Главные м и н е р а л ы (полевые шпаты, кварц) образуются при т е м п е р а т у р а х 800 — 600°С в позднемагматический этап, после чего м и н е р а л ы к р и с т а л л и з у ю т с я из газовых, газово-жидких и ж и д к и х растворов.

Иные представления п р е д л о ж е н ы А. Н. З а в а р и ц к и м и р а з в и т ы и дополнены В. Д. Ни­ к и т и н ы м и С. А. Р у д е н к о. Они основаны на очевидных ф а к т а х частого беспорядоч­ ного внутреннего строения пегматитовых ж и л, мощного п р о я в л е н и я в них процессов перекристаллизации минералов, обычности образования одних м и н е р а л о в з а счет ре­ зорбции, химического замещения других. А. Е. Ф е р с м а н полагает, что эти я в л е н и я не главные, они соответствуют позднему преобразованию пород магматического генезиса.

А согласно В. Д. Никитину, пегматиты образуются не з а счет п р я м о й магматической к р и с т а л л и з а ц и и, а к а к р а з з а счет поздней перекристаллизации ж и л особого мелко­ зернистого гранита (аплита), мелкозернистых полевошпатовых ж и л, д а е к гранита и мощной их переработки под действием горячих водных растворов глубинного проис­ хождения.

Т а б л и ц а 17. Х а р а к т е р н ы е о с о б е н н о с т и минерального состава гранитных пегматитов Некоторые ми­ Главные Специфические Полезные (раз­ минералы нералогические минералы рабатываемые) и геохимические компоненты типы Слюдяные и ке­ Мусковит, турмалин Слюда Кварц, микроклин рамические (ка- (шерл), уранинит, (мусковит), (ортоклаз), лиево-боровые) монацит, апатит, полевые плагиоклаз, пегматиты алланит шпаты слюды Топаз, берилл, Кварц-берилло- Пьезосырье топазовые (фто- морион, турмалин (кварц), драго­ ро-бериллиевые) (шерл) ценные камни пегматиты (топаз, берилл) Альбит-сподуме- Альбит, сподумен, Ниобий, тантал, новые (натриево- лепидолит, цезий литиевые) пегма­ турмалин ( р у б е л л и т ), титы танталит По особенностям минерального состава в ы д е л я ю т несколько типов г р а н и т н ы х пег­ матитов (табл. 17). Наиболее в а ж н ы м и я в л я ю т с я керамические (и с л ю д я н ы е ), топазо берилловые и альбит-сподуменовые пегматиты. П е р в ы е р а з р а б а т ы в а ю т с я д л я извле­ чения полевых шпатов (сырье д л я керамической промышленности) и мусковита, из в т о р ы х добывают п ь е з о к в а р ц и драгоценные камни, из т р е т ь и х и з в л е к а ю т р у д ы ред­ к и х м е т а л л о в — цезия, т а н т а л а и д р.

СКАРНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ С к а р н о в ы е м е с т о р о ж д е н и я, или с к а р н ы, образуются в зонах к о н т а к т а гранитов с м р а м о р а м и. Они з а л е г а ю т либо в виде п о л и м и н е р а л ь н ы х реакционных к о н т а к т о в ы х к а й м разной мощности (от 1 — 2 см до сотен метров), либо в виде б е с ф о р м е н н ы х за­ л е ж е й и ж и л, вблизи к о н т а к т а в граните или в м р а м о р е (рис. 84). С к а р н ы состоят из специфических минералов — сили­ к а т о в Са, M g, А1 (гранатов, пирок сенов, везувиана, эпидота, волласто нита) и с л о ж н о г о а л ю м о с и л и к а т а N a и С а (скаполита) (табл. 18). С к а р н ы я в л я ю т с я метасоматическими поро­ д а м и. Они образуются н а глубине около 3 — 7 к м под действием горя­ чих г и д р о т е р м а л ь н ы х растворов.


Эти р а с т в о р ы поднимаются вдоль к о н т а к т а из глубинных частей еще к р и с т а л л и з у ю щ е г о с я очага гранит­ ной м а г м ы.

Большой вклад в формирование представлений о генезисе скарнов с д е л а л и А. Н. З а в а р и ц к и й, П. П. П и липенко, Н. Ф. Ш а х о в, Н. А. С м о л ь я нинов. В а ж н е й ш е е значение имеют работы С. М. К у р б а т о в а и Д. С. К о р жинского. С.М.Курбатов, изучая с к а р н о в ы е м е с т о р о ж д е н и я Хакассии, п о к а з а л, ч т о в них минералы-сили­ к а т ы о б р а з у ю т с я з а счет вещества гранитов и известняков в ходе по­ следовательных метасоматических реакций з а м е щ е н и я одних м и н е р а л о в д р у г и м и.

Д. С. К о р ж и н с к и й я в л я е т с я создателем современной теории с к а р н о о б р а з о в а н и я. Он н а з в а л этот процесс биметасоматическим и п о к а з а л, что реакции и д у т п р е ж д е всего з а счет встречной д и ф ф у з и и вещества, извлекаемого р а с т в о р а м и из гранитов и мрамо­ ров (две породы, д в а н а ч а л а, о т с ю д а — б и м е т а с о м а т о з ). К а л ь ц и й и магний берутся из м р а м о р о в, кремний, алюминий, натрий — из гранитов, они и в х о д я т в состав собственно с к а р н о в ы х м и н е р а л о в. К р о м е того, Д. С. К о р ж и н с к и й ввел понятие о к о н т а к т о в о и н ф и л ь т р а п и о н н ы х скарнах, они з а л е г а ю т в виде ж и л. И х образование Д. С. К о р ­ ж и н с к и й о б ъ я с н я л т а к : " П р е д п о л о ж и м, ч т о к о н т а к т пород, н а п р и м е р и з в е с т н я к а и кварцита, пересечен трещиной, по которой поднимается поток послемагматических р а с т в о р о в... Если обе породы достаточно прогреты под воздействием магматического т е л а, то прошедшие через п л а с т к в а р ц и т а р а с т в о р ы при вступлении в и з в е с т н я к на­ чнут его з а м е щ а т ь скарновыми м и н е р а л а м и. В этом замещении будут у ч а с т в о в а т ь не т о л ь к о кремнезем и другие компоненты, з а и м с т в о в а н н ы е из н и ж е л е ж а щ е г о пла­ ста кварцита, но и более п о д в и ж н ы е компоненты, внесенные из магматического т е л а, например магний, ж е л е з о и п р. ".

С к а р н ы часто имеют большое промышленное значение к а к вместилище р у д ж е ­ леза, олова, свинца, цинка, меди, б е р и л л и я, м и н е р а л о в бора, с л ю д ы - ф л о г о п и т а и д р у ­ гих п о л е з н ы х ископаемых. В этом отношении любопытно само р о ж д е н и е т е р м и н а " с к а р н " — э т о слово шведских горняков с т а р ы х времен, обозначавшее " д р я н ь, п у с т а я р у д а " : с к а р н в ы б р а с ы в а л и, а и з в л е к а л и ж е л е з н у ю руду.

Т а б л и ц а 18. Г л а в н ы е м и н е р а л ы с к а р п о в ы х м е с т о р о ж д е н и й Минералы Группы минералов Формулы Собственно скарновые Пироксены:

диопсид CaMg(Si 0 ) 2 геденбергит CaFe(Si 0 ) 2 Гранаты:

гроссуляр Ca3Al (Si0 )3 2 Ca Fe2(Si0 ) андрадит 3 Эпидот Ca (Al Fe)(Si04)(Si207)0(OH) 2 C a A l M g (Si0 ) (Si O7 ) (0H) Везувиан 10 4 2 4 5 2 2 Волластонит Ca (Si 0 ) 3 3 Скаполиты (Ca, Na) (Al, Si) (Si O ) (C1, S0 ) 4 2 2 e 3 Шпинель MgAl 0 2 Кальцит CaC0 Si Кварц Sn Рудные минералы Касситерит Магнетит FeFe 0 2 Молибденит MoS Халькопирит CuFeS Пирит FeS Арсенопирит Fe(AsS) Галенит PbS Сфалерит (Zn,Fe)S Пирротин FeS (прибл.) Датолит Нерудное минеральное сырье Ca(BSi0 )(OH) Ланбурит Ca(B Si 0 ) 2 2 Флогопит KMg (AlSi3O )(OH) 3 10 Метасоматический способ образования скарнов, с л о ж н о с т ь химических процессов и многостадийность этого я в л е н и я обусловливают неправильную ф о р м у с к а р н о в ы х з а л е ж е й и неравномерность и х внутреннего строения. В р а з н ы х учебниках и науч­ н ы х работах их нередко относят к р а з н ы м генетическим т и п а м м е с т о р о ж д е н и й. И действительно, если судить по и х геологической позиции — э т о к о н т а к т о в ы е и л и ме таморфогенные, по механизму р а з р а с т а н и я — э т о метасоматические, а по природе рас­ творов—гидротермальные месторождения.

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ Г и д р о т е р м а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я образуются п р и о т л о ж е н и и м и н е р а л о в и з суще­ ственно водных и л и углекисло-водных растворов. М а к с и м а л ь н ы е глубины ф о р м и р о ­ в а н и я этих м е с т о р о ж д е н и й с о с т а в л я ю т 4,5 — 5 к м, м и н и м а л ь н ы е - — о т в е ч а ю т поверх­ ностным у с л о в и я м.

М о р ф о л о г и я м е с т о р о ж д е н и й р а з л и ч н а и зависит о т х а р а к т е р а трещиноватости и по­ ристости горных пород. М и н е р а л ы могут з а п о л н я т ь о т к р ы т ы е т р е щ и н ы, о б р а з у я четко очерченные жилы разного состава и различного внутреннего с т р о е н и я ( р и с. 85, а).

И х т а к и н а з ы в а ю т — ж и л ы з а п о л н е н и я (или секреционные ж и л ы ). Е с л и гидротер­ м а л ь н ы е р а с т в о р ы д в и г а л и с ь по тончайшим трещинам, о т л о ж е н и е м и н е р а л о в и з них могло идти т о л ь к о з а счет постепенной резорбции ( р а з ъ е д а н и я ), з а м е щ е н и я о к р у ж а ­ ющих горных масс. Т а к о е замещение н а з ы в а е т с я метасоматозом, а сами ж и л ы — метасоматическими. Обычно они не имеют р е з к и х границ и с в я з а н ы постепенными переходами с вмещающими и х горными породами (рис. 85, б), нередко и х состав р а з ­ л и ч е н в р а з н ы х породах (рис. 86). В среднем мощность г и д р о т е р м а л ь н ы х ж и л коле­ б л е т с я о т 0,1 — 0,2 д о 3 — 4 м, по простиранию они п р о с л е ж и в а ю т с я д о 700 — 800 м, в ПО Рис. 85. Внутреннее строение гидротермальных ж и л.

а—секреционная жила обычно имеет резкие контакты с окружающими гор­ ными породами, кристаллы кварца нарастают на стенки трещины и растут внутрь жилы;

6—метасоматическая жила образуется за счет постепенного разъедания и химического преобразования окружающих горных пород.

глубину — д о 500 м. Ж и л ы редко бывают одиночными, чаще всего они г р у п п и р у ю т с я в системы ж и л, с л о ж н ы е по х а р а к т е р у их в з а и м н ы х пересечений.

Другая форма гидротермальных минеральных месторождений—это vvv у v vvv метасоматические залежи. Они воз­ vvV н и к а ю т при просачивании растворов или д и ф ф у з и и вещества через поро­ _ v Гранит^ v д ы и о б р а з у ю т с я з а счет химических v v G — " ". реакций м е ж д у веществом горных по­ род и р а с т в о р а м и. М о р ф о л о г и я та­ Рис. 86. Зависимость состава метасоматиче ских ж и л от окружающих горных пород.

ких залежей сложная, размеры раз­ В кварцевых жилах месторождения Б ь ю т л и ч н ы е. Наиболее крупные р а з м е р ы (США) медно-рудные минералы (черное) отла­ имеют медно-рудные г и д р о т е р м а л ь ­ гаются почти всегда в тех же частях жил, кото­ ные метасоматические з а л е ж и — в рые залегают в граните.

среднем 100 х 500 х 300 м.

М и н е р а л ь н ы й состав г и д р о т е р м а л ь н ы х месторождений очень разнообразен, т а к к а к с л и ш к о м р а з л и ч н ы источники растворов, а значит, они могут и м е т ь р а з н ы й химиче­ г ский состав, х а р а к т е р и з о в а т ь с я р а з н ы м и концентрациями вещества в н и х / значени­ я м и р Н и в е л и ч и н а м и и х окислительно-восстановительного потенциала. В качестве примеров гидротермального минералообразования мозкно р а с с м а т р и в а т ь автометасо матические изменения м а г м а т и ч е с к и х горных пород, процессы поздней перекристал­ лизации пегматитов, образование скарнов. К а к видно, термин в з н а ч и т е л ь н о й мере неопределенен. М о ж н о привести м н о ж е с т в о других примеров г и д р о т е р м а л ь н о г о по своей сущности минералообразования. Традиционно к собственно г и д р о т е р м а л ь н ы м условно относят рудоносные ж и л ы и метасоматические з а л е ж и, в к о т о р ы х г л а в н ы м и м и н е р а л а м и я в л я ю т с я к в а р ц и л и кальцит, реже—-доломит, сидерит, барит}флюорит, а р у д н ы м и к о м п о н е н т а м и — с у л ь ф и д ы с и д е р о ф и л ь н ы х химических э л е м е н т о в ( ж е л е з а, кобальта, н и к е л я, меди, цинка, м ы ш ь я к а, молибдена, серебра, с у р ь м ы, р т у т и, свинца, висмута), а т а к ж е оксиды титана, ж е л е з а, ниобия, олова, т а н т а л а, в о л ь ф р а м а, урана.

И х образование с в я з ы в а ю т с д е я т е л ь н о с т ь ю восходящих г о р я ч и х водных растворов, возникающих обычно в связи с процессами о с т ы в а н и я и з а т в е р д е в а н и я м а г м ы. О н и образуются н а разных, глубинах, вот некоторые м е с т о р о ж д е н и я по В. И. С и н я к о в у (в км):

Вольфрамовые '(Восточное Забайкалье)... 1,5 — 2, Оловянные (Восточное Забайкалье).

* ;

.. 1,0—1, Оловянные (Якутия).,....... 1,3—1, Оловянные (Южное Приморье)..,.. i ч 1, Молибденовые (Восточное Забайкалье) 0,5 —1, Золоторудное (Восточное Забайкалье) 1, Сурьмяно-ртутные (Южный Тянь-Шань) 2,0 — 2, Кварц-флюоритовые (Восточное Забайкалье) 0,4—1, Некоторое представление о т е м п е р а т у р а х и д а в л е н и я х, при к о т о р ы х ф о р м и р у ю т с я г и д р о т е р м а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я, д а ю т следующие ц и ф р ы (по В. Б. Н а у м о в у ), приво­ д и м ы е нами в качестве ч а с т н ы х примеров. Д л я трех в о л ь ф р а м о в ы х м е с т о р о ж д е н и й это 3 6 0 - 3 2 0 ° С и 170-107 М П а, 3 6 0 - 2 5 0 ° С и 1 0 1 - 1 7 М П а, 3 3 0 - 2 7 0 ° С и 1 1 0 - 5 2 М П а.

Д л я одного и з золоторудных месторождений э т о 330 — 270° С и 180 — 90 М П а. Д л я д в у х свинцово-цинковых м е с т о р о ж д е н и й это 270 — 170° С и 92 — 19 М П а, 270 — 170° С и 68 — 20 М П а. К а к видно, ц и ф р ы весьма р а з л и ч а ю т с я.

Условно и чисто ориентировочно г и д р о т е р м а л ь н ы е рудные м е с т о р о ж д е н и я подраз­ д е л я ю т н а высоко-, средне- и низкотемпературные;

К а ж д ы й и з э т и х типов месторо­ ж д е н и й имеет свои особенности минерального состава и рудоносности. Они р а з л и ­ ч а ю т с я т а к ж е и по м о р ф о л о г и и. Д л я некоторых месторождений точно устанавли­ в а е т с я генетическая с в я з ь с глубинными магматическими очагами, д л я д р у г и х — с вулканическими. М е с т о р о ж д е н и я первого т и п а н а з ы в а ю т плутоногенными, в т о р о г о — вулканогенными. Н е к о т о р ы е м е с т о р о ж д е н и я, чаще всего низкотемпературные, распо­ л о ж е н ы в д а л е к е о т участков п р о я в л е н и я м а г м а т и з м а, поэтому т р у д н о точно устано­ в и т ь, с к а к и м и магматическими очагами они генетически с в я з а н ы, иногда т а к а я с в я з ь д а ж е к а ж е т с я спорной;

т а к и е м е с т о р о ж д е н и я н а з ы в а ю т т е л е т е р м а л ь н ы м и. П р и м е р ы г и д р о т е р м а л ь н ы х рудных месторождений д а н ы в табл. 19.

Т а б л и ц а 19. П р и м е р ы г и д р о т е р м а л ь н ы х р у д н ы х м е с т о р о ж д е н и й Морфология Минеральные Характерные Полезные Температур­ ные условия месторождения нерудные ископаемые минералы Грейзеновые Sn, Mo, W, Bi, Метасоматичес­ Высокотемпе­ Кварц, мусковит ратурные, Та, Nb, само­ кие залежи, жилы цветы 300 - 500° С Олово-молибдено- Жилы Кварц Sn, Mo, W, Bi вольфрамовые Полиметалличес Среднетемпе- Cu, Zn, Pb, Au Жилы Кварц ратурные, кие,золотоносные 150- 350°С Ураноносные Кварц, кальцит, Co, Ni, Ag, Bi, U »

доломит — Колчеданные Cu, Zn, Pb Послойные залежи и вкрапленность в осадочных и вул каногенно-осадоч ных горных поро­ дах — Свинцово-цинко- Pb, Zn вые »

— Медистых Cu песчаников Сурьмяно-ртутно Низкотемпе­ Кварц, кальцит, Sb, Hg, As Жилы ратурные, мышьяковые флюорит 50 - 200°С Флюорит-барито­ Кварц, кальцит, Плавиковый »

вые флюорит, барит шпат, барит ГРБЙЗБНЫ Г р е й з е н — с т а р и н н о е название, данное саксонскими рудокопами зернистой кварцево с л ю д я н о й (мусковитовой) горной породе с касситеритом SnCb- У ж е т о г д а б ы л о заме­ чено, ч т о э т а порода образуется з а счет р а з ъ е д а н и я, резорбции, метасоматического з а м е щ е н и я гранитов в о к р у г оловорудных ж и л. Т е п е р ь установлено, ч т о грейзенами, во-первых, с о п р о в о ж д а ю т с я наиболее высокотемпературные г и д р о т е р м а л ь н ы е рудо­ носные ж и л ы, залегающие среди гранитов, а во-вторых, грейзены могут з а л е г а т ь са­ м о с т о я т е л ь н о (рис. 87) и з а н и м а т ь з н а ч и т е л ь н ы е площади (до 5 к м ), иногда почти полностью з а м е щ а я к р у п н ы е у ч а с т к и гранитов.

Грейзены о б р а з у ю т с я з а счет химических реакций м е ж д у полевыми ш п а т а м и гра­ нитов и просачивающимися через них рудоносными водными р а с т в о р а м и. У п р о щ а я, э т и реакции м о ж н о о х а р а к т е р и з о в а т ь уравнениями следующего типа:

+ + 2+ 1) п л а г и о к л а з + Н + К —^мусковит-гКварц-1-Na"^ + С а ;

+ 1 + 2) м и к р о к л и н + Н —^мусковит+кварц-rNa" " -+- К.

Образование грейзенов происходит при т е м п е р а т у р е около 600 — 500°С. Х и м и ч е с к и процесс с л о ж е н, поэтому помимо г л а в н ы х м и н е р а л о в — м у с к о в и т а, к в а р ц а, непрореа гировавших остатков (реликтов) полевых ш п а т о в — в грейзены в х о д я т и многие дру­ гие, в т о м числе рудные, м и н е р а л ы. Ч а с т о д л я э т и х пород х а р а к т е р н о кавернозное строение, стенки к а в е р н нередко в ы с т л а н ы д р у з а м и к р и с т а л л о в к в а р ц а и д р а г о ц е н н ы х к а м н е й — т о п а з а, б е р и л л а. П р а к т и ч е с к о е значение грейзенов велико. Они я в л я ю т с я ИЗ Грейзены I Гранитоиды площадные 1 ~1~ Эффузивы штокверковые Песчаники околожильные 1* Грейзенизированные i Разломы гранитоиды 1 ^ Рис. 87. Схема геологического залегания грейзенов (Золота­ рев, 1993).

в а ж н о й рудой на в о л ь ф р а м, молибден, висмут, а и н о г д а — и с т о ч н и к о м д о б ы ч и камней самоцветов (берилла, топаза, т у р м а л и н а ).

ЭКСГАЛЯЦИОННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ Т и п и ч н ы м примером м и н е р а л ь н ы х месторождений, образующихся при участии га­ зов, я в л я ю т с я ф у м а р о л ь н ы е возгоны (табл. 20). Они п р е д с т а в л я ю т собой тонкодис­ персные и мелкозернистые корки, н а л е т ы, кристаллические агрегаты н а с т е н к а х тре­ щин в к р а т е р а х вулканов и в остывающих л а в о в ы х потоках, иногда о б р а з у ю т конусо­ видные массы, постепенно разрастающиеся вокруг ф у м а р о л ь н ы х струй н а поверхности в у л к а н о в. В состав возгонов входят р а з л и ч н ы е в е щ е с т в а — с у л ь ф а т ы, х л о р и д ы, окси с у л ь ф а т ы, оксихлориды, а т а к ж е гематит ГегОз, сера, аурипигмент AS2S3, сассолин В(ОН)з и д р. Промышленное значение имеют л и ш ь скопления серы и сассолина.

Эксгаляционные м и н е р а л ь н ы е м е с т о р о ж д е н и я образуются при участии газов маг­ матического происхождения, обычно это Н2О, С 0, СЕЦ или их смеси, а т а к ж е раство­ ренные в них H2S, SO2, НС1, С Ь, F2, NH4CI. Условия такого образования минералов ограничены значениями критических д а в л е н и я и т е м п е р а т у р ы. Д л я Н2О, С 0, С Щ они составляют соответственно 22,1 М П а и 374,15°С, 7,4 М П а и 3 1, 0 5 ° С, 4,6 М П а и 8 2, 1 ° С. Значит, если у ч и т ы в а т ь величину литостатического (горного) д а в л е н и я, д а ж е Н г О в виде газа не м о ж е т существовать на глубине более 400 м и при т е м п е р а т у р е выше 374,15°С. П р и более высоких д а в л е н и я х и температурах существует или ж и д к а я вода, или вода в н а д к р и т и ч е с к о м состоянии (это состояние иногда н а з ы в а ю т ф л ю и д н ы м ).

Т а б л и ц а 20. Р а с п р е д е л е н и е п о т е м п е р а т у р а м главных минералов в вулканических возгонах Б о л ь ш о г о Т о л бакинского т р е щ и н н о г о и з в е р ж е н и я 1975 — 1976 г г. ( п о В е р г а с о в о й ) Температура поверхности при Минерал Формула отборе проб, °С 625— Гематит Fe 0 2 625 — Афтиталит (K,Na) Na(S0 ) 3 4 Галит NaCl 600 — 600 — Сильвин КС 600 — CuO Тенорит Халькокианит 600 — Cu(S0 ) Долерофанит Cu (S0 )0 600 — 2 Пийпит K Cu (S0 ) 0 600 — 2 2 4 Федотовит K Cu (S0 ) 0 600 — 2 3 4 Ключевскит K Cu7Fe(S0 ) 03 600 — 7 4 Галит NaCl 525 — 500 — Золото самородное Au Меланоталит Cu OCl 400 — 2 400— Толбачит CuCl Селлаит MgF 400— Сульфаты Al,Mg, Са, Na 375— Хлориды Са, Mg, А1 350— ' Эльпазолит K NaAlF 350— 2 350— Флюорит CaF Ральстонит 350— Na(Mg,Al) (F,OH) nH 2 6 Нашатырь NH C1 350— Ангидрит CaS0 300— Бассанит Ca(S0 ) -0,5H O 300— 4 Гипс Ca(S0 ) -2H 0 110— 4 Опал Si0 • n H 0 110— 2 Молизит FeCl 110— Сера ромбическая S 90— МЕТАМОРФОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ М е т а м о р ф о г е н н ы е м е с т о р о ж д е н и я о б р а з у ю т с я в процессе м е т а м о р ф и з м а горных по­ род: и з в е с т н я к и п р е в р а щ а ю т с я в м р а м о р ы, песчаники — в к в а р ц и т ы, глинистые по­ р о д ы — в к р о в е л ь н ы е с л а н ц ы, а при высокой степени м е т а м о р ф и з м а — в з а л е ж и анда­ л у з и т а, к и а н и т а и силлиманита;

н а месте бокситовых о т л о ж е н и й в о з н и к а ю т н а ж д а к и (существенно корундовые мелкозернистые м а с с ы ). Э т и п р и м е р ы хорошо п о к а з ы в а ю т сущность я в л е н и я : п е р е к р и с т а л л и з а ц и ю, уплотнение пород, их о б е з в о ж и в а н и е и д е карбонатизацию. Т а к, в процессах м е т а м о р ф и з м а глин к а о л и н и т Al2(Si20s)(OH)4 пе­ реходит с потерей части групп О Н в мусковит KAl2(AlSi30io)(OH)2, з а т е м образуется к и а н и т A1.2(Si04)О — безводный м и н е р а л. П р и м е т а м о р ф и з м е к в а р ц с о д е р ж а щ и х и з ­ вестняков происходит д е к а р б о н а т и з а ц и я пород по схеме С а С О з (кальцит) + S1O2 (кварц) = СаБЮз (воластонит) + С 0. М е т а м о р ф и з м происходит либо под действием т е п л а внедрившихся магм, т а к о й ме­ т а м о р ф и з м н а з ы в а е т с я контактовым, либо под действием т е м п е р а т у р ы и литостати X я« а. л о и*3s § ви 4Яу u « S v 2 u« Я и 3 а в« ё S (в яо н «2 S -н у X» а Я ?«в S S О. я 9* * S о, В Й* S 2* о. * Sя« в о.

Яd ад J яя 3., н ах я gs ^ _S я К5 Li аь о S v rt л ч Вя ч * У i I (I « ч ЛЧ §. ев ол !! « «- * « й| нч а х ?5 н а sж О «в о л у SчS U о. о, оS о * х S о. -е- л а о. а *о v av * 9 и° к • " t в Ss S уюв н* уч 3sг a яяия Я *с в 0- я s * 5 я5я 6 ч S« няа S O B 3 я ь, ao ш о aв члч * РS в С мхи П 1I g 5 Н — о н 2 Яя н S SЧ ч з"ч цg а sя яч аs * у « 4*я 5§ яо^ ВS л я Я »

аи s л 2 «в 5 о.

я a s ча о 5 S5 * е s Xч •в* и«в У Я У S ч ^ a о я * S 3« a Г с- о»

s й V S* л 5»в иЯ V X О. S о 5 3* от (в v « hв ю (в з а lг S* В \о о «о 2° *1 S чЧ я В &S я w *хо Ч о Я ti Ш ох Ч Он ЯУ sчу я s •а V О, нн Ss а 2a ВЯ ss a о. H nа чs« 5, *чS ° н 2л о «чч ь X а оо svи ЙVВ Is Sю я к -в- - а ОУй 2» юs о о нАч "-"•е- Я2Уs « я 2 S у яsvч о а 81*8 у Я х * о. а V л я вхй * -2 s S 2 у а о Л а и3sя • а 0Q о у яв О ини я s я i о a Я 6 иэ X н се 8* ЯЮ 1 _ ю « -ч О О 5 S _ о чгS « т о L§ V 5X1 v Л ю_..

а s 5о ^ яР л ю 8 8??



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 12 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.