Исследования последовательности образования минералов » Ремонт Строительство Интерьер

Электромонтаж Ремонт и отделка Укладка напольных покрытий, теплые полы Тепловодоснабжение

Исследования последовательности образования минералов

18.04.2021

«Стандартный метод» проведения указанных исследований отсутствует, так как каждое рудное месторождение является по-своему уникальным. Однако поскольку цель этих исследований заключается в выяснении последовательности образования минералов, то некоторые описанные ниже принципы применимы к большинству примеров.

Отбор и приготовление образцов. Исследуемые образцы составляют обычно бесконечно малую часть всего месторождения, поэтому они должны давать представление о месторождении в целом. Конечно, чем более крупным и сложным является рудное тело, тем большее число образцов необходимо для его адекватного изучения. Однако более важно не число образцов, а их качество и во многих случаях — их пространственное положение — фактор, особенно существенный для руд, обладающих плоскостной и линейной ориентировкой (ритмичная слоистость; полоски минералов, параллельные зальбандам жил; секущие минерализованные жилы и т. д.). Следует отметить, что неминерализованные и слабо минерализованные вмещающие породы месторождения часто столь же полезны для выяснения последовательности образования минералов, как и образцы массивной руды. В образцах этих пород могут находиться рудные минералы, предшествующие минерализации или являющиеся ранними ее составляющими. Размеры обычных полированных шлифов могут оказаться недостаточными для выявления структурных и возрастных взаимоотношений в очень крупнозернистых рудах, сложных жилах или полосчатых рудах; в таких случаях рекомендуется сочетание штуфов и ориентированных пластин руд с полированными и прозрачными шлифами и применение объективов как с малыми, так и с большими увеличениями. В некоторых рудах с помощью двусторонне полированных прозрачных шлифов может быть получена более полная информация о возрастных соотношениях минералов, чем с помощью обычных полированных шлифов. Такие шлифы позволяют наблюдать в одном и том же образце и жильные, и рудные минералы, а также внутреннее строение некоторых рудных минералов (например, сфалерита, тетраэдрита, пираргирита), не выявляющееся ни в обычных прозрачных, ни в полированных шлифах.

Необходимо также еще раз подчеркнуть значение использования хорошо отполированных шлифов. Многие тонкие детали не заметны в плохо отполированных шлифах или шлифах с очень высоким рельефом.

Морфология кристаллических зерен и взаимоотношения их общих границ. Формы отдельных кристаллических зерен и особенности границ соприкасающихся зерен часто используются как критерии определения возрастной последовательности. Вообще идиоморфные кристаллические зерна интерпретировались как свободно растущие ранние образования, а зерна с выпуклыми поверхностями — как образующиеся раньше зерен с вогнутыми поверхностями. Такая упрощенная интерпретация часто оказывается правильной, но она должна применяться с осторожностью. Конечно, для многих минералов идиоморфизм зерен является показателем роста в свободном пространстве, особенно в жильных месторождениях. Например, кальцит, кварц, флюорит, сфалерит, касситерит, галенит, ковеллин и сульфосоли обычно образуют хорошо развитые идиоморфные зерна лишь в направлениях беспрепятственного роста (рис. 8.1). Присутствие таких зерен, срастающихся с другими минералами или обращаемых ими, указывает на то, что они образовались первыми. Кроме того, оно обычно показывает направление общего роста (т. е. роста в направлении идиоморфных кристаллических граней). Однако некоторые минералы (например, пирит, арсенопирит) благодаря своей кристаллизационной способности стремятся образовать хорошо развитые кристаллы независимо от их положения в возрастной последовательности. Например, ранний пирит в Cu-Pb-Zn-жилах встречается в виде изолированных правильных кристаллических зерен или агрегатов зерен с множеством хорошо развитых граней; вторичный пирит, возникающий при разложении первичного пирротина в Fe-Cu-Ni-pyдах, часто представлен хорошо образованными кубическими кристаллами; пирит, образующийся в результате метаморфической перекристаллизации, обычно встречается в виде прекрасно развитых кубических и пентагондодекаэдрических порфиробластов с диаметром до нескольких сантиметров (рис. 8.2).

Иногда данные о морфологии кристалла, а не сам кристалл помогают в интерпретации возрастной последовательности. Так, в некоторых Pb-Zn-рудах долины Миссисипи при выщелачивании были удалены сантиметровые кристаллы галенита, выросшие на поверхности открытых трещин. Свидетельство первоначального присутствия галенита сохранилось благодаря тому, что до того, как он был выщелочен, на его кристаллы отложилась полоска (2—3 мм) тонкозернистого пирита и марказита. В образцах руд выявляется следующая последовательность событий: 1) образование трещин во вмещающих породах; 2) образование сфалерита и идиоморфного галенита; 3) образование колломорфных каемок пирита и марказита, точно отображающих морфологию галенита; 4) выщелачивание, приводящее к появлению пустот правильной формы, ранее занятых галенитом.

Взаимные границы зерен (одинаковая степень проникновения минералов друг в друга) (рис. 8.3) должны интерпретироваться с осторожностью и пониманием того, что при работе с рудным микроскопом мы получаем представление лишь о двух измерениях объекта, обладающего тремя измерениями. Одинаковое проникновение минералов друг в друга, отсутствие у кристаллов признаков, свидетельствующих о наиболее раннем их образовании и отсутствие признаков замещения обычно препятствуют выявлению возрастной последовательности и могут явиться показателем одновременной кристаллизации минералов.
Исследования последовательности образования минералов

Колломорфная полосчатость и зональность роста. Колломорфная полосчатость, или концентрическое натечное нарастание тонких радиально-лучистых кристалликов (рис. 8.4, а), является структурой, которая встречается обычно в рудах, образующихся путем выполнения открытого пространства. Она особенно характерна для окислов железа и марганца (рис. 8.4, б), включая марганцевые нодули, а также для урановых минералов, арсенидов, пирита и сфалерита. Хотя колломорфная полосчатость часто объяснялась образованием гелей, Реддер показал, что происхождение типичных колломорфных сфалеритов обусловлено непосредственной кристаллизацией из растворов тонковолокнистых кристаллов. Колломорфные полоски сложены в действительности массой радиально расположенных кристалликов, растущих из множества соседних точек вдоль стенки жилы, вокруг поверхности обломка вмещающей породы или ранее образованных рудных минералов. Колломорфные агрегаты обычно образуют гладкие или волнистые поверхности, хотя иногда они могут встречаться в виде сталактитов. В некоторых месторождениях долины Миссисипи и в жильных Pb-Zn-месторождениях известны хорошо образованные сталактиты с центральной трубчатой полостью. Рост колломорфных структур происходит из субстрата кнаружи и характеризуется последовательными периодами, о чем свидетельствуют перекрывающие друг друга полоски. Отдельные полоски часто легко распознаются благодаря переслаиванию других минералов, изменениям размера, формы или ориентировки кристаллов или зональному изменению окраски, обусловленным некоторыми изменениями в рудном флюиде или условиях отложения. Незначительные химические изменения, о которых свидетельствует микронного масштаба полосчатость окраски колломорфных сфалеритов (наблюдаемая лишь в двусторонне полированных прозрачных шлифах в проходящем свете), не нарушают роста кристаллов, поскольку некоторые из них достигают 1—2 см и могут включать сотни полосок роста.

Зональность роста отдельных кристаллов характерна для многих типов рудных минералов и широкого круга месторождений. В продуктах кристаллизации магмы, таких, как хромиты и магнетиты, могут проявляться зональные вариации состава и цвета, отражающие изменения в магме. В некоторых жильных минералах, отложившихся из гидротермальных растворов, могут наблюдаться отчетливые различно окрашенные зонки, также фиксирующие изменение среды рудообразования. Такие зонки часто содержат газово-жидкие или твердые включения, захваченные во время отложения, и поэтому могут дать важную информацию о возрастной последовательности.

Одинаковая последовательность (или ее фрагменты) зон различной окраски и состава в соседних кристаллах сфалерита или в его кристаллах, одновременно растущих на стенках трещины, явилась основой «сфалеритовой стратиграфии». Мак-Лиманс и др. использовали сфалеритовую стратиграфию в районе долины Верхней Миссисипи для корреляции отдельных различно окрашенных полосок колломорфного сфалерита на расстоянии нескольких сот метров, а некоторых полосок на расстоянии нескольких километров (рис. 8.5). Сфалеритовая стратиграфия является эффективным методом при исследованиях возрастных соотношений, но требует тщательного подбора ориентированных образцов и их изучения в двусторонне полированных прозрачных шлифах.

Катодолюминесценция и флуоресценция. В последнее время катодолюминесценция стала важным вспомогательным методом в исследованиях последовательности отложения некоторых минералов. В этом методе пучок электронов диаметром 1 см при ускоряющем напряжении 10—15 кВ попадает на образец (прозрачный или полированный шлиф), находящийся в вакуумной камере на столике микроскопа. Образец может просматриваться в проходящем или отраженном свете или только при люминесцентном освещении, возбуждаемом электронным пучком. Хотя большинство рудных минералов не реагируют на электронное облучение, некоторые из них, такие, как касситерит, сфалерит, шеелит, повеллит и виллемит, а также такие широко распространенные жильные минералы, как флюорит, кальцит, доломит, полевой шпат и кварц, проявляют видимую флуоресценцию. Люминесценция этих минералов зависит от присутствия следов или незначительных количеств элемента-активатора (например, Mn, Dy, Cr), включенного в эти минералы в процессе их первоначальной кристаллизации.

Поскольку флюиды, отлагающие рудные и жильные минералы, обычно изменяются с течением времени, то последовательно отлагающиеся рудные и жильные минералы иногда обладают люминесцентными зонами роста, не видимыми ни в проходящем, ни в отраженном свете (рис. 8.6). Такие зоны роста могут быть полезны при корреляции образцов и интерпретации возрастных соотношений. Этот метод широко использовался при изучении цемента осадочных пород и оказался эффективным при корреляции карбонатных минералов, ассоциирующихся со сфалеритовыми рудами в районе восточного Теннесси.

Флуоресценция, или эмиссия видимого света при облучении ультрафиолетовым светом, весьма сходна с катодолюминесценцией и поэтому является еще одним способом получения информации о последовательности образования минералов в полированных или прозрачных шлифах. Источники ультрафиолетового света — обычно ртутные дуговые лампы («черные лампы») — подразделяются на длинноволновые (300—400 нм) и коротковолновые (<300 нм) и представлены в виде недорогих простых и более сложных моделей, смонтированных на микроскопе. Большинство широко распространенных рудных и жильных минералов не реагируют на ультрафиолетовый свет, но многие из них, проявляющие катодолюминесценцию, также флуоресцируют, особенно в коротковолновом ультрафиолетовом свете. Название этого явления в действительности происходит от флуоресценции флюорита. Как и катодолюминесценция, флуоресценция обусловлена присутствием некоторых элементов-активаторов и широко варьирует по интенсивности и цвету.

Обычное исследование образцов с помощью ультрафиолетовой лампы осуществляется очень просто и часто приводит к немедленному выявлению некоторых минералов (например, повеллита, касситерита, шеелита), не обладающих другими характерными диагностическими признаками. Кроме того, возможно выявление характерных широких зон (например, флуоресцентных полос в кальците, флюорите, доломите), а иногда тонкой зональности роста, не видимой при нормальных условиях освещения. Такая зональность может быть, конечно, очень полезной при сопоставлении образцов. Простота эксплуатации и широкая доступность ультрафиолетовых ламп в сочетании с легкостью получения ценной информации позволили применять этот метод во многих лабораториях в повседневной работе.

Взаимоотношения пересечений. При минералогическом исследовании, так же как при полевых геологических работах, взаимоотношения пересечений являются ключевыми для установления последовательности образования минералов. Прожилок или иной минеральный агрегат, секущий другой агрегат, моложе пересекаемого агрегата, за исключением случая, когда ранняя фаза подвергалась замещению или когда оба агрегата возникли при метаморфической ремобилизации. Поэтому прожилок, секущий другой прожилок (рис. 8.7) или кристаллическое зерно, является более поздним в последовательности независимо от того, представляет ли он собой простое выполнение открытой полости или замещение. О явлениях деформации часто можно судить по микросбросам (рис. 8.4, а), смещающим полоски или жилки ранее образованных минералов, или по дроблению ранних зерен, которые впоследствии могли быть сцементированы более поздними минералами. Детальные исследования некоторых сингенетических руд обнаруживают секущие взаимоотношения в виде знаков размыва, борозд, оползней в неконсолидированном осадке и поперечной слоистости; некоторые из этих признаков могут наблюдаться в микромасштабе.

Замещение. Признаки замещения весьма полезны при определении последовательности; очевидно, что замещаемый минерал предшествует замещающему. Поскольку замещение в общем является следствием поверхностных химических реакций, то оно обычно развивается к центру от ограничений кристаллов или вдоль трещин. В общем при далеко зашедшем замещении замещающий минерал обладает выпуклыми ограничениями, в то время как замещаемый с характерными вогнутыми ограничениями может сохраняться в виде остаточных «островков» внутри основной массы более позднего минерала. Замещение и процессы выветривания часто приводят к тому, что поздний минерал полностью занимает позиции ранее образованного минерала; при этом четкая идентификация уже отсутствующего минерала может оказаться сложной. Иногда замещение неполное, и сохраняется небольшое число незамещенных участков первоначального минерала. Хороший пример этого показан на рис. 9.8, где пентландит сохраняется среди замещающего его виоларита; большая часть зерен пентландита в этой руде полностью замещена, но зерно на рис. 9.8 указывает на истинную последовательность. Кубические формы пирита, вероятно, наиболее легко распознаются среди замещенных минералов, поэтому кубические формы халькопирита, ковеллина или гётита рассматриваются как псевдоморфозы по пириту. Характерные пластинчатые кристаллы марказита на рисунке 7.9,б частично замещены гётитом.


Двойникование. Двойникование может оказаться полезным для установления последовательности образования и истории деформации руд. Оно может возникать в процессе первоначального роста, в результате превращения или деформации. Поскольку двойникование роста зависит от температуры, степени пересыщения рудообразующего флюида и кинетики, то его обнаружение лишь в некоторых зернах специфических минералов может быть полезным при выявлении различных генераций последних. Двойникование превращения, если оно правильно установлено, указывает на первоначальное образование более высокотемпературного минерала и по крайней мере на частичное установление нового состояния равновесия при охлаждении. Двойники деформации могут свидетельствовать о проявлении последней во время рудообразования (если отмечаются лишь в ранее образованных минералах) или после отложения руд (если отмечаются в рудных минералах всех стадий минерализации).

Распад твердых растворов. Распад твердых растворов обычен для некоторых типов руд и может быть полезен при расшифровке последовательности образования отдельных стадий. В Fe-Cu-Ni(-Pt)-рудах, связанных с ультраосновными породами, фактически весь никель включен в (Fe, №)1-хS-моносульфидный твердый раствор от начала его образования в интервале температур 900—1100°C до охлаждения руд ниже 400°C. Лабораторные исследования фазовых равновесий показывают, что значительная часть никеля при распаде твердого раствора появляется в виде ориентированных пластинок пентландита. Природа возникновения самых ранних пентландитовых продуктов распада не вполне ясна, поскольку происходит их коалесценция с образованием цепочечной формы прожилков (рис. 8.8) по краям зерен пирротина; однако возникший позднее и при более низкой температуре пентландит сохраняется в пирротине в виде кристаллографически ориентированных пластинчатых и пламевидных выделений. Эти характерные пластинки распада указывают на то, что пентландит является вторичной фазой, образовавшейся позднее пирротина. Хотя фазовые равновесия свидетельствуют о том, что это справедливо и для зернистого пентландита из жилок, из самой структуры это не очевидно.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: