Текстуры и структуры руд - Бетехтин А.Г., Генкин А.Д., Филимонова А.А., Шадлун Т.Н.

Author: Бетехтин А.Г. Генкин А.Д. Филимонова А.А. Шадлун Т.Н.

Tags: минералогия

Year: 1958

Similar

Структурно-текстурные особенности эндогенных руд

Методы изучения руд под микроскопом в отраженном свете. Курс минераграфии

Восстание на броненосце "Потемкин Таврический"

Структуры и текстуры изверженных и метаморфических пород. Словарь терминов. Русско-английско-немецко-французский

Text

АКАДЕМИЯ НАУК СССР
ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ.
ПЕТРОГРАФИИ, МИНЕРАЛОГИИ И ГЕОХИМИИ
Л. Г БЕ TEXT UH, Л. Д. ГЕНКИН,
л,л.^илимоновл, Т.Н.ШЛДЛУН
ТЕКСТУРЫ И СТРУКТУРЫ РУД
Под общей редакцией
академика
А Г. БЕТЕХТИНА
ГОСУДАРСТВЕННОЕ НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКОЕ ИЗДАТЕЛЬСТВО
ЛИТЕРАТУРЫ ПО ГЕОЛОГИИ И ОХРАНЕ НЕДР
МОСКВА 1958
ПРЕДИСЛОВИЕ
Коллектив сотрудников 1 Минер а гр а фи ческой лаборатории Института
геологии рудных месторождений, минералогии, петрографии и геохимии
АН СССР (ИГЕМ) в годы после Великой Отечественной войны зани-
мался детальным исследованием структурно-текстурных особенностей
руд самых различных по происхождению рудных месторождений с целью
выяснения процессов рудоотложения и условий минералообразования.
В основу этих исследований были положены те критерии понятий «тек-
стура», «структура» и «строение кристаллических зерен», которые были
разработаны и опубликованы в советской геологической печати еще
в 30-х годах (Бетехтин, 1934, 1937]). Практика исследования руд в по-
следующие годы полностью оправдала правильность такого подхода
к изучению строения рудных образований.
Основным материалом для исследования структурно-текстурных
особенностей руд послужили коллекции полированных штуфов и шли-
фов, накопившиеся в Минераграфической лаборатории более чем за
30-летний период изучения различных рудных месторождений. Часть ма-
териалов в виде образцов нли фотографий была получена от сотрудни-
ков ИГЕМ и других институтов АН СССР (Г. И. Бушинского, О. А. Во-
робьевой, А. А. Годовикова, И. В. Дубровой, В. Н. Дубровского,
А. С. Егорова, И. Н. Кигай, О. Д. Левицкого, Л. М. Лебедева, В. П. Ло-
гинова, Б. П. Кротова, Д. В. Маторина, В. С. Мясникова, Д. О. Онтоева,
Н. В. Павлова, М. М. Повилайтис, О. П. Поляковой, И. М. Прокопенко,
Е. А. Радкевич, И. А. Рукавишниковой, Г. А. Соколова, А. И. Тишкина,
А. Л. Яницкого и др).
Кроме того, были получены материалы от сотрудников филиалов
Академии наук СССР, республиканских академий, Минералогического
музея им. А. Е. Ферсмана, геологических и геологоразведочных вузов,
кафедр полезных ископаемых МИЦМЗ им. М. И. Калинина, МГУ
им. М. В. Ломоносова и др., научно-исследовательских и производст-
венных организаций Министерства геологии и охраны недр, бывших ми-
нистерств цветной и черной металлургии (Г. А. Авалиани, С. Т. Бада-
лова, Г. П. Барсанова, Я. Н. Бслевцева, Ю. С. Бородаева, В. А. Вах-
рушева, А. С. Голикова, Г. И. Горбунова, Д. П. Долидзе, Д. А. Зенкова,
Н. С. Зонтова, Т. В. Иваницкого, С. А. Кашина, А. Ф. Коржинского,
В. Н. Котляра, П. И. Кутюхина, И. К. Латыш, А. А. Луйка,
В. Т. Матвеенко, В. Д. Никитина. Л. Н. Овчинникова, А. П. Переляева,
Н. В. Петровской, В. Э. Пояркова, Д. В. Рундквиста, И. 3. Самсонова,
1 В составе А. Г. Бетехтина, Т. Н. Шадлун, П. Ф. Андрущенко, А. Д. Генкнна,
А. Т. Суслова и А. А. Филимоновой.
3
В. И. Смирнова, Л. Н. Хетчнкова, И. Н. Чиркова, А. Д. Щеглова,
К- Ф. Щербаковой, Ю. Ю. Юрка н др.).
Были получены коллекции руд от геологов Китая (Е Ля-цзун и др.),
Чехословакии (М. Иванова), Польши (Т. Галкевнча) и Германии
(П. Рамдора).
Всем указанным выше лицам мы выражаем искреннюю призна-
тельность за отзывчивость и товарищескую помощь.
Кроме того, считаем своим долгом отметить большую помощь, ока-
занную работниками шлифовальной лаборатории ИГЕМ АН СССР
(А. Я. Крайнюковой, Ф. М. Орловой, Н. Ф. Борейкиной) и фотолабора-
тории (В. А. Кузьминым, В. Н. Зайцевой и др.).
Таким образом, сотрудниками Минераграфической лаборатории был
изучен большой материал, характеризующий особенности строения руд
В результате был выявлен ряд новых ранее не известных фактов, ана-
лиз которых позволил по-другому осветить некоторые вопросы теории
рудообразования, нежели это имело место раньше. Эти новые положе-
ния нашли свое отражение в опубликованных журнальных статьях и в
сборнике «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных ме-
сторождениях».
В связи с этим коллектив сотрудников Минераграфической лабора-
тории решил составить своего рода методическое руководство по изу-
чению текстур и структур руд с тем, чтобы показать, какое значение эти
исследования могут иметь для развития науки о рудных месторожде-
ниях. Главная цель, которая преследовалась при составлении данной
работы, заключается в том, чтобы привлечь большее внимание исследо-
вателей рудных месторождений к затронутым в работе вопросам. Этим
объясняется и значительное количество наиболее показательных иллю-
страций, приведенных в работе.
Предлагаемая вниманию читателей монография состоит из 19 глав,
расположенных в определенном порядке, начиная с определения поня-
тий «структура» и «текстура» и кончая главой о практическом значении
изучения структурно-текстурных особенностей руд. В этих главах изло-
жены основные положения, связанные с изучением строения руд, с уче-
том новейших достижений в области теории рудообразования.
А. Г. Бетехтиным написаны главы II, III, IV, V, XV, XVI, XVIII,
XIX, Т. Н. Шадлун —I, VII, XIII, XIV, XVII, А. Д. Генкиным — VIII,
IX, XI, А. А. Филимоновой — XII. Глава VI написана А. Г. Бетехтиным
совместно с Т. Н. Шадлун, а глава X — совместно с А. Д. Генкиным.
В дальнейшем предполагается дать сводку структурно-текстурных
особенностей руд по месторождениям различных генетических типов
с обобщением всего имеющегося в настоящее время материала по дан-
ным вопросам. Это обобщение, естественно, позволит пересмотреть и
уточнить классификацию текстур и структур руд.
А. Бетехтин
ВВЕДЕНИЕ
Еще в первой половине 20-х годов текущего столетия когда только
начали развертываться геологоразведочные работы с целью выявления
минеральносырьевой базы для нашей промышленности, перед советскими
геологами, изучавшими рудные месторождения, раскрылись широкие
возможности детальных исследований не только состава, но и особенно-
стей строения руд. Впервые эти исследования стали проводиться для
платиновых коренных месторождений генетически связанных с ультра-
основными изверженными породами, колчеданных залежей Урала, ал-
тайских полиметаллических и других типов месторождений.
Следует заметить, что этот интерес к изучению состава и строения
руд в значительной мере был связан с внедрением в практику научно-
исследовательских работ нового метода, заключающегося в изучении
полированных образцов руд в отраженном свете, т. е. метода, который
позднее оформился в виде самостоятельной научной отрасли — мине-
раграфии. В связи с этим уместно вспомнить слова А. П. Карпинского,
который еще в начале 80-х годов прошлого столетия при составления
первого на русском языке курса рудных месторождений 1 писал: «Надо
думать, что учение о месторождениях представит нечто цельное лишь
после того, как к изучению этих сложных и весьма различных образо-
ваний будут приложены приемы самого точного геологического иссле-
дования, например, когда горные породы1 2, входящие в состав месторож-
дений, будут изучены микроскопически и пр.». Спустя 40 лет после того,
как были написаны эти строки, А. П. Карпинский имел возможность
познакомиться с первыми результатами минераграфических исследова-
ний уральских коренных платиновых руд, генезис которых (после откры-
тия первого месторождения в 1890 г.) его чрезвычайно интересовал.
По мере расширения минераграфических исследований стало выяс-
няться, что строение руд обладает гораздо большим разнообразием, чем
это допускали раньше на основании штуфных образцов и по наблюде-
ниям в забоях горных выработок. Особенно это относится к месторож-
дениям гидротермального происхождения, в которых сосредоточена
главная масса промышленных скоплений тяжелых металлов. Совершенно
естественно, что это разнообразие особенностей строения руд обуслов-
лено сложностью процессов рудоотложения, сопровождающегося часто
неоднократными наложениями последующих стадий минерализации,
реакциями ранее отложенных масс с остаточными растворами, фациаль-
1 Сохранился в рукописном виде в библиотеке Ленинградского горного инсти-
тута.
2 Имеются в виду рудоносные породы и руды.
5
ными изменениями в составе руд, часто явлениями перекристаллизации
и метаморфизма первоначально отложенных руд и т. д.
Разобраться во взаимоотношениях и последовательности образо-
вания различных по составу минеральных ассоциаций, а в связи с этим
и в истории процессов рудообразования можно лишь при систематиче-
ском изучении строения руд как в забоях горных выработок, так и в
полированных штуфах и шлифах. Как показывает практика, эти иссле-
дования весьма трудоемки и требуют непрестанных наблюдений в тече-
ние всего периода отработки рудных тел данного месторождения. Но
зато таким путем вскрываются важные закономерности пространствен-
ного распределения разнородных по составу минеральных масс, т. е.
закономерности, которые могут быть использованы при проведении
поисково-разведочных работ.
Нельзя сказать, что в настоящее время мы располагаем сколько-
нибудь исчерпывающими фактическими данными в этой, в сущности еще
мало изученной области знаний. Разнообразие деталей строения различ-
ных по генетическим особенностям месторождений столь велико, что
почти всякий раз, как мы обращаемся к систематическому изучению руд
какого-либо не совсем обычного месторождения, мы обнаруживаем но-
вые, ранее не известные особенности соотношения минеральных ассо-
циаций, последовательности их образования и пространственного рас-
пределения. Таким образом, в дальнейшем предстоят еще широкие ис-
следования в этой области, которые, без сомнения, внесут много нового
в наши представления о процессах рудообразования.
Однако уже в настоящее время в общей сложности накопился до-
вольно обширный материал по интересующим нас вопросам. Он опу-
бликован в многочисленных статьях периодической печати, в отдельных
монографиях, сборниках и таких капитальных изданиях, как «Минералы
СССР», «Минералогия Урала» и др. Кроме того, значительное количество
интересного фактического материала находится в рукописных отчетах,
хранящихся в фондах научно-исследовательских институтов, а также
у отдельных исследователей, занимающихся детальным изучением руд-
ных месторождений.
Таким образом, назрела настоятельная необходимость обобщить и
теоретически обработать все то, что нам уже известно в этой области.
Это обобщение, результатом которого является данная монография, пре-
следует цель не только систематизации накопленного материала по изу-
чению текстур и структур руд различных генетических типов рудных
месторождений. Критическое рассмотрение сводных данных позволяет
более определенно выявить слабо изученные стороны процессов рудо-
отложения и наметить дальнейшие задачи по теоретическим исследова-
ниям. Этим в существенной мере определяется значение работ, пред-
принятых нами в данной области.
Следует отметить, что коллектив сотрудников Минераграфической
лаборатории Института геологии рудных месторождений, петрографии,
минералогии и геохимии АН СССР попутно с обобщением материалов
провел широкие дополнительные исследования по вопросам, связанным
с изучением структурно-текстурных особенностей руд. Прежде всего
были пересмотрены принятые ранее критерии возрастных соотношений
минералов в рудах и проверена степень их достоверности на большом
фактическом материале. В связи с этим было уделено особое внимание
чрезвычайно широко распространенным явлениям перегруппировки ве-
щества, обусловленным изменениями физико-химических условий в ок-
ружающей среде после отложения рудных масс. Поскольку эти превра-
щения, совершающиеся в сущности в твердом состоянии, нередко при-
6
водят к значительным изменениям взаимоотношений минералов, естест-
венно, их нельзя не учитывать при изучении последовательности отложе-
ния минералов или образования новых минеральных ассоциаций в эпи-
генетические стадии процессов рудообразования. Без расшифровки всех
этих явлений невозможно получить правильное представление о том,
в каком порядке происходило выделение минералов из растворов в каж-
дом конкретном случае и в какой последовательности протекали эпи-
генетические изменения в составе и строении отложившихся руд.
Кроме того, систематическое изучение особенностей строения руд-
ных масс и анализ устанавливаемых фактов в свете современных дости-
жений точных наук позволяют вскрывать весьма важные в теоретиче-
ском и практическом отношении закономерности процессов рудообразо-
вания, которые не могли быть подмечены при прежних методах иссле-
дования. Этому в значительной мере способствовало то обстоятельство,
что по-новому была рассмотрена важнейшая в учении о рудных место-
рождениях проблема парагенезиса минералов в применении к рудам
Насколько это направление в изучении руд оказалось плодотворным,
можно судить по тому, что этим путем удалось решить такие важные
теоретические вопросы, как роль в рудоотложении режима серы
и кислорода в металлоносных растворах, в зависимости от физико-хими-
ческих и геологических факторов, значение окислительно-восстановитель-
ного потенциала среды для процессов рудообразования, роль химиче-
ских реакций в образовании рудных минералов из коллоидных раство-
ров и др. Результаты этих исследований привели к более реальным
представлениям о химической природе гидротермальных растворов,
о форме переноса в них металлов и механизме процессов рудоотло-
жения.
Все эти теоретические достижения были бы невозможны без де-
тального изучения структурно-текстурных особенностей руд и последо-
вательности образования различных по составу минеральных ассоциа-
ций, а в связи с этим и закономерностей пространственного их распре-
деления в рудных месторождениях. Этим определяется актуальность
тех вопросов, которые рассматриваются нами в данном труде.
ГЛАВА I
ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ СТРОЕНИЯ РУД
Изучению строения рудных тел, в частности жильных рудных ме-
сторождений, издавна уделялось большое внимание. Так, известно, что
еще со времени Агриколы и Ломоносова исследователи рудных место-
рождений пытались попять закономерности распределения минерального
вещества в рудных жилах.
В те времена, когда еще не существовало методов микроскопиче-
ского изучения руд, внимание геологов привлекали главным образом
взаимоотношения рудных жил между собой, особенности их строения
и распределение минеральных агрегатов в пределах отдельных участ-
ков жил. Изучение руд в основном было подчинено задаче отыскания
богатых металлами участков (рудных столбов) в месторождениях.
Для выяснения условий формирования рудных тел также требова-
лось тщательное изучение взаимоотношений различных минеральных
агрегатов, однако еще не было накоплено достаточно большого факти-
ческого материала для более широких обобщений. И лишь со второй
половины XIX столетия, в период развития капитализма, когда в эксплу-
атацию было вовлечено огромное количество рудных месторождений
в разных странах Европы и Америки, вопросам строения руд начали
уделять все большее и большее внимание. В это время стал накапли-
ваться огромный фактический материал по самым различным типам
рудных месторождений, требовавший обобщения. Появилась большая
литература, посвященная описанию месторождений и вопросам проис-
хождения руд.
В ряде монографий известных геологов конца XIX и начала XX в.,
z частности чешского ученого Пошепного, немецких геологов Бека, Борн-
<ардта и др., а также крупного знатока рудных месторождений К. И. Бог-
дановича, читавшего в течение многих лет специальный курс по полез-
-ым ископаемым в Петербургском горном институте, приводится деталь-
-ое описание строения рудных месторождений и взаимоотношений ми-
нералов. Их работы содержат интересные данные в виде зарисовок и
тотографий, характеризующих строение руд в забоях и в отдельных
:бразцах.
Ф. Пошепный в работе, посвященной изучению месторождений Рец-
'ании, и главным образом в книге «Генезис рудных месторождений»
Posepny, 1874, 1902), разбирая вопросы происхождения жильных и
щугих типов месторождений, приводит многочисленные иллюстрации
щобенностей строения руд, имеющих важное значение для установления
"особа образования их.
Р. Бек в книге «Учение о рудных месторождениях» (Beck, 1909) при
описании месторождений различных генетических типов также иллюст-
рирует строение руд многочисленными зарисовками забоев и штуфов
РУД-
К- И. Богданович в своем капитальном труде «Рудные месторож-
дения» (1912, т. I) уделил большое внимание строению руд и выделил
особый раздел, посвященный этому вопросу. Правда, макроскопически
наблюдаемое строение руд в штуфах он называл «сложением». Однако
достаточно пересмотреть названия разных типов сложения руд, приво-
димых им (поясовое, корковое, слоистое, брекчиевое, друзовое, кокар-
довое, ячеистое и др.), чтобы легко убедиться в том, что он под понятием
«сложение» подразумевал то, что мы теперь называем «текстурой»
руды ’. В своем курсе он привел значительное число фотографий, харак-
теризующих наиболее типичные текстуры различных генетических типов
рудных месторождений.
Нужно сказать, что Богданович в сущности впервые в нашей стране
поставил вопрос о важности изучения строения руд. Он подчеркнул,
что изучение сложения рудной массы «имеет как научный интерес, так
и практический при обогащении руд и оценке месторождений».
При описании отдельных текстурных особенностей руд он показал,
что в одних случаях отложение различных по составу минеральных ве-
ществ происходило более или менее одновременно (например, шлиро-
вые образования полосатых габбро-магнетитов, свидетельствующие об
одновременном образовании слагающих их полос); в других случаях,
поясовое или корковое сложение руд, возникшее в пустотах, говорит
о последовательном отложении отдельных корок, «из которых каждая,
расположенная ближе к боковой породе, древнее, чем более удаленная
от нее» и т. д.
Касаясь практической стороны вопроса, Богданович обращает
внимание на степень сложности обогащения руд. Так, например, руды,
характеризующиеся значительной величиной составных частей, как он
указывает, легко подвергаются ручной разборке. «Припоясовом сложе-
нии руд трудность их обогащения зависит от толщины отдельных ко-
рок. Если последние очень тонки, то приходится весь материал измель-
чать до состояния шламов, что увеличивает технические трудности и
повышает стоимость руд».
При изучении текстурных особенностей руд, когда на неровной
поверхности штуфов не удается с полной очевидностью наблюдать воз-
растные взаимоотношения слагающих минеральных масс, прибегают
к пришлифовке образцов руд. Этот метод изучения штуфов руд, по-ви-
димому, впервые был применен в начале текущего столетия М. Д. Стра-
тоновичем по инициативе известного исследователя Турьинских рудни-
ков на Урале Е, С. Федорова. Для выяснения взаимоотношений первич-
ных и окисленных медных соединений образцы полуокисленных руд он
подвергал пришлифовке и покрытию лаком с целью предохранения
от дальнейшего окисления.
Фотографии пришлифованных образцов руд мы находим также
в работах Борнхардта (Bornhardt, 1910. 1912) и других авторов.
Несколько позднее (в конце первой четверти XX столетия) широ-
кое развитие приобрело микроскопическое изучение полированных
шлифов руд, что, естественно, открывало большие перспективы для
изучения многих особенностей рудного вещества и, в частности, тонких
1 Следует заметить, что термин «текстура» впервые был предложен Грубенма-
ном в 1910 г. Всеобщее употребление этот термин приобрел несколько позднее.
10
срастаний различных минералов, их возрастных соотношений, способов
сочетания минеральных агрегатов, особенностей парагенезисов мине-
ралов и т. п.
Следует указать, что еще в 1814 г. появилось первое сообщение из-
вестного шведского химика и минералога И. Берцелиуса об использо-
вании им микроскопа для изучения структур руд. Этот исследователь
уже тогда указывал, что минералоги должны пользоваться шлифова-
нием и полированием при исследовании минералов, особенно для изу-
чения химически анализируемого материала, поскольку в полированных
шлифах может быть установлена «неоднородность в структуре, обуслов-
ленная посторонними механическими примесями». Он подчеркивал, что
таким образом можно избежать ошибок при определении химического
состава минералов и что это особенно важно для природных сернистых
соединений металлов.
Тем не менее в последующие годы почти до конца XIX столетия
геологи не прибегали к этому методу исследования. Проводились лишь
единичные исследования рудных минералов под микроскопом в отра-
женном свете.
Так, Баумгаер в своих работах (Baumhauer, 1885, 1886) по ми-
кроскопическому изучению борнита из Хлориды (Нью-Мексико) при-
менил травление как для диагностических целей, так и для выявления
структурных особенностей. Он не только исследовал и точно установил
взаимоотношения борнита, халькозина, халькопирита и галенита в по-
лированных шлифах после травления, но и пришел на основании
этого к важным заключениям о возрастных соотношениях и генетиче-
ских особенностях агрегатов этих рудных минералов. С помощью той же
методики он изучил ,и минеральную группу ряда смальтин—хлоантит.
В своих работах автор впервые дает рисунки срастаний рудных минера-
лов и внутреннего строения по протравленным полированным шлифам.
Позднее Е. Гуссак (Hussak, 1904) с помощью травления полирован-
ных шлифов титаномагнетитовых руд установил различные виды сра-
стания ильменита, магнетита, шпинели и других минералов. Он приме-
нил также ориентированные полированные шлифы, чтобы установить
кристаллографическое положение пластинок ильменита в магнетите.
В. Кемпбелл в начале XX в. разработал технику приготовления
полированных шлифов из сульфидных руд и впервые изучил медно-
никелевые сульфидные руды под микроскопом. В 1906 г. он опубликовал
специальную статью по методике микроскопического изучения непро-
зрачных рудных минералов (Campbell, 1906, Campbell a. Knight, 1906).
Бек (Beck, 1907), изучая уральские платиновые минералы в полиро-
ванных шлифах в отраженном свете, описал возрастные соотношения
платины с хромитом, оливином и диопсидом. С помощью травления он
установил также зернистую структуру платиновых выделений и зональ-
ное строение отдельных зерен платины.
Однако более подробное изучение хромитовых платиноносных руд
из первого коренного месторождения, открытого в Нижне-Тагильском
пунитовом массиве на Урале в 1890 г., произвел наш известный ученый
Н. К. Высоцкий. Он детально описал взаимоотношения рудообразующих
минералов, в том числе и самородной платины, как в прозрачных, так
в полированных шлифах. Результаты этих исследований вошли в его
капитальную монографию «Месторождения платины Исовского и Нижне-
Тагильского районов на Урале», вышедшую в свет в 1913 г.
Кенигсбергер (Konigsberger, 1908, 1909, 1910) впервые применил
приспособления для наблюдения эффектов анизотропии в рудных мине-
ралах под микроскопом. Впоследствии, как мы знаем, это свойство
11
многих рудных минералов широко использовалось также для установле-
ния структуры мопоминеральных агрегатов.
В дальнейшем в зарубежной литературе вплоть до 30-х годов XX в.
выходит ряд работ по методике рудной микроскопии, по усовершенство-
ванию и конструированию новой аппаратуры, а также издаются первые
руководства по определению рудных минералов под микроскопом в от-
раженном свете таких авторов, как Мердоч (Murdoch, 1916), Дэви и
Фарнхам (Davy a. Farnham, 1920), Шнейдерхен (Schneiderhohn, 1922)
и Др.
К первым работам иностранных авторов, в которых появились уже
не только некоторые обобщения диагностических признаков рудных
минералов, но также и данные о срастаниях минеральных зерен, следует
отнести труд Ван дер Веена «Минераграфия и рудоотложение» (Veen,
1925, ч. I) и книгу Шнейдерхена и Рамдора «Руководство по рудной
микроскопии» (Schneiderhohn a. Ramdohr, 1931, ч. II).
Особенно следует отметить важное значение книги Ван дер Веена,
впервые попытавшегося дать физико-химическое объяснение некоторые
типам срастаний рудных минералов и, в частности, самородных металлов.
Пссле введения в повседневную практику изучения руд микроскопа
и появления первых руководств по методике приготовления полирован-
ных шлифов и методике изучения непрозрачных минералов под микро-
скопом в отраженном свете, стали производиться исследования мине-
ральных агрегатов с целью как уточнения состава руд, так и выяснения
взаимоотношений минеральных зерен в агрегатах, т. е. структур руд.
В нашей стране минераграфические исследования начали разви-
ваться после Великой Октябрьской социалистической революции 1917 г.
Горнорудная промышленность царской России, как известно, находилась
на низком уровне развития. Число разрабатывавшихся месторождений
было сравнительно невелико, причем многие из них в геологическом
отношении были изучены очень плохо.
Поэтому после революции в связи с коренной реорганизацией народ-
ного хозяйства потребовались решительные меры по созданию мощной
минерально-сырьевой базы. На территории нашей страны развернулись
широкие поисково-разведочные и научно-исследовательские работы по
изучению многочисленных рудных месторождений. Это послужило толч-
ком и к развитию микроскопического изучения руд самых различных
генетических типов.
В первой появившейся в советской печати статье К. Висконта (1918)
о методике микроскопического изучения непрозрачных рудных минералов
настойчиво обращается внимание исследователей рудного вещества на
то, что этот новый метод может дать многое для решения практических
задач и научных вопросов.
Насколько большой интерес пробудился к минераграфическим иссле-
дованиям, насколько велика была их роль в деле изучения рудных
месторождений, можно судить по тому, что уже в 1922—1923 гг. в Ленин-
градском горном институте, а несколько позже и в других горных втузах
и университетах (в частности, в Московском геологоразведочном инсти-
туте, Уральском политехническом институте и др.) было введено препо-
давание микроскопических методов изучения руд при кафедрах рудных
месторождений, а учебные программы по минераграфии были признаны
обязательными при прохождении курса по месторождениям полезных
ископаемых.
Минераграфические исследования руд стали широко развиваться и
в научно-исследовательских организациях страны, входивших в систему
ВСНХ, поскольку в их задачу входило быстрейшее освоение новых место-
12
рождений металлических полезных ископаемых и создание сырьевой
базы для ведущих отраслей нашей промышленности. В связи с этим
в ряде геологических и производственных учреждений начали прово-
диться специальные исследования руд в полированных шлифах и штуфах,
в отраженном свете. В частности, начало систематическому изучению
руд было положено в предприятиях трестов Уралплатина и Уралмедь
еще в начале 20-х годов (А. Г. Бетехтин, П. М. Замятин), а несколько
позже в Московском институте прикладной геологии и минералогии
(Е. Е. Захаров) и в Геологическом комитете в Ленинграде, где И. Ф. Гри-
горьевым впервые исследовались в отраженном свете полиметаллические
руды Алтая, а А. Н. Заварицким изучались руды колчеданных месторо-
ждений Урала и магнетитовые руды горы Магнитной.
Вообще следует заметить, что работы по микроскопическому изуче-
нию руд, относящиеся к первой четверти XX столетия, как за границей,
так и у нас в основном посвящались вопросам методики исследования
руд и диагностике рудных минералов. Содержание опубликованных ра-
бот свидетельствует о том, что главной целью микроскопических иссле-
дований руд являлось использование полученных данных в деле обога-
щения, а также комплексного извлечения из руд не только наиболее
важных элементов, но и других сопутствующих ценных компонентов
минерального сырья. Таким образом, в этот начальный период развития
минераграфии основное внимание обращалось на состав руд, физические
и химические свойства минералов, формы рудных зерен, их размеры и
особенности срастания минералов, что очень важно знать при выборе
рационального метода обогащения того или иного минерального сырья.
Поэтому вполне естественно, что широкое распространение минера-
графические лаборатории прежде всего получили в исследовательских
институтах по обогащению руд. В этих лабораториях, как известно, изу-
чению в полированных шлифах в отраженном свете подвергаются не
только руды, но и продукты их обогащения (концентраты, промежуточ-
ные продукты и хвосты) с целью контроля процессов обогащения.
Несколько позднее, с конца 20-х годов, по мере накопления данных
о срастаниях минералов исследователи рудных месторождений начали
интересоваться вопросами, имеющими уже прямое отношение к уче-
нию о рудных месторождениях. В частности, стали привлекать внимание
геологов вопросы возрастных соотношений минералов и последователь-
ности отложения минеральных ассоциаций, имеющих весьма важное
значение для выяснения условий рудообразования.
В нашей геологической печати стали появляться работы, посвящен-
ные описанию не только состава, но и структур руд, основанному на
детальных минераграфических исследованиях (И. Ф. Григорьев, Е. Е. За-
харов, С. А. Вахромеев и др.). Равным образом и в иностранных статьях
публиковались материалы на эту же тему по самым различным генети-
ческим типам рудных месторождений. Назрела настоятельная необходи-
мость систематизации структурных особенностей, наблюдаемых в рудах.
Первая обстоятельная сводка и классификация рудных структур
принадлежит советскому ученому И. Ф. Григорьеву, опубликовавшему
большую статью «Структуры минеральных срастаний в рудах» (1928).
Сравнивая между собой структуры руд и горных пород, он подчеркнул
необычайное разнообразие и невыдержанность структурных признаков
в рудах. Он отметил также большую способность к перегруппировке руд-
ного вещества в твердой фазе, что сближает структуры руд со структу-
рами метаморфических горных пород.
И. Ф. Григорьевым предложена следующая общая схема классифи-
кации структур минеральных срастаний.
13
t. Структуры отложения: зернистые; порфировидные; графические;
субграфические; зональные; полосчатые; оолитовые.
II. Структуры распадения смеси: петельчатые; решетчатые; эмуль-
сионные; графические; неоднородные.
III. Структуры замещения: нитеобразные; петельчатые; раскрошен-
ные; скелетные; графические; решетчатые; зональные; дендритовые;
цементные.
IV. Метаколлоидные структуры: колломорфные; перлитовые; сферо-
литовые; полосчатые; зональные; гелевые.
V. Структуры давления: смятые; раздробленные; полосчатые; зер-
нистые.
При этом следует отметить, что И. Ф. Григорьев не делал различия
между микротекстурными и структурными особенностями руд, оставляя
за понятием «текстура» лишь макроскопически различимое сложение
РУДЫ.
Позднее, в 1934 г., в журнале «Проблемы советской геологии» была
напечатана работа А. Г. Бетехтина «О структурах и текстурах руд»,, где
автор принципиально разграничил понятия «структура» и «текстура».
Под термином «структура» он> предложил понимать способ сочетания
в данном минеральном агрегате •'к р и с т а л л и ч е с к и х зерен, ха-
рактеризующихся теми или иными формами и абсолютными и относи-
тельными размерами, а под термином «текстура» — сочетание мине-
ральных агрегатов, слагающих руды, но отличающихся друг от
друга по минеральному составу или структуре. При этом не имеет прин-
ципиального значения, наблюдается ли структура горной породы ити
руды под микроскопом, либо макроскопически (например, в пегматитах).
То же относится к текстурам руд: в зависимости от размеров слагающих
руду минеральных агрегатов можно различать макро- и микротекстуры.
На основе этих представлений А. Г. Бетехтин в 1937 г. опублико-
вал подробную классификацию структур и текстур руд (Изв. АН СССР,
геол, сер., № 1 и 2), причем для текстур руд она была дана впервые.
Значение детального изучения текстур и структур руд, как известно,
заключается в том, что этим путем удается подойти к расшифровке
последовательности образования минеральных ассоциаций в рудах.
Руды в отличие от горных пород, как указал еще И. Ф. Григорьев, харак-
теризуются гораздо более сложным строением, нередко с признаками
наложения последующих стадий минерализации, с развитием метасома-
тоза или метаморфизма ранее отложенных минеральных агрегатов.
Таким образом, эти особенности руд отражают сложный процесс рудо-
образования, разобраться в котором без систематического изучения осо-
бенностей строения рудных масс невозможно.
За период предвоенных пятилеток большие работы были 'проведены
по изучению руд хромитовых месторождений Союза (А. Г. Бетехтин,
Г. А. Соколов, С. А. Вахромеев, С. А. Кашин и др.). Много внимания за
эти годы было уделено изучению руд колчеданных залежей Урала,
характеризующихся сложной геологической историей формирования
(А. Н. Заварицкий, Е. Е. Захаров, А. А. Амирасланов, С. А. Юшко,
С. А. Вахромеев, С. Н. Иванов, В. П. Логинов, Т. Н. Шадлун и многие
другие). Большие достижения принадлежат советской минераграфии и
в области изучения других видов металлических полезных ископаемых,
в частности, оловянных, вольфрамовых, молибденовых руд, медно-нике-
левых, медных, свинцово-цинковых, мышьяковых, сурьмяных и других
(С. С. Смирнов, Е. А. Радкевич, О. Д. Левицкий, Л. В. Радугина,
И. С. Волынский, С. А. Юшко, К. Чичинадзе и др.). Детальное минера-
графическое изучение золоторудных месторождений (А. А. Иванов,
14
Н. В. Петровская, А. П. Переляев, С. С. Боришанская и др.) позволило
вскрыть интересные закономерности в процессах минералообразования.
Точно так же большие успехи достигнуты в деле минераграфиче-
ского исследования марганцевых и железных руд (А. Г. Бетехтин,
Б. П. Кротов, М. Н. Доброхотов, Д. Д. Топорков, П. Г. Пантелеев,
А. Б. Баталов и др.).
Все эти детальные исследования руд вместе с геологическими дан-
ными, полученными при геологоразведочных работах, позволили совет-
ским ученым внести много нового в понимание закономерностей процес-
сов рудоотложения и генезиса месторождений. Большой фактический
материал по этим вопросам был опубликован в отдельных работах и
обобщающих сводках, таких, как «Минералы СССР» (1940, т. I и II),
«Минералогия Урала» (1941, 1954, т. I и II) и др.
Общее направление исследований, развивавшихся в этот период за
рубежом было таково, что накапливался в основном материал по струк-
турам руд. На основании взаимоотношений минералов или минеральных
зерен делались попытки устанавливать критерии возрастных соотноше-
ний минералов. В частности, следует отметить, что в 1931 г. была опуб-
ликована работа коллектива американских геологов «Критерии возраст-
ных соотношений минералов по наблюдениям в полированных шлифах»
(Bastin, Graton и др., 1931), в которой была сделана попытка наметить
признаки последовательности или одновременности отложения минера-
лов в рудах.
Многие положения в этой работе, правда, носят дискуссионный
характер и далеко не охватывают того разнообразия структурно-текстур-
ных особенностей, которое наблюдается в рудах. Однако в дальнейшем
этот важный в минераграфии вопрос не подвергся сколько-нибудь углуб-
ленной разработке со стороны ученых зарубежных стран. Цаже в не-
давно изданных книгах Бастина (Bastin, 1950) и Швартца (Schwartz,
1951), посвященных этому вопросу, в сущности не дается ничего нового
по сравнению с тем, что было опубликовано в 1931 г.
В 1940—1950 гг. появляется ряд сводок и руководств зарубежных
авторов по структурам руд, в частности, Эдвардса (Edwards, 1947),
Рамдора (Ramdohr, 1950) Бастина (Bastin, 1950), Швартца (Schwartz,
1951). Все они характеризуют в значительной мере формальный подход
к изучению строения руд. Указанные авторы занимаются обобщением
имеющихся сведений о структурах руд и пытаются в какой-то мере дать
геологическую интерпретацию наблюдающихся различных типов сраста-
ний минералов. Все эти работы характеризуются отсутствием четкого
разграничения понятий «структура» и «текстура» и отсутствием ясных
представлений по вопросам о возрастных соотношениях минеральных
ассоциаций, парагенезисе минералов и пр.
В работе Эдвардса (1947) более детально описываются структуры
распада твердых растворов и очень коротко структуры замещения,
зональность, полосчатость и деформации минеральных зерен. В работе
Швартца (1951) дается перечень существующих наименований структур
и попытка их классификации. По существу ни в первой, ни во второй
работе мы не находим генетического подхода. Авторы не делают попыток
разобраться в сложных процессах формирования руд на основе изучения
общего их строения.
На значительно более высоком теоретическом уровне стоит обоб-
щающая работа Рамдора о рудных минералах и их срастаниях (Ram-
1 Указанные работы Эдвардса и Рамдора переизданы позднее и в следующих
главах и в списке литературы ссылки на них приводятся по последнему изданию
(Edwards, 1954; Ramdohr, 1955).
15
dohr, 1950). Правда, несмотря на то, что она содержит много нового и
ценного материала, она также страдает указанным недостатком —
недооценкой важности изучения строения руд в целом и в особенности
текстур руд и строения рудных тел.
В указанной работе Рамдором подробно рассматриваются срастания
рудных минералов, наблюдаемые в шлифах под микроскопом. Весьма
детально описаны так называемые мирмекитовые или графические сра-
стания, длинный список которых (из 97 названий) охватывает большое
количество рудных минералов. Столь же подробно описаны минераль-
ные включения в рудных минералах, нередко имеющие определенное
значение для правильного установления возрастных взаимоотношений
между минеральными агрегатами.
В издании 1950 г. описание структур минеральных срастаний в руда.х
Рамдор проводит на основе классификации, приведенной в упомянутой
выше одной из первых русских работ (И. Ф. Григорьев «Структуры
минеральных срастаний в рудах», 1928), а в издании -1955 г. — на основе
классификации Шнейдерхена (Schneiderhohn, 1952), хотя он указывает
что, так же как и в первом издании, он использует основные положения
классификации И. Ф. Григорьева.
Резкое разграничение Рамдором описания рудных срастаний по ш
форме и по условиям образования приводит к тому, что при составлений
сводных групп рудных срастаний, обладающих одинаковой формой
в одну и ту же группу попадают срастания, имеющие совершенно раз-
личное происхождение. Так, например, в группу мирмекитовых сраста
Ний попадают типичные структуры распада пирротина и пентландита
магнетита и ильменита, ничего общего не имеющие с графическими сра-
станиями.
Изложение материала по структурам не подчинено цели установле-
ния возрастных взаимоотношений между минеральными агрегатами
и поэтому носит чисто описательный характер.
Вместе с тем труд Рамдора содержит богатый фактический мате-
риал и может считаться настольной справочной книгой, в которой обоб-
щены все имеющиеся в зарубежной литературе сведения о рудообразую
щих минералах, их диагностике, особенностях их взаимных срастаний г
внутреннем строении зерен.
Вопросами минеральных срастаний и классификацией структур руг
занимался также Шнейдерхен (Schneiderhohn, 1941, 1952). Следуй
отметить, что в его работах, так же как и у Рамдора, при изложений
материала о сложении и строении рудных масс нет четких и ясных опре
делений основных понятий. В классификации структур главное внимание
уделено морфологическим особенностям зерен и агрегатов. Характери
стика текстур в сущности отсутствует.
Характеризуя в целом существующую зарубежную литературу пс
вопросам строения руд, можно сказать, что до последнего времеш
в работах, посвященных детальному описанию руд того или иного место
рождения, как правило, главное внимание обращается на структуры
минеральных срастаний и лишь попутно в небольшой мере затраги
ваются особенности текстур руд.
В руководствах по минераграфии, вышедших в Советском Союзе
(Юшко, 1949; Вахромеев, 1950, 1956), вопросы, касающиеся изучение
текстур и структур руд, затрагиваются в сравнительно небольшой
объеме. Авторами указанных руководств в той или иной мере исполь
зуется классификация А. Г. Бетехтина и приводятся конкретные примерь
различных текстур и структур руд основных генетических типов место
рождений.
16
В 1954 г. вышел из печати «Атлас структур и текстур руд», состав-
ленный коллективом авторов (С. И. Талдыкин, И. Ф. Гончарик, Г. Н. Ени-
кеева, Б. Б. Розина). В этой работе дается перечень известных в лите-
ратуре наименований структур и текстур руд с пояснением каждого
термина, приводится схема определителя текстур и структур и прила-
гаются макро- и микрофотографии, отображающие лишь некоторые
типы текстур и структур руд, а также внутреннего строения зерен руд-
ных минералов.
Следует отметить, что морфологический принцип подразделения
текстур и структур на группы, положенный в основу схемы определи-
теля, является неудачным. В связи с этим создается впечатление бес-
системности в расположении фотоиллюстраций. В атласе отсутствуют
указания о том, какое значение для выяснения условий образования или
последовательности формирования минеральных агрегатов имеет та или
иная особенность текстуры или срастания минералов и их внутреннего
строения.
Поскольку данные об особенностях строения руд я отдельных мине-
ралов используются главным образом для выяснения условий их образо-
вания, то научная мысль, естественно, наталкивалась на необходимость
воспроизведения тех или иных наблюдаемых явлений в лабораторной
обстановке экспериментальным путем. В большинстве случаев экспери-
ментально решались отдельные частные вопросы, относящиеся к явле-
ниям распада твердых растворов, замещения одних минералов другими,
деформации рудных минералов в условиях одностороннего давления,
обособления жидких сульфидных соединений от силикатного рас-
плава и пр.
Экспериментальных исследований, проводившихся с целью воспро-
изведения различных структур минеральных срастаний сравнительно не-
много. Большинство известных (по литературным данным) эксперимен-
тов относится к воспроизведению структур распада. Образование таких
структур для определенных пар минералов характеризуется определен-
ными температурами, и поэтому при исследованиях руд эти структуры
использовались в качестве геологических термометров. Ряд исследовате-
лей— Швартц (Schwartz, 1928, 1930, 19311), Борхерт (Borchert, 1934),
Бюргер (Buerger, 1934) —уделяли им особенно большое внимание. При
этом наибольшее число экспериментов относится к сериям борнит—
халькопирит, борнит — халькозин, сфалерит — халькопирит; имеются
опыты для пары магнетит — ильменит и некоторых других.
В Советском Союзе интересные опыты по воспроизведению структур
распада пары борнит—халькопирит были поставлены А. А. Филимоно-
вой (1952). Эксперименты показали, что структуры распада указанной
пары минералов могут образоваться при значительно более низких тем-
пературах (270°), чем это считалось на основании предыдущих исследо-
ваний.
Опыты по воспроизведению структур и текстур руд, обусловленных
замещением, проводились различными исследователями (Ray, 1930;
Park, 1931; Schouten, 1934) и наиболее широко были поставлены Шоу-
теном (Schouten, 1934, 1937, 1946). Но и в его работах вопрос о том,
можно ли сравнивать экспериментальные данные с процессами в при-
роде, остается открытым. Автор указывает, что его опыты не являются
воспроизведением природного процесса, а лишь позволяют предполагать
возможное присутствие подобных структур и текстур в природных
объектах в результате замещения.
Судя по тем данным, которые приводит Шоутен, большая часть его
опытов, к сожалению, воспроизводит замещения сульфидов сульфидами
2 Зак. 153 17
же в условиях окислительных и восстановительных процессов, бо,
близких к процессам в зоне окисления, нежели к глубинным (эндог
ным) процессам замещения.
Несомненный интерес с точки зрения воспроизведения текстур к
лоидных образований представляют эксперименты (Watanabe, 19
Watanabe a. Nakano, 1927), при которых были получены так назыв
мые кольца или слои Лизеганга. Эти опыты воспроизводили не стол:
текстуры и структуры, сколько ход самого процесса образования ге,
сложного состава. Задачи получения каких-либо срастаний или соче
ний минеральных агрегатов в этих опытах не ставилось. Однако получ
ные путем эксперимента химические соединения в виде ритмичео
осадков в желатине обладали определенными морфологическими ч
тами, присущими природным гелевым образованиям.
Очень немногочисленны эксперименты по воспроизведению струк
и текстур, обусловленных давлением и перекристаллизацией.
Опыты по воспроизведению пластических деформаций, главным
разом скольжений и двойников давления в монокристаллах различи
минералов, в том числе сульфидов, производились Мюгге (Miigge, IS
1920), Вейтом (Veit, 1922), Бюргером (Buerger, 1928), Адамсом (Osb
a. Adams, 1931) и др. В Советском Союзе были поставлены опь
С. А. Юшко (1940, 1941), при этом были воспроизведены линии ско
жения и двойники давления в природном галените, а также зача
перекристаллизации в подвергшемся давлению искусственном порог
свинцового блеска.
Воспроизведение структур перекристаллизации, точнее даже
столько структур, сколько самого процесса возникновения новых зе
или кристаллических агрегатов, отражено в более поздних опытах Б1
гера (Buerger a. Washken, 1947), которыми доказано, что тонко изме
ченный материал, подвергшийся давлению и нагреванию, обнаружив
рост зерен. Опыты были поставлены, в частности, с мономинеральнь
агрегатами ангидрита, флюорита и периклаза. Аналогичные по содер:
нию опыты были поставлены Г. Ф. Червяковским (1952), кото;
использовал для опыта измельченные сульфиды: пирит, сфалерит, ха
копирит. Контроль результатов опыта осуществлялся с помощью ла
грамм, которыми фиксировались деформации решетки (явления а<
ризма), а затем исчезновение их после нагревания и появления за‘
ков перекристаллизации. Значительно больше экспериментальных д
ных по структурам рекристаллизации имеется у металлургов, иссле
вавших поведение различных металлов и сплавов при высоких даг
ннях, при холодной обработке и при нагревании.
Что касается опытов по воспроизведению текстур давления ш и
родных минеральных агрегатах сложного состава, то, насколько мо>
судить по литературным данным, они никем из зарубежных исследс
телей не производились и впервые были поставлены в Советском Со
в 1946 г. Шадлун и Розановым (1949). Опыты производились с об;
цами сульфидной руды, не обнаруживавшей признаков деформации
исследовании их под микроскопом. В результате этих эксперимен
выявилось, что при значительном направленном давлении в природ:
сульфидных агрегатах, состоящих из пирита, халькопирита, сфалер;
кварца, барита и галенита, возникают пластические деформации мяг
минералов и катаклаз, дробление и истирание твердых минералов. I
этом пластические деформации приводят даже к возникновению по.
члтости в рудах.
Дальнейшее развитие в Советском Союзе минераграфические ио
дования получили в период Великой Отечественной войны и особе
18
в период послевоенных пятилеток. В это время к овладению методами
минераграфического изучения руд были привлечены многие геологи
периферийных научно-исследовательских и производственных организа-
ций. Широкому изучению подверглись многочисленные виды стратегиче-
ского сырья, особенно месторождения редких, цветных и черных метал-
лов. Естественно, что в связи с этим накопился большой фактический
материал и по характеристике строения рудных масс месторождений раз-
личных типов.
Следует отметить, что достижения в области минераграфических
исследований, полученные за весь предшествующий период, не могли не
оказывать своего влияния на направление развития минераграфии как
научной отрасли на ее содержание и задачи. Советские ученые все
больше и больше внимания начали уделять выяснению условий образо-
вания руд в различной геологической обстановке. Естественно, что
в связи с этим в большей мере подверглась разработке та область мине-
раграфии, предметом которой является изучение особенностей строения
рудных масс.
В 1945 г. А. Г. Бетехтиным в его статье «О минераграфии» был по-
ставлен вопрос об определении конкретных задач минераграфии как
науки. Эти вопросы им затрагивались еще ранее в 1936 г. и в 1939 г.
Однако в наиболее полной форме они отражены в указанной статье.
В связи с этим следует указать, что советские ученые не только занима-
лись разработкой основных положений, определяющих критерии возраст-
ных соотношений минеральных агрегатов и минералов, но и выдвинули
ряд новых проблем.
Так, на основе изучения структур и текстур руд А. Г. Бетехтиным
подверглась разработке важнейшая проблема в учении о рудных место-
рождениях — проблема о парагенезисе минералов и последовательности
образования минеральных ассоциаций. Он показал, что без расшифровки
возрастных соотношений минеральных агрегатов в рудах нельзя полу-
чить правильного представления о последовательности хода событий
при формировании того или иного рудного месторождения и о законо-
мерностях изменения минерального состава при отложении руд. Эти
положения дали также возможность осветить и ряд других теоретиче-
ских вопросов, из которых особый интерес представляет вопрос о влия-
нии режима серы и кислорода на процессы рудообразования и парагене-
тические соотношения минералов в рудах (А. Г. Бетехтин, 1949, 1951
и др.).
Таким образом, следует признать, что советские геологи в области
минераграфических исследований в целом добились значительных успе-
хов. Если на первых порах своего развития эти исследования ставили
своей задачей удовлетворить непосредственные нужды производствен-
ных организаций, главным образом в области точного установления
минерального состава руд и особенностей срастания зерен рудообразую-
щих минералов, то в дальнейшем внимание наших ученых было направ-
лено на решение задач, тесно связанных с учением о рудных месторо-
ждениях.
2*
ГЛАВА II
ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПОНЯТИЙ «СТРУКТУРА» И «ТЕКСТУРА»
Слово «структура» в переводе с латинского означает «строение».
Когда говорят о строении какого-либо тела (например, массива извер-
женных пород, рудного тела, горной породы, руды, кристалла и т. д.),
во всех случаях подразумевается, что данное тело является неоднород-
ным, состоит из каких-то частей, чем-либо отличающихся друг от друга.
Так, интрузив кислых изверженных пород может состоять из простран-
ственно отграниченных, различающихся по составу, пород (например,
биотитового гранита, гранодиорита, аплитовидного гранита и др.), руд-
ное тело — из отличающихся по минеральному составу отдельных его
участков, горная порода или руда — из различных минералов, каким-
либо образом сочетающихся друг с др}: ом, кристалл — из ионов или
атомов, закономерно располагающихся в пространстве по кристалличе-
ской решетке и т. д.
На особенности строения горных пород давно уже было обращено
внимание. В петрографии для обозначения этих особенностей укорени-
лись два термина — «структура» и «текстура»1. Однако следует заме-
тить, что в эти понятия не всеми петрографами вкладывается одинако-
вое содержание.
Одни авторы эти названия принимают в сущности за синонимы и все
различие между структурой и текстурой горной породы сводят лишь
к различию относительных размеров минеральных выделений в породах,
рассматривая особенности строения в зависимости от того, каким спо-
собом оно изучается: с помощью невооруженного глаза (макростроение,
или текстура), либо с помощью микроскопа (микростроение, или струк-
тура) . Другие исследователи, наоборот, видят различие в самом существе
этих понятий.
Так, Ф. Ю. Левинсон-Лессинг (1955) дает следующее определение
этим понятиям: «Те особенности, которые отражают прострапствен!ный
облик горной породы, ясно выступающий макроскопически, можно
называть сложением или текстурой, сохраняя название строения или
структуры в тесном смысле слова (иначе микроструктуры) за теми осо-
бенностями, которые выступают лишь при микроскопическом
исследовании, как-то: морфологические признаки отдельных составных
частей и характер сочетания этих составных частей» (разрядка наша. —
1 Слово «текстура» в переводе на русский язык означает «ткань», «способ сло-
жения».
20
А. Б.) Соответственно этому Ф. Ю. Левинсон-Лессинг делает различие,
например, между полосчатой текстурой и полосчатой структурой габбро.
А. Н. Заварицкий в своей монографии «Изверженные горные по-
роды» (1955) дает иное определение этих терминов. «Под структурой,—
пишет он, — подразумеваются те особенности строения породы, которые
обусловливаются размерами, формой и взаимными отношениями состав-
ных частей пород (минералов, а также стекла)». «Текстура опреде-
ляется распространением и расположением этих частей в пространстве».
В этих кратких формулировках мы видим уже принципиальное различие
между понятиями «структура» и «текстура». При таком подходе способ
изучения строения породы (макроскопически или под микроскопом) не
имеет существенного значения.
В самом деле, хотя для большинства горных пород структура их
с успехом может быть изучена под микроскопом, однако для крупно-
кристаллических пород (например, пегматитов), где размер кристалли-
ческих зерен превосходит размер обычного прозрачного шлифа, пред-
ставление о структуре (в понимании А. Н. Заварицкого) мы можем
получить лишь при макроскопическом изучении. Точно так же н тек-
стурные особенности пород не всегда изучают только макроскопически.
Например, «петельчатая микротекстура» (по А. Н. Заварицкому) змееви-
ков может быть установлена лишь под микроскопом. Во всяком случае
если в понятия «текстура» и «структура» вкладывать одно и то же со-
держание, превратив их таким образом в синонимы, то теряет всякий
смысл их употребление.
Следует заметить, что термин «текстура» не случайно был введен
в геологическую литературу; его появление было вызвано исторической
необходимостью в связи с углубленным изучением особенностей строе-
ния горных пород и руд. Достаточно просмотреть список названий, отно-
сящихся к текстурам, чтобы убедиться в том, что исследователи вклады-
вали что-то отличное по существу от того содержания, которое подразу-
мевается в понятии «структура».
В английской и отчасти французской геологической литературе эти
термины употребляются как раз в обратном смысле по сравнению с тем,
что мы понимаем под этими названиями, т. е. совокупность признаков,
отвечающих в нашем представлении структуре, там обозначается терми-
ном «текстура» и наоборот. Однако и в зарубежной литературе мы не
находим сколько-нибудь строгих определений этих понятий.
Кроме того, в американской печати употребляется термин «fabric»
(ткань) в применении к тем текстурным особенностям преимущественно
метаморфических (перекристаллизованных) пород, которые характери-
зуют ориентировку минералов в главных сечениях в пространстве и ука-
зывают на направление давления или движения, обусловившего ориенти-
ровку кристаллических зерен.
Чтобы получить более реальное представление о понятиях «струк-
тура» и «текстура», попытаемся в более конкретной форме рассмотреть
их в приложении к горным породам, которые по сравнению с рудами
характеризуются гораздо более простым строением и которые в этом
отношении изучены, пожалуй, с исчерпывающей полнотой.
Понятие о структуре горной породы. Если исходить из того, что
любое тело обладает определенной формой, размерами, занимает то или
иное пространственное положение и, наконец, характеризуется тем или
иным внутренним строением, т. е. состоит из каких-то составных частей,
чем либо отличающихся друг от друга (Бетехтин, 1939), то мы можем
высказать следующие соображения по поводу понятия «структура» гор-
ной породы.
21
Прежде всего мы должны подчеркнуть, что составной единицей
в понятии «структура» изверженной горной породы является кристалли-
ческое зерно или кристалл 1 (а также стекло в эффузивных породах).
В таком случае для структуры дайной породы определяющими про-
странственными признаками являются: форма, размеры и взаимные от-
ношения (лучше сказать, способ сочетания или срастания) кристалли-
ческих зерен, слагающих породу.
Форма кристаллических зерен, слагающих горную
породу, определяется кристаллическим обликом (в случае наличия кри-
сталлов,, не корродированных или частично затронутых коррозией) и
степенью идиоморфизма кристаллических зерен.
В основном формы кристаллических зерен могут быть сведены
к трем типам:
1) изометрические, т. е. одинаково развитые во всех трех направле-
ниях в пространстве (куб, ромбододекаэдр, зерно округленной формы
и т. д.);
2) вытянутые в одном направлении (призматические, шестоватые,
игольчатые, волокнистые формы);
3) вытянутые в двух направлениях в пространстве (таблитчатые,
пластинчатые и другие формы, в разрезе дающие «игольчатые» или
«брусковые» формы сечения).
Кроме того, широко распространены и неправильной формы кри-
сталлические зерна, особенно в случаях замещения одного минерала
другим или в случаях графических или субграфических срастаний мине-
ралов.
Важно заметить, что в прозрачных шлифах, так же как и в поли-
рованных, мы наблюдаем лишь разрезы кристаллических зерен,
т. е. формы сечения их (в двух измерениях в пространстве), тогда как,
называя те или иные формы минералов, мы имеем в виду простран-
ственное представление о них. В описаниях пород и руд, сделанных на
основании изучения шлифов, нередко можно встретить такие непра-
вильные выражения, как «игольчатый гематит», «изометрические зерна
антимонита в киновари» и т. д. Кристаллические выделения гематита,
как мы знаем, обычно представлены пластинчатыми формами, лишь
в разрезе кажущимися «иголками». Точно так же игольчатые кристал-
лики антимонита, произвольно ориентированные в пространстве, в раз-
резе, естественно, будут казаться «изометрическими зернами».
Поэтому здесь уместно остановиться на вопросе о том, как по фор-
мам сечений кристаллических зерен получить представление о простран-
ственных их формах. Разберем самые общие случаи.
На рис. 1 показан пример типичной панидиоморфнозернистой струк-
туры диаллагита. Подавляющее большинство этих зерен в резрезе
имеет изометрические формы и более или менее одинаковые
размеры. Следует иметь в виду, что в плоскости шлифа не могут быть
срезаны все зерна в средней их части. Поэтому одни зерна кажутся
меньше других. Это относится и к агрегатам аллотриоморфнозернистой
структуры.
На следующем рисунке (рис. 2) изображены в шлифе произволь-
но ориентированные игольчатые кристаллики турмалина в кварце
1 Здесь будет не лишним напомнить о различии между кристаллом и кристалли-
ческим зерном. Кристалл, как таковой, не мыслим без естественных наружных гра-
ней. Кристаллическое же зерно, обладая кристаллической структурой, может совсем
ие иметь этих граней. Осколок кристаллического зерна по плоскостям спайности, хотя
бы и имеющий правильную пространственную фигуру (например, кубик галенита, ром-
боэдр кальцита и т. д.), естественно, не может называться кристаллом.
22
Рис. 1. Типичная панидиоморфнозернистая структура диаллагита
а — диаллагит. Рай-Из (Урал). По А. Н. Завариикому. X 15; б — оливиновый
диаллагит (единичные зерна оливина справа вверху и несколько правее
центра). Конжаковский камень (Урал). По Дюпарку и Гроссэ. X 15
Рис. 2. Игольчатые кристаллы турмалина в кварце. Месторождение
Лифудзин. По И. Н. Китай. Прозрачный шлнф. X 90
с короткими или удлиненными брусковидными формами сечений (иголки
срезаны косо по отношению к оси их вытянутости). Реже обнаружи-
ваются изометрической формы поперечные срезы. Если игольчатые кри-
сталлики лежат в плоскости шлифа, будучи срезаны вдоль оси, то
з таком случае они будут прослеживаться через все поле зрения микро-
скопа.
23
Включения пластинчатых или таблитчатых минералов (нал;г
мер, слюды или гематита в кварце) в шлифах будут выглядеть главны
образом в виде удлиненных форм. Пластинки, ориентированные косо “
отношению к плоскости шлифа, кажутся более толстыми, чем перпенд?
кулярно срезанные. Длина пластинок в сечении шлифа в значительн:-
мере зависит от того, в каком месте срезана пластинка по отношен?:?
к ее середине. На рис. 3 в качестве примера приведена микрофотограф?:,
пластинчатых агрегатов гематита.
Рис. 3. Пластинчатые агрегаты гематита (белое) в полированном
шлифе. X 85
Зерна, обладающие прихотливой формой, в разрезе имеют непра-
вильные очертания. К ним относятся минералы, образующие друг с дру-
гом графические срастания, кристаллические скелеты, дендритовидные
формы и пр.
Размеры кристаллических зерен могут рассматри-
ваться с точки зрения: абсолютной величины их в метрических единицах
(при этом должен учитываться главным образом порядок сравниваемых
цифр) и относительной величины.
Абсолютная величина кристаллических зерен и кристаллов может
колебаться, как известно, в сравнительно широких пределах: от микро-
нов до нескольких миллиметров, а в пегматитах даже до десятков санти-
метров в поперечнике. Если порода представлена агрегатом крупнокри-
сталлических индивидов, отчетливо заметных на глаз, то совершенно
естественно, что структура породы будет различима макроскопически
(например, в полированных штуфах, а иногда даже в забое горных вы-
работок— в месторождениях пегматитов). Под микроскопом в этих слу-
чаях в поле зрения наблюдается какое-либо одно кристаллическое зерно,
вернее часть его, или, в лучшем случае, мы наблюдаем границу двух
смежных зерен, что, конечно, не позволяет получить представление
о форме, размере и способе сочетаний кристаллических зерен, т. е.
о структуре породы. Именно поэтому нельзя согласиться с утверждением
24
2 том, что структурные особенности породы выступают лишь при микро-
скопическом исследовании.
По относительной величине кристаллических зерен петрографы раз-
личают следующие типы структур:
1) равномернозернистые структуры, когда зерна разных минералов
обладают более или менее одинаковыми размерами;
2) неравномернозернистые структуры, когда породообразующие ми-
нералы в разных участках шлифа или штуфа породы имеют явно неоди-
наковые размеры;
3) порфировые или порфировидные структуры, когда один или два
минерала рассеяны в виде крупных выделений или кристаллов на фоне
равномернозернистой породы.
Способы сочетания кристаллических зерен могут
быть следующие:
а) зерна, имея округлые или угловатые контуры, непосредственно
примыкают друг к другу и образуют, таким образом, различные зерни-
стые агрегаты, характерные для подавляющего большинства горных
пород;
б) зерна одного минерала наблюдаются в виде включений в дру-
гом минерале без какой-либо закономерной связи между вмещающим
зерном и вростками, причем включения часто оптически различно ориен-
тированы. Это так называемые пойкилитовые прорастания (например,
вростки мелких зерен оливина в крупных зернах ромбического пиро-
ксена);
в) минеральные индивиды тесно срастаются между собой, взаимно
проникая друг в друга; крайний пример таких срастаний представляет
эвтектическая или графическая структура; в разрезе прорастания
этого рода нередко могут напоминать пойкилитовую структуру (как, на-
пример, в кварц-полевошпатовых графических срастаниях в пегматитах),
однако одинаковая оптическая ориентировка «включений» свидетель-
ствует об ином генетическом значении вростков;
г) зерна одного минерала окружаются или обрастаются зонами
или каемками другого минерала; таковы, например, кристаллически-
зональное строение кристаллов, обусловленное обрастанием растущего
кристалла минеральными разновидностями меняющегося состава, а так-
же реакционные, келифитовые, венчиковые, опацитовые каймы и пр.;
нередки случаи, когда обрастающий минерал принимает определенную
оптическую ориентировку в зависимости от кристаллического строения
обрастаемого минерала (например, амфибол вокруг зерен пироксена
в некоторых перидотитах).
Таким образом, под структурой горной породы под-
разумевается совокупность морфологических осо-
бенностей строения минерального агрегата, обус-
ловливаемых формой, размерами и способом соче-
тания кристаллических зерен минералов, которые
слагают породу, образовавшуюся в определенных физико-химиче-
ских условиях.
Само собой разумеется, что структура минерального агрегата за-
печатлевает в себе не только процесс кристаллизации данного минераль-
ного вещества, но и последующие условия его существования, выражаю-
щиеся, например, в полиморфных превращениях отдельных минералов,
иногда в двойниковании зерен, явлениях распада твердых растворов, но
? целом не нарушающие первичных структурных особенностей породы.
Однако и при эпигенетических процессах, в частности гидротермаль-
- ы=: изменениях горных пород, часто в той нлн иной мере сохраняются их
25
реликтовые структурные особенности. Так, например, обстоит дело при
процессах серицитизации полевых шпатов во многих изверженных поро-
дах, процессах серпентинизации магнезиальных силикатов в ультраоснов-
ных и некоторых основных породах и др. Лишь в условиях сильного изме-
нения при региональном метаморфизме реликтовые структурные особен-
ности горных пород, как правило, исчезают, и породы преобразуются
настолько, что появляются новые структурные черты, отражающие усло-
вия перерождения пород.
Что касается структур осадочных горных пород, то следует отметить,
что они характеризуются некоторыми особенностями, отличающими их от
структур изверженных и метаморфических пород.
Необходимо иметь в виду, что осадки, образующиеся в водных бас-
сейнах, содержат компоненты двоякого происхождения:
1) химически выпадающие из растворов соединения, либо возникаю-
щие вследствие пересыщения (например, в усыхающих соленосных бас-
сейнах) либо вследствие химических реакций, приводящих к выпадению
труднорастворимых новообразований (коллоидные или кристаллические
осадки);
2) чужеродные обломочные зерна, приносимые водными потоками
при размыве суши, или ранее отложенных на дне бассейна осадков; роль
обломков может играть и органогенный материал (скелеты раститель-
ного или животного происхождения).
Соотношения между этими двумя главными составными частями
осадков и обусловливают в основном совокупность признаков, характери-
зующих структуры осадочных пород1. Однако во многих случаях на
структурные особенности пород накладывают свой отпечаток те диагене-
тические или метаморфические изменения, которые происходят в после-
дующее время при перекристаллизации их в твердом состоянии.
По А. Н. Заварицкому (1932), структура осадочных пород зависит,
во-первых, от величины составных частей (абсолютной и относительной),
во-вторых, от формы составных частей, полученной ими при отложении
осадка (сингенетически) и при диагенезисе (диагенетически). К основным
типам структур осадочных пород он относит следующие: 1) обломочные
структуры кластических пород, 2) структуры органогенных осадков и
3) структуры химических осадочных пород.
Среди обломочных пород по абсолютной величине обломков
выделяют структуры: а) псефитовую, б) псаммитовую, в) алевритовую
(рис. 4), г) пелитовую. По относительной величине обломков различают
равномернозернистые (сортированные) и неравномернозернистые (несор-
тированные) пески или песчаники. Для обозначения структуры породы,
содержащей песчинки разного размера, пользуются сложными терми-
нами: псаммо-псефитовая (рис. 5), алевро-псаммитовая порода и т. д.
Форма песчинок в обломочных породах различается по степени их
окатанности (угловатые или окатанные обломки).
Наконец, важным структурным признаком в кластических породах
являются количественные соотношения между обломками и цементом.
Встречаются песчаники с ничтожным количеством цемента (песчинки
в них вплотную соприкасаются друг с другом), в других типах песчани-
стых пород количество цемента, наоборот, превышает количество облом-
ков. Нередки также случаи, когда цемент (особенно железистый или
марганцовистый) разъедает или замещает пластический материал.
1 Ю. А. Жемчужников (1956) совершенно справедливо возражает против пере-
именования Ю. Г. Старицким (1954) структур обломочных осадочных пород в текстуры
иа том основании, что кластнческнй материал в этих породах имеет иное происхожде-
ние, нежели цемент. Термин «структура» для обломочных пород давно уже укоре-
нился в петрографии осадочных пород.
26
Рис 4. Алевритовая структура глинистого песчаника. Прозрачный
шлиф. X 40
Рис. 5. Нсравномериозериистый песчаник (псаммо-псефитовая
структура). Цемент представлен гидроокислами марганца.
Чиатурское месторождение. Прозрачный шлиф, х 10
Рнс. 6. Структура органогенной кремнистой породы. Скопления
обломков панцирей диатомовых водорослей. По П. Ф. Андрущенко.
Прозрачный шлиф. X 240
Рнс. 7. Псевдоморфозы пиролюзита (белое) по остаткам органического
происхождения. Темно-серое — кварц. Аккермановское месторождение
(Южный Урал). По А. Т. Суслову. Полированный шлиф. X 46
В структурах органогенных пород в качестве составных ча-
стей принимают участие те или иные органические остатки, играющие
роль обломочного материала, или целиком слагающие породы — органо-
генные известняки, спонголиты, диатомиты (рис. 6) и др. В рудных ме-
сторождениях осадочного происхождения иногда можно наблюдать иде-
ально выраженные псевдоморфозы рудных минералов (окислов железа
пли марганца, сульфидов и др.) по органическим остаткам с сохранением
всех деталей их строения (рис. 7).
Химические осадки в одних случаях представлены кристал-
лическими зернистыми структурами (например, в породах, состоящих из
гипса, ангидрита, хлоридов натрия и т. д.), в других — структурами, ха-
рактерными для коллоидных образований (оолитовые структуры извест-
няков, железистых силикатных пород, сгустковые структуры некоторых
карбонатных пород и др.). Следует также иметь в виду, что во многих
случаях в процессе диагенезиса происходит перекристаллизация первично
отложенных химических осадков с образованием различных кристалло-
бластических структур, вообще характерных для многочисленных мета-
морфических пород.
Понятие о текстуре горной породы. Термин «текстура» в петро-
графическую литературу был введен Грубенманом в 1910 г. Под тексту-
рой горной породы он подразумевал «стереометрическое выражение
строения породы, т. е. строения, обусловленного пространственным
расположением и распределением составных частей породы, т. с. мине-
ралов». Эта формулировка страдает некоторой неопределенностью, по-
скольку она изложена в самом общем виде. Чтобы разобраться в сущ-
ности понятия «текстура», обратимся к рассмотрению конкретных при-
меров.
Остановимся на примере полосчатой текстуры роговообманкового
габбро. Рассматривая образец этой породы, мы видим, что она состоит
из неодинаковых по минеральному составу участков, вытянутых в опре-
деленном направлении в пространстве. В разрезе, перпендикулярном
к плоскости вытянутости, они выглядят в виде параллельно ориентиро-
ванных полос различной окраски. В темных полосах преобладает роговая
обманка над основным полевым шпатом, а в светлых — наоборот, поле-
вой шпат над роговой обманкой. В сущности это означает, что каждый
участок, внешне отличимый от соседних, состоит из агрегата минералов,
для него характерных, т. е. обладает свойственной ему структурой (в соб-
ственном смысле этого слова). Если это так, то полосчатость породы
(т. е. ее текстура) обусловлена сочетанием этих разнородных по составу
минеральных агрегатов, в данном случае закономерно расположенных
в пространстве.
Для эффузивных пород такое чередование полос разного состава,
очевидно, связано с движением первично неоднородной магмы. Полосча-
тость (слоистость) осадочных пород обусловлена последовательным отло-
жением прослойков, отличающихся по составу или структуре. В метамор-
фических сланцах она вызвана перегруппировкой минерального веще-
ства под воздействием одностороннего давления.
Рассмотрим пример пятнистой или шлировой текстуры перидотита,
состоящего из оливина и моноклинного пироксена. Эта текстура харак-
теризуется тем, что одни участки образца породы представлены преиму-
щественно оливином, другие, наоборот, пироксеном. Благодаря этому по-
рода приобретает характерную пятнистость, которая и послужила осно-
ванием для названия текстуры. Следовательно, и здесь мы, по существу,
имеем буквально то же самое, что и в предыдущем случае, но только
с той разницей, что не можем подметить какой-либо закономерности
в расположении минеральных агрегатов в пространстве. Минеральные
29
агрегаты, сочетающиеся друг с другом, имеют неправильные формы и
личаются не только по составу, но и по структуре. Так как границы
между минеральными агрегатами не резкие и последние постепенно пере-
ходят друг в друга, то пятнистая текстура пород, по всей вероятности,
обусловлена тем, что расплав перед моментом кристаллизации в разны:-:
участках был неоднороден по своему составу.
Как можно видеть из приведенных примеров, строение породы, назы-
ваемое текстурой, обусловлено сочетанием неодинаковых по составу или
структуре минеральных агрегатов. Закономерности расположе-
ния этих агрегатов в пространстве и взаимоотношения между ними как
раз и характеризуют текстуры горных пород. Следовательно, составной
единицей текстуры является минеральный агрегат. Каждый такой агре-
гат имеет свою структуру (в собственном смысле этого слова), обуслов-
ленную сочетанием кристаллических зерен минералов.
Часто бывает, что в породе с макроскопически хорошо выраженной
текстурой мы при рассмотрении шлифов под микроскопом не видим этих
текстурных особенностей (поле зрения микроскопа охватывает лишь не-
большую часть шлифа). Однако нередки случаи, когда текстурные осо-
бенности горной породы, не заметные на глаз, обнаруживаются под
микроскопом. В таких случаях мы имеем дело в сущности с микро-
текстурами. Таковы, например, флюидальные микротекстуры некоторых
эффузивных горных пород, например, липаритов. Сюда же относятся
многие микротекстурные особенности гидротермально измененных пород.
Поскольку, говоря о текстуре, мы ведем речь все же об определенном
строении породы, постольку, естественно, мы должны учитывать форму,
размеры и пространственные взаимоотношения (способ сочетания) тех
минеральных агрегатов, которые характеризуют породы как составные ее
части.
Формы минеральных агрегатов по существу могут быть
сведены к тем же трем основным типам форм, о которых было сказано
выше при разборе форм кристаллических зерен. Минеральные агрегаты
могут иметь:
а) изометрические формы, имеющие более или менее одинаковые
величины в трех измерениях в пространстве; таковы, например, агрегаты,
обладающие формой пятен в изверженных породах пятнистой текстуры,
сферические образования в вариолитах и др.;
б) вытянутые в двух измерениях при третьем коротком; примерами
могут являться минеральные агрегаты, слагающие породы полосчатой
текстуры, агрегаты в форме слоев, плоских линз, прожилков, пластов или
пропластков (в осадочных породах) и др.;
в) вытянутые в одном направлении; подобные формы минеральных
агрегатов наблюдаются сравнительно редко; таковы, например, трубча-
тые формы пустот, выполненных позднейшими минеральными веще-
ствами, наблюдаемые в некоторых эффузивных породах, возникших при
движении излившихся лав.
Кроме этих основных типов, встречаются и неправильные формы
минеральных агрегатов. К ним должны быть отнесены, например, формы
минеральных масс, цементирующих обломки или ксенолиты чуждых по-
род, формы сетчатых или ветвящихся неправильных прожилков, разви-
вающихся при замещении и т. п.
Размеры отдельных агрегатов варьируют в широких пре-
делах. В зависимости от абсолютной величины необходимо различать:
а) макротекстуры, в которых минеральные агрегаты распознаются
на глаз в полированных штуфах или на поверхности глыб и выходов гор-
ных пород; таковы, например, шлировые, полосчатые и другие такенто-
вые текстуры;
30
б) микротекстуры, т. е. такие, текстурный рисунок которых более
отчетливо различим с помощью лупы или микроскопа; в качестве при-
мера могут быть приведены микротекстуры многих эффузивных, а также
гидротермально измененных горных пород.
Следует заметить, что макротекстурные особенности пород мы во-
обще привыкли связывать со штуфными образцами. Поэтому естественно,
что максимальные размеры минеральных агрегатов, характеризующих
текстуру, не должиы превышать примерно одного дециметра в попереч-
нике. В противном случае мы не сможем получить представление о тек-
стурных особенностях пород по штуфным образцам и вынуждены обра-
щаться к изучению взаимоотношений минеральных масс в забоях горных
выработок, не прибегая к приполировке штуфов, за исключением кон-
трольных образцов. Так приходится поступать, например, при изучении
пегматитов.
В связи с этим необходимо остановиться также на следующем. Ши-
роко распространенный в геологической литературе термин «однородная»
или «массивная» текстура в сущности является совершенно условным,
так как в этом случае в пределах нашего штуфа (например, гранита)
мы имеем лишь один минеральный агрегат. Однако, считаясь с тем, что
это выражение глубоко укоренилось в геологическом языке, мы сохра-
ним его, не забывая лишь о том, что данный однородный минеральный
агрегат обладает значительными размерами. При изучении рудных место-
рождений это имеет практическое значение, поскольку массивные
(сплошные) руды, как не требующие обогащения, представляют особый
интерес при подсчете запасов руд.
Взаимоотношения испособы сочетания минераль-
ных агрегатов играют весьма существенную роль как в номенкла-
туре текстур, так и в расшифровке генетических вопросов. Главная масса
названий (полосчатая, корковая, крустификациониая, кокардовая, кон-
центрически-зональная, петельчатая и др.) дана по этому признаку.
Взаимные отношения агрегатов прежде всего определяются характе-
ром их границ. По этому признаку мы можем различать:
а) агрегаты, с более или менее резкими границами, например, про-
жилки одних пород в других или обломки сланцев в гранит-порфире;
б) агрегаты с расплывчатыми границами, т. е. нерезко выраженными
благодаря постепенному переходу по периферии в другой минеральный
агрегат, что часто наблюдается, например, в шлировых текстурах глубин-
ных изверженных пород.
Резко выраженные границы между минеральными агрегатами очень
часто говорят об их разном возрасте. Решение этого вопроса должно быть
подкреплено рядом других фактов, в частности переходами в типичные
прожилковые текстуры, признаками явного разъедания более поздними
по возрасту минеральными ассоциациями более ранних и т. п. Постепен-
ные переходы одного агрегата в другой могут быть обусловлены раз-
ными причинами: одновременной кристаллизацией первичной неоднород-
ной магмы, процессами метасоматоза, ассимиляции и т. д.
Кроме того, следует различать характер границ по их конфигурации.
В разрезах мы можем иметь либо сравнительно простые, прямые или кри-
вые, но плавные линии ограничения, свойственные, например, жилкам,
обломкам, галькам, либо, наоборот, извилистые до крайне прихотливых,
развивающиеся часто при разъедании ранее отложенных минеральных
масс или при процессах метасоматоза.
Способы сочетания агрегатов могут быть самыми раз-
личными:
а) минеральные агрегаты, существенно отличающиеся друг от друга
по составу или структуре, могут примыкать друг к другу; таковы, напри-
31
мер, некоторые полосчатые, слоистые и другие типы текстур, в которых
каждый минеральный агрегат отличается своими особенностями;
б) нередко минеральные агрегаты располагаются один внутри дру-
гого; например, обломки одной породы погружены в массу другой; среди
замещающей минеральной массы сохраняются остатки от замещения
прежней породы; сюда же следует отнести конкреционные текстуры оса-
дочных пород и т. д.
в) иногда минеральные агрегаты взаимно проникают один в другой,
что нередко имеет место при процессах метасоматоза; таковы, например,
некоторые типы петельчатых текстур, наблюдаемых в известняках при
замещении их продуктами гидротермальной деятельности и др.;
г) в районах распространения рудных месторождений нередки слу-
чаи развития прожилков (кварцевых, карбонатных и др.), рассекающих
в различных направлениях те или иные вмещающие породы;
д) в некоторых случаях наблюдается последовательное окаймление
одним минеральным агрегатом другого; таковы концентрически-зональ-
ные текстуры замещения, а также кокардовые, корковые и прочие тек-
стуры.
С точки зрения закономерностей распределения минеральных агрега-
тов в пространстве среди такситовых (неоднородных) текстур различали:
а) эвтакситовые текстуры, отличающиеся более или менее закономерным
расположением агрегатов (полосчатые, слоистые, концентрически-зональ-
ные и пр.), б) атакситовые, в которых не удается заметить какой-либо
правильности в расположении агрегатов. Это деление носит слишком
общий характер и поэтому не привилось в практике исследований.
Таким образом, все, что сказано выше, убеждает нас в том, что под
текстуройгорной породы, мы должны подразумевать
те черты ее строения, которые обусловлены формой,
размерами и пространственными соотношениями ми-
неральных агрегатов как составных частей породы,
отличающихся друг от друга каким и-л ибо особенно-
стями состава, а иногда и структуры.
С генетической точки зрения текстурные признаки горных пород
могут быть обусловлены разными причинами в зависимости от тех или
иных геологических факторов, регулировавших образование пород: для
изверженных пород — первичной неоднородностью магмы перед момен-
том ее застывания (кристаллизации), иногда явлениями ассимиляции
обломков чуждых пород, движением кристаллизующейся магмы, в неко-
торых случаях односторонним давлением, проникновением по трещинам
в ранее застывшие участки остаточной магмы несколько иного состава
и пр.; для осадочных пород — изменениями электролитического режима
при осадконакоплении в водных бассейнах, изменениями скорости движе-
ния придонных вод, процессами диагенезиса осадков и т. д.; для мета-
морфических пород — перекристаллизацией вещества с возникновением
новых структурных особенностей пород, односторонним давлением, при-
водящим к смятию, дроблению и рассланцеванию пород, наложением
гидротермальной деятельности, процессами анатексиса и палигенезиса
(при глубинном региональном метаморфизме) и пр.
ГЛАВА HI
ПОНЯТИЯ «СТРУКТУРА» И «ТЕКСТУРА» В ПРИЛОЖЕНИИ
К РУДАМ
Все, что было сказано в предыдущей главе по поводу понятий
«структура» и «текстура» в применении к горным породам, имеет пря-
мое отношение и к рудам, т. е, к минеральным массам, существенно
отличающимся от пород по вещественному составу. Как известно, в рудо-
образующих минералах в основном принимают участие металлогенные
элементы, геохимические свойства которых резко отличны от свойств
петрогенных элементов.
Это, естественно, сказывается не только на различии поведения и
миграции тех и других элементов при геологических процессах, про-
исходящих в земной коре, но и на самих продуктах этих процессов, их
составе и особенно строении минеральных масс. В этом отношении гор-
ные породы и руды часто совершенно непохожи друг на друга. Руды по
сравнению с горными породами, как мы знаем, обладают несравненно
большим разнообразием структурно-текстурных особенностей.
Тем не менее, как бы сильно ни отличались продукты процессов
рудообразования от продуктов процессов петрогенезиса, данные изуче-
ния геологии не позволяют сомневаться в том, что и массивы горных
пород и генетически с ними связанные рудные месторождения являются
результатом одних и тех же природных процессов. Разница заключается
лишь в том, что процессы рудообразования, особенно в гидротермальных
месторождениях, протекают значительно более сложно по сравнению
с процессами образования горных пород. Именно этим объясняется не-
обычайное разнообразие особенностей строения руд, характерное для
подавляющей массы месторождений.
Во всяком случае среди руд мы должны различать те же признаки
строения минеральных масс, что и в горных породах, т. е. и структуры и
текстуры. При этом широко проявленную в рудах изменчивость и неодно-
родность строения, характерную для сульфидных руд, мы должны рас-
сматривать как отражение сложной истории процессов рудоотложения.
Поскольку рудные минералы по сравнению с породообразующими
гораздо легче реагируют на воздействие внешних факторов, нередко
подвергаясь различного рода превращениям с перегруппировкой веще-
ства, то нетрудно себе представить, что первичные структурные особен-
ности руд на протяжении всей истории формирования рудных месторо-
ждений могут быть сильно затушеваны. Иногда бывает невозможно
установить, имеем ли мы дело с первичными или вторичными признаками
строения руд. Однако мы ни в какой мере не должны отказываться от
3 Зак. 153 3&
попыток разгадать историю процессов минералообразования. В таких
случаях приходится начинать с изучения более ясных и простых явлений,
наблюдаемых в рудах, с тем, чтобы сравнительным путем можно было
постепенно разобраться в более сложных явлениях.
Перейдем к конкретному рассмотрению особенностей структур и тек-
стур РУД с тех позиций, с каких подходят к их изучению петрографы.
Структуры руд. Одной из основных характерных черт рудных
масс в подавляющем большинстве случаев, как подчеркивалось, является
неоднородность строения, обусловленная неравномерным распределением
минералов. В этом отношении руды весьма существенно отличаются
от горных пород, характеризующихся более или менее равномерным
распределением породообразующих минералов по всей массе данной
породы.
Из штуфа какой-либо данной породы, например гранита, достаточно
отбить кусочек для изготовления прозрачного шлифа, чтобы по шлифу
можно было получить представление не только о составе и количествен-
ных соотношениях минералов, по и о структуре гранита, т. е. изучить те
особенности строения, которые обусловливаются формой, размерами и
взаимоотношениями между минералами. Данные, полученные по шлифу,
как правило, можно распространить на весь штуф и породу в целом.
Совсем другое положение имеет место при изучении структур руд.
Данные полученные по одному полированному шлифу, в большинстве
случаев, мы не можем распространить на весь штуф руды, а тем более
на какой-либо участок рудного тела. Неравномерность распределения
рудных минералов часто столь значительна, что в данном шлифе может
вовсе не оказаться какого-либо минерала или даже нескольких минера-
лов, присутствующих в других местах куска руды. В таком случае по
одному шлифу мы не в состоянии получить реальное представление об
определяющих структуру признаках, в частности о взаимных отноше-
ниях минералов, входящих в состав руды. Для этого приходится при-
бегать к изготовлению нескольких полированных шлифов из разных мест
куска руды, иногда в определенном порядке в зависимости от текстур-
ных особенностей рудной массы,
Структурные особенности подавляющей массы руд, особенно гидро-
термального происхождения, мало похожи на те, что мы наблюдаем
в горных породах. Чтобы яснее представить, в чем заключается разница,
обратимся к сравнительному рассмотрению типичной структуры какой-
либо полнокристаллической изверженной породы и наиболее обычного
строения какой-либо сульфидной руды гидротермального происхожде-
ния.
На рис. 8 изображена структура кварцевого диорита. Как можно
видеть из рисунка, для этой породы, как и для всякой другой полно-
кристаллической изверженной породы, наблюдается следующая харак-
терная для нее особенность. В пределах контура каждого
зерна (или по крайней мере главной массы зерен) мы имеем один
минеральный индивид или, вернее сказать, одно кристалличе-
ское зерно как самостоятельную структурную единицу. Это подтвер-
ждается исследованием оптических свойств минералов при скрещенных
николях. Агрегат этих зерен как раз и характеризует структуру
породы.
Наиболее обычная картина строения сульфидной руды, наблю-
дающаяся в полированных шлифах при изучении под микроскопом
в отраженном свете, показана на рис. 9. Здесь представлены скопления
следующих минералов: галенита, сфалерита, халькопирита и кварца.
С первого взгляда строение этой руды до некоторой степени напоминает
34
обычную зернистую структуру, подобную той, что изображена на рис. 8.
Однако при ближайшем изучении мы заметили бы нечто другое. Уже
на галенитовом «зерне» (вверху
слева) различная ориентиров-
ка треугольных фигур выкре-
щивания, наблюдающихся в
разных его местах, заставляет
подозревать, что это «зерно»
не представляет собой единого
самостоятельного индивида,
а скорее является м о н о м и-
неральным агрегатом
зерен. То же самое можно ска-
зать и про участок галенита,
расположенный в нижней части
рис. 9. Если бы мы попытались
произвести так называемое
структурное травление, то лег-
ко убедились бы в этом. Это же
относится и к мономинераль-
ным участкам сфалерита и
халькопирита с той лишь раз-
ницей, что для них мы имеем
несколько другие формы и
размеры зерен, составляющих
каждый данный мономинераль-
ный агрегат.
Таким образом, в целом
Рис. 8. Гипидиоморфнозернистая структура
кварцевого диорита. Заштрихованное в
клетку — роговая обманка. Зерна с поли-
синтетическими двойниками — плагиоклазы,
белое — кварц. Прозрачный шлиф. X 25
строение рассматриваемой рудной массы
Рис. 9. Строение рудной массы в полированном
шлифе под микроскопом в отраженном свете.
Белое с черными треугольниками — галенит;
заштрихованное в клетку — сфалерит; белое
справа — халькопирит; черное — кварц. X 25
представлено сочетанием мо-
номинеральных агрегатов.
Иначе говоря, рудные мине-
ралы, распределяясь в про-
странстве очень неравномер-
но, образуют резко выра-
женные скопления в виде от-
дельных участков, каждый
из которых характеризуется
своей структурой1. Следова-
тельно, в данном случае мы
имеем дело не с чем иным,
каке микротекстурой.
Подобные текстуры имеют
чрезвычайное распростране-
ние преимущественно в суль-
фидных рудах гидротермаль-
ного происхождения. Раз-
меры мономинеральных уча-
стков варьируют в широких
пределах. То, что изображе-
но на рис. 9, может наблю-
даться макроскопически в
пределах полированного
штуфа руды и даже в за-
1 Такие структуры моиоминеральиых масс в
ними структурами».
3*
минераграфии назывались «внутреи-
35
боях горных выработок, как это хорошо известно рудничным геолога.'
При этом мы имеем в виду те случаи, когда не устанавливаются каки(
либо признаки, которые указывали бы на наложение одних стадий мин.
рализации на другие, т. е. минеральные массы возникли в одну стади
минерализации.
Чем можно объяснить такого рода сочетание мономинеральны
агрегатов в сульфидных рудах? Экспериментальные исследования усл<
вий кристаллизации «сухих сульфидных расплавов», проведений
Г. Г. Уразовым и его сотрудниками, показывают, что кристаллизаци
отдельных сульфидов протекает строго последовательно, по закон
эвтектики. То же самое имеет место и при кристаллизации минералов и
водных растворов. Однако ничего похожего мы не наблюдаем в наши
рудах.
Строение руд напоминает пятнистые текстуры, встречающиес
иногда и в изверженных горных породах. Возникновение таких тексту
в магматических породах объясняют тем, что перед моментом кристал
лизации отдельные участки в силу тех или иных причин имели неодима
ковый химический состав (например, при ассимиляции обломков чуж
дых по составу пород), что и сказалось на различии минерально!',
состава при затвердевании жидких расплавов. В рудах, обладающи:
подобной же текстурой, еще резче выступает различие вещественной
состава и распределения металлов в отдельных участках: в нашем при
мере (см. рис. 9) мы видим, что в одних участках сосредоточен вес!
или почти весь свинец, в других — цинк, в третьих — медь и железе
и т. д.
Столь неравномерное распределение минералов в пределах забо?
горной выработки и даже в пределах штуфа или шлифа часто с образо
ванием мопоминеральных скоплений говорит, как это уже давно указы
валось (Бетехтин, 1934), о том, что диффузия элементов в момент кри
сталлизации растворов фактически отсутствовала. В противном случае
концентрация компонентов в растворе была бы выровнена, и в резуль
тате его кристаллизации происходило бы равномерное распределение
минералов в рудах подобно тому, как это наблюдается в гранитах и вс
многих других интрузивных полнокристаллических породах.
Выпадение сернистых соединений металлов из гидротермальных рас-
творов согласно современным представлениям, во многих .случаях про-
исходит в коллоидном состоянии (в условиях сильно затрудненной диф-
фузии элементов) с последующей перекристаллизацией коагулятов с об-
разованием зернистых агрегатов. Об этом нередко свидетельствуют
наблюдаемые иногда в полированных шлифах реликты колломорфных
образований более устойчивых минералов, таких, как пирит, касситерит
и др. В месторождениях относительно молодого возраста, образовав-
шихся в близповерхностных условиях, колломорфные текстуры гораздо
более обильны. Иногда руды состоят почти сплошь из колломорфных об-
разований. Разумеется, эти явления могут происходить лишь в усло-
виях резкого пересыщения растворов, которое, как известно, чище всего
наступает в результате химических реакций обменного разложения с об-
разованием труднорастворимых продуктов этих реакций. Соединения,
которыми раствор слабо пересыщен, естественно, выпадают тут же в виде
первично образованных кристаллов или кристаллических зерен.
Таким образом, во многих случаях при изучении сульфидных руд
мы должны иметь в виду, что в сущности нам приходится иметь дело
с перекристаллизованными мономинеральными или полиминеральными,
отличающимися друг от друга по составу массами. Кроме таких простых
структур, в рудах гидротермального происхождения широко развиты
36
более сложные по рисунку структуры, близкие, как это подметил еще
И. Ф. Григорьев (1928), к структурам метаморфических горных пород,
хотя по геологическим условиям образования мы часто не имеем здесь
сколько-нибудь значительного тождества. Большую, если не главную,
роль в образовании таких структур играет способность рудных веществ
легко перегруппировываться в твердом состоянии.
С этим связано одно важное положение, которое мы должны учи-
тывать при анализе возрастных соотношений между минералами. Если
пользоваться обычными критериями относительного идиоморфизма от-
дельных минералов, слагающих мономинеральные участки (см. рис. 9),
то можно было бы признать, что наиболее идиоморфным (т. е. наиболее
ранним выделением) является кварц, затем сфалерит и, наконец, галенит
и халькопирит (взаимоотношения между двумя последними минералами
в данном случае не ясны). Однако следует принять во внимание, что мы
имеем дело с продуктами перекристаллизации первично отложенного
вещества. В таком случае наблюдаемый порядок идиоморфизма между
минералами, особенно сульфидами, отнюдь не свидетельствует о порядке
их выделения из раствора, а лишь о последовательности кристаллизации
минералов в твердом состоянии в связи с перегруппировкой вещества
в процессе диагенезиса отложенных руд.
В этом мы можем видеть некоторую аналогию с так называемыми
кристаллобластическими рядами метаморфических горных пород, что
вполне понятно, так как минералообразование происходит в сущест-
венно иных условиях, а именно в полутвердой или твердой среде в про-
тивоположность кристаллизации жидкостей (расплавов и водных раство-
ров). При процессах перегруппировки и перекристаллизации вещества
большую роль, кроме температуры и давления, как известно, играют
химические свойства самих новообразований, присутствие минерализато-
ров и кристаллизационная способность минералов, что и обусловливает
в большинстве случаев порядок идиоморфизма возникающих минералов.
Еще одну особенность следует иметь в виду при изучении руд в по-
лированных шлифах в отраженном свете. Наиболее широко распростра-
ненные рудные минералы, такие, как пирит, сфалерит, галенит, блеклые
руды, самородное золото, магнетит и др., в отличие от главных породо-
образующих минералов (кварц, полевые шпаты, амфиболы, пироксены,
слюды, хлориты и др.) являются оптически изотропными. Дру-
гие минералы, как халькопирит, станнин и др., обладают слабо выра-
женной оптической анизотропией. И лишь менее распространенные и
редко встречающиеся минералы — пирротин, миллерит, никелин, молиб-
денит и др. — являются явно анизотропными минералами.
Поэтому для определения степени зернистости мономинеральных
участков, для выяснения порядка идиоморфизма различных по составу
минералов и для установления типа структуры данного минерального
агрегата мы не можем воспользоваться применением поляризованного
света. G этой целью приходится прибегать к другим методикам исследо-
вания, чаще всего к так называемому структурному травлению. Без этого
мы не в состоянии выявить структурные особенности изучаемых мине-
ральных агрегатов. Это нетрудно «оказать на следующем простом
примере.
На рис. 10,а изображен тот случай минеральных срастаний, когда
среди сплошной массы одного минерала (в данном случае галенита) мы
имеем включения другого минерала (в нашем примере сфалерита). При
этом включенный минерал — сфалерит—-имеет явные кристаллографи-
ческие очертания и, по-видимому, представлен в виде отдельных индиви-
дов. Но мы не знаем, вернее, не видим без травления особенностей строе-
37
ния вмещающей галенитовой массы. Здесь могут иметь место следующие
три случая.
1. Все поле рисунка представлено одним или несколькими крупными
неделимыми зернами галенита, как это показано на рис. 10,6. В таком
случае зерна сфалерита являлись бы не чем иным, как пойкилитовыми
включениями в крупных галенитовых зернах. Иными словами мы имели
бы пойкилитовую структуру.
Рис. 10. Схема, иллюстрирующая различные структуры биминеральиых
руд в зависимости от соотношения размеров минеральных зерен
2. Галенитовая масса представляет собой агрегат кристаллических
зерен, причем размеры этих зерен примерно того же порядка, что и раз-
меры кристаллов сфалерита (рис. 10, в). Тогда перед нами была бы ти-
пичная гипидиоморфнозернистая структура с идиоморфными
зернами сфалерита и ксеноморфными — галенита.
3. Галенит представлен агрегатом мелких кристаллических зерен, на
фоне которого явно бросаются в глаза относительно крупные кристаллы
сфалерита (рис. 10, г). Если бы с помощью структурного травления убе-
дились в том, что сфалеритовые зерна действительно представлены от-
38
дельными индивидами, тогда мы имели бы типичную порфиров ид
н у ю структуру агрегата в целом.
Отсюда совершенно очевидно, что в подобных случаях без знанщ
строения вмещающей массы мы не в состоянии определить структур)
наблюдаемого агрегата. При исследовании структур горных пород или
агрегатов, состоящих из нерудных минералов (кварца, карбонатов, ба-
рита и пр.), пользуются обычно изучением прозрачных шлифов при
-скрещенных николях, тогда как при изучении руд, состоящих обычно из
непрозрачных минералов и к тому же оптически изотропных, приходится
прибегать к специальным методикам исследования.
Рис. 11. Вкрапленность хромита в серпентинизироваином дуните.
Хабарнинский массив. Прозрачный шлиф. Снято без анализатора. X 10
Как бы то ни было, наблюдаемые в рудах мономинеральные агре-
гаты обычно имеют кристаллически-зернистую структуру, выявляемую
либо при скрещенных николях (если минерал обладает оптической ани-
зотропией) , либо с помощью структурного травления или иным способом.
Как правило, в этих агрегатах присутствуют примеси каких-либо акцес-
сорных минералов, например, мельчайшие включения серебросодержащих
минералов в галенитовой массе, включения пирита и тетраэдрита
в халькопирите и т. д.
Очень часто количество включений других минералов приобретает
столь существенное значение, что агрегат приходится называть бимине-
ральным или полиминеральным. В этих случаях разные минералы обычно
обладают различными относительными размерами и различной степенью
идиоморфизма, что, естественно, отражается на характере самой струк-
туры. Остановимся в связи с этим на рассмотрении нескольких конкрет-
ных примеров структур различных типов руд.
Относительно более однородными структурами обладают прежде
всего вкрапленные руды магматического происхождения в изверженных
горных породах. Таковы, например, вкрапленники хромита в дунитах
(рис. 11), титаномагнетита в пироксенитах или габбро, лопарита в луя-
39
вритах и др. Структуры этих руд имеют много общих черт со структу-
рами интрузивных пород.
В случаях равномерной вкрапленности взаимоотношения рудных и
нерудных минералов нетрудно изучить по 1—2 прозрачным шлифам.
Следует указать, между прочим, что в данном случае, как и во многих
других, когда в составе руд в значительных количествах принимают уча-
стие нерудные минералы, невозможно обойтись без параллельного изуче-
ния их в тонких шлифах в проходящем свете. В случаях сложного со-
става руд приходится изготовлять тонкие шлифы с одной полированной
Рис. 12. Петельчатая микротекстура хромитовой руды из Хабарнин-
ского массива (Южный Урал). Черное — хромшпннелид. Светлое —
серпентин с остатками оливина (рельефные зерна). Прозрачный шлиф.
Снято без анализатора. X 40
поверхностью с тем, чтобы взаимоотношения между минералами можно
было изучать как в проходящем, так и в отраженном свете.
Вопрос о возрастных взаимоотношениях минералов даже в рудах
магматического происхождения, несмотря на общее сходство структурных
особенностей руд и горных пород, все же не столь простой, как это
может показаться с первого взгляда. Признаки идиоморфизма минера-
лов, к которым обычно прибегают петрографы при изучении горных по-
род, здесь мы во многих случаях должны применять с осторожностью,
чтобы не впасть в ошибки при выводах. Можно привести следующий
наглядный пример (рис. 12).
На микрофотографии прозрачного шлифа тонкозернистой вкраплен-
ной хромитовой руды мы видим неравномерное распределение явно
идиоморфных зерен хромшпинелидов, образующих в сущности петель-
чатую микротекстуру руды. Среди светлой серпентиновой массы сохра-
нились рельефно выступающие остатки оливиновых зерен. Изучение их
при скрещенных яиколя.х показывает, что в пределах светлых пятен, со
всех сторон окруженных мелкими зернами хромшпинелидов, они гаснут
одинаково, т. е. принадлежат к остаткам сравнительно крупных инди-
40
видов оливина. Поскольку внутри оливиновых зерен мы не наблюдаем
включений хромшпинелидовых кристаллов, можно прийти к выводу
о том, что первыми начали кристаллизоваться оливиновые зерна и лишь
в конце их кристаллизации относительно быстро выкристаллизовались
рудные зерна (если учесть явно идиоморфные их очертания). Таким
образом, порядок кристаллизации минералов в данной руде отличается
от того порядка, который можно было бы установить, основываясь только-
на степени идиоморфизма минералов без учета их пространственного
распределения.
Рис. 13. Структура вкрапленной хромитовой руды.
Хорошо видны очертания бывших зерен оливина,
замещенных серпентином. Халиловское месторождение.
Прозрачный шлиф. X 32
На другой микрофотографии (рис. 13) изображены несколько иные-
взаимоотношения хромшпинелидовых зерен с зернами оливина. Оливцн
здесь полностью серпентинизирован, но не подвергся динамическим
воздействиям, и потому хорошо видны реликтовые очертания зерен. Есди
внимательно рассмотреть взаимоотношения этих минералов, го можно
легко заметить, что местами оливин обладает большей степенью идио-
морфизма по отношению к хромшпинелидам (отдельные зерна последних
как бы оконтуривают частично границы сформировавшихся зерен оли-
вина), а местами, наоборот, рудные зерна более идиоморфны по отноше-
нию к оливину. Такие взаимоотношения минералов в целом свидетельст-
вуют о более или менее одновременной кристаллизации их.
Описаны также случаи (Бетехтин, 19372), когда почти в сплошных
рудах крупные зерна хромшпинелидов заключают в себе, особенно
в периферических участках, хорошо образованные, свежие (т. е. несер-
пентинизированные) мелкие кристаллики оливина. Это, очевидно, указы-
вает на то, что кристаллизация оливина началась относительно поздно
и мелкие зародышевые кристаллики его захватывались массой хромшпи-
41
нелидов в конечные моменты их кристаллизации. Косвенно на это ука-
зывает тот факт, что ксеноморфные зерна оливина, образовавшиеся
в интерстициях между зернами хромшпинелидов!, обладали значительно
более крупными размерами, нежели включения, как об этом можно
судить по реликтовым признакам серпентинизации оливина. Включения
кристалликов оливина в хромшпинелидовых зернах сохранились све-
жими потому, что они были защищены от процесса серпентинизации
дунита.
Что касается сплошных, почти мономинеральных хромитовых, ти-
тано-магнетитовых и других руд магматического происхождения, то
Рис. 14. Идиоморфные зерна оливина (серое) и плагиоклаза (при-
зматические кристаллы) в пирротино-пентландитовой массе (белое).
Норильское месторождение. Полированный шлиф. X 40
структуры их обычно не отличаются от структур мономинеральных гор-
ных пород, например, дунитов, плагиоклазитов, амфиболитов и др.,
содержащих те или иные акцессорные минералы. Для них характерны
те же панидиоморфнозернистые или аллотриоморфнозернистые струк-
туры, выявляемые в полированных шлифах путем травления или какими-
либо другими способами. В тех местах, где количество нерудных мине-
ралов значительно возрастает, мы наблюдаем переходы к гипидиоморф-
нозернистым структурам, причем идиоморфными могут быть либо
рудные минералы, например, в хромитовых рудах, либо силикаты, напри-
мер, в титаномагнетитовых и сульфидных рудах (рис. 14).
Немало общих черт со структурами осадочных и метаморфических
горных пород мы встречаем также в рудах осадочного происхождения
или в месторождениях, подвергшихся процессам регионального метамор-
физма. Таковы, например, структуры пластовых сидеритовых или сиде-
рито-шамозитовых руд, некоторых карбонатных марганцевых руд, желе-
зистых кварцитов, железно-слюдковых сланцев (итабиритов) и т. д.
При процессах регионального метаморфизма, особенно в условиях
стресса, многие сульфидные минералы, обладающие небольшой твер-
достью (халькопирит, галенит, пирротин, сфалерит и др.), способны под-
42
вергаться не только пластической деформации, но и переотложению с об-
разованием обогащенных участков.
В результате образуются руды, характеризующиеся вторичными
структурно-текстурными особенностями, среди которых обычно не уста-
навливается никаких реликтовых особенностей строения первоначально
отложенных руд. По внешнему виду такие метаморфизованные руды
почти не отличимы от руд типичных гидротермальных месторождений,
не измененных метаморфизмом. Не останавливаясь подробно на этом
вопросе, мы приведем один пример структуры нацело метаморфизован-
ных сульфидных руд.
Рис 15. Полосчатая текстура руды. Слева — часть халькопиритовой полосы;
крупные зерна пирита богаты включениями халькопирита. Справа — часть
пирито-сфалеритовой полосы с более мелкими кристаллами пирита. Место-
рождение Левиха II (Средний Урал). По А. Г. Бетехтииу. X 27
В колчеданных месторождениях Урала, подвергшихся региональному
метаморфизму в условиях одностороннего давления при относительно
малой нагрузке вышележащих пород, часто наблюдаются тонкополосча-
тые текстуры руд. В основном они характерны для руд, содержащих в су-
щественных количествах халькопирит и сфалерит, т. е. минералы, срав-
нительно легко поддающиеся пластическим деформациям. Как экспери-
ментально показала Т. Н. Шадлун (1949), в таких рудах в условиях
одностороннего давления происходит не только пластическая деформа-
ция минералов с низкой твердостью, сопровождающаяся перекристал-
лизацией вещества в твердом состоянии, но и текучесть их с образова-
нием тонких полос, ориентированных нормально к направлению дав-
ления
Изучение этих полос в полированных шлифах из природных образ-
цов метаморфизованных колчеданных руд показывает, что каждая по-
лоса отличается по своему составу и характеризуется своими особенно-
стями структуры. На микрофотографии (рис. 15) изображена граница
двух рудных полос, одна из которых представлена преимущественно
43
агрегатом халькопирита, пирита и кварца, а другая — сфалерита, пирита
и кварца. Несмотря на то, что пирит встречается в обоих минеральных
агрегатах (халькопиритовом и сфалеритовом), его морфологические осо-
бенности и размеры все же существенно различны.
В полосах, характеризующихся преимущественным распростране-
нием сфалерита, он более мелкозернистый и обладает более правильными
очертаниями зерен, близкими к кристаллографическим. Однако в халько-
пиритовых полосах пирит представлен в виде относительно крупных зе-
рен не совсем правильной формы и притом содержит многочисленные
включения халькопирита внутри зерен.
Рис. 16. Неравнозернистая структура халькопирита (серое разных
оттенков). Белые идиоморфные зерна — пирит. Черное—пустоты.
Месторождение Николаевское. По Т. Н. Шадлун. Полированный шлиф.
Протравлено. X 85
По всей вероятности, на условиях формирования зерен пирита в по-
лосах разного состава сказалось влияние химического состава и физиче-
ских свойств вмещающей их среды. Как бы то ни было, в обоих случаях
мы имеем довольно простые гипидиоморфнозернистые структуры, из
которых нетрудно видеть, что пирит в процессе метаморфической диффе-
ренциации сульфидов образовался ранее других минералов.
Структуры руд не метаморфизованных гидротермаль-
ных месторождений гораздо более существенно отличаются от
структур горных пород, как изверженных, так и гидротермально изме-
ненных. Эти отличия в основном, сводятся к следующему.
Прежде всего, как уже указывалось- ранее, минералы в рудах рас-
пределены крайне неравномерно. Это относится не только к рудному телу
в целом, но и к отдельным минеральным агрегатам, слагающим руды.
Пестроту строения минеральных агрегатов мы очень часто наблю-
даем даже в полированных шлифах, изготовленных из участков руды,
казалось бы внешне однородных, на площади всего в несколько квадрат-
ных миллиметров. На приводимой микрофотографии (рис. 16) показан
результат структурного травления халькопиритовой массы, содержащей
44
мелкие акцессорные включения пирита. До травления халькопирит к.
зался совершенно однородной сплошной массой, а после травлен»
в парах царской водки отчетливо выявилось его зернистое строени
Весьма характерно, что структура халькопиритовой массы резко меняете
даже на ничтожных расстояниях. Наряду с довольно крупными зернам
халькопирита мы наблюдаем переходы в тонкозернистые агрегаты. Пр
этом не удается выявить какие-либо возрастные различия между грубс
зернистыми и тонкозернистыми участками халькопиритовой массы.
Ту же картину мы наблюдаем и для акцессорных включений пиритг
Мало того, что идиоморфные зерна этого минерала беспорядочно распре
делены по шлифу, встречаясь то внутри, то по периферии зерен халькс
пирита, но и размеры их меняются в относительно широких пределах
Местами мы видим единичные, иногда хорошо образованные кристалле
пирита, местами он наблюдается в виде скоплений мелких зерен наряд;
с более крупными.
Такого рода крайне неравномернозернистые структуры, особенш
сульфидных руд, согласно современным представлениям в области про
цессов рудообразования, являются результатом кристаллизации из кон
центрированных коллоидных растворов, в -которых диффузия ионое
отдельных элементов настолько затруднена, что не в состоянии вырав
ниваться даже на коротких расстояниях. Этим именно обусловливается
столь неравномерная концентрация различных химических элементов
перед моментом кристаллизации, что в результате возникают неравно-
мернозернистые структуры и спорадическое распределение кристаллизую-
щихся минералов.
Обычно в таких случаях участки кристаллически-зернистых руд со-
провождаются типичными колломорфными образованиями тех же
минералов в других местах рудной массы.
Подобные описанному случаи неравномерных тонкозернистых струк-
тур чрезвычайно характерны для гидротермальных месторождений, обра-
зовавшихся в близповерхностных условиях, т. е. в условиях низкого дав-
ления и быстрого падения температуры. Однако то же самое имеет
место и для более грубозернистых структур руд, возникших в более
глубинных условиях. В них также неравномерно распределяются как
рудные, так и нерудные минералы. Очень часто важные в промышленном
отношении рудные минералы бывают сосредоточены лишь в отдельных
участках рудной массы. Необходимо подчеркнуть, что в гидротермаль-
ных месторождениях, которые в количественном отношении составляют
главную массу всех рудных месторождений, это явление чрезвычайно
широко распространено.
Поэтому при изучении структур руд с целью выявления возрастных
соотношений между рудообразующими минералами приходится выбо-
рочно подвергать исследованию участки руд, содержащие интересующие
нас минералы, но с обязательным учетом пространственного их распре-
деления во всей рудной массе.
Иначе говоря, для пашей цели важно изучить минеральные
срастания, т. е. взаимоотношения минералов во всех комбинациях,
встречающихся в данной руде. Только таким путем мы можем подойти
к правильному решению вопроса о последовательности образования ми-
нералов. Однако это отнюдь не означает того, что мы не должны интере-
соваться структурными особенностями основной массы руды, хотя бы и
не содержащей интересующих нас редко распределенных минералов.
Эти особенности структур руд имеют бесспорное значение для выяснения
условий их образования и процессов, происходивших .при рудообразо-
вании.
45
В качестве примера, иллюстрирующего эти положения, можно при-
вести результаты изучения довольно оригинального медно-молибдено-
вого месторождения Кукисвумчорр (Кольский полуостров), залегаю-
щего в виде жил в нефелиновых сиенитах. Руды в основном представлены
почти сплошной явнозернистой пирротиновой массой с подчиненным
количеством халькопирита, иногда сфалерита, альбита, графита и дру-
гих минералов. Местами наблюдаются скопления чешуек молибденита.
Шлифы, изготовленные из пирротино-халькопиритовых и молибденито-
носных участков руды, показывают, что по взаимоотношениям главных
минералов (по признакам степени их идиоморфизма) трудно сказать,
который из них кристаллизовался раньше. Однако, судя по тому факту,
что зерна халькопирита, как правило, располагаются в стыках между
зернами пирротина, обладающего более крупными размерами (рис. 17),
можно считать, что халькопирит кристаллизовался относительно позднее.
Что касается молибденита, то этот минерал в виде идиоморфных пластин-
чатых кристалликов (в разрезе в виде «игл») наблюдается внутри зерен
пирротина,' вдоль их границ соприкосновения, но особенно обильны его
скопления в зернах халькопирита или около них. Однако нельзя сказать,
чтобы все выделения халькопирита обязательно содержали включения
молибденита или сопровождали его. Изучение минеральных срастаний
в целом приводит к выводу о том, что молибденит среди сульфидов кри-
сталлизовался первым. Беспорядочность его распределения в пирротипо-
вой руде обусловлена, очевидно, неравномерным распределением ионов
молибдена в растворе в момент его кристаллизации.
Рассмотрим еще один простой пример минеральных срастаний в ру-
дах Балейского золоторудного месторождения. В целом эти руды пред-
ставлены чрезвычайно тонкозернистым кварцем с явными признаками
полосчатых колломорфных или метаколлоидных образований. Самород-
ное золото встречается спорадически, образуя местами небольших
размеров богатые золотом гнезда в виде топкораспыленных зернышек.
На рис. 18 приведена микрофотография относительно более грубозерни-
стого агрегата кварца, образовавшегося, очевидно, из растворов с по-
ниженной концентрацией компонентов (вероятно, остаточных растворов).
На микрофотографии великолепно видна гипидиоморфнозернистая струк-
тура. Кварц часто в виде идеально образованных кристалликов (что осо-
бенно хорошо заметно в центре снимка) как бы цементируется выделе-
ниями самородного золота. Последовательность выделения минералов
очевидна сама собой.
Из экзогенных месторождений наибольшей изменчивостью мине-
ральных срастаний характеризуются руды зон окисления, особенно
сульфидных месторождений. С. С. Смирнов (1955), детально изучавший
окисленные руды самых различных типов рудных месторождений, пишет
следующее: «Сложность и чрезвычайное разнообразие физико-химиче-
ских условий в различных пунктах зоны окисления и быстрая изменчи-
вость этих условий во времени ведут к чрезвычайно большому разнооб-
разию текстур и структур окисленных руд». «Что касается структур окис-
ленных руд, то здесь трудно выделить что-нибудь особенно специфичное.
Можно отметить... крайнюю пестроту этих структур, меняющихся
иногда чрезвычайно резко на ничтожных расстояниях».
Особенно сильно меняется степень зернистости образующихся в зоне
окисления минеральных агрегатов. Даже в мономинеральных агрегатах
в шлифах под микроскопом мы часто можем наблюдать смену колло-
морфных, нередко порошковатых или охристых масс, скрыто- и явнокри-
сталлическими агрегатами, кончающимися в пустотах друзами мелких,
но хорошо образованных кристалликов часто в тесной смеси с хлопьевид-
46
Рис. 17. Включения молибденита (белое) в пирротине (темно-серое)
и халькопирите (серое). Черное — нерудные минералы. Месторождение
Кукисвумчорр По А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. Николи
скрещены. X 70
Рис. 18. Идиоморфизм зерен кварца (черное) по отношению к золоту
(белое). Балейское месторождение. По А. Г. Бетехтину. Полированный
шлиф. X 102
ними осадками. Все это свидетельствует о резкой изменчивости степени
пересыщения поверхностных растворов соединениями, возникающими при
химическом разложении эндогенных минералов первичных руд. При про-
цессах выветривания, как известно, наибольшую роль играют реакции
•окисления н гидролиза, в результате которых и выпадают труднораство-
римые преимущественно кислородные соединения. Именно благодаря
этому (т. е. трудной растворимости возникающих соединений) легко соз-
дается резкое и притом неравномерное в разных точках пересыщение
растворов, чем и обусловливается крайняя неравномерность зернистости
•образующихся минеральных агрегатов.
Подводя итог, мы должны подчеркнуть, что под структурой
руды подразумеваются те же особенности строения минеральных агре-
гатов, что н для горных пород, т. е. те структурные части их, которые
•обусловливаются формой, размерами и способом сочетания к р и с т а л-
л и чес кн х зерен, слагающих данный минеральный агрегат. Лишь
для руд осадочного происхождения структурной единицей могут являться
также обломочные зерна, органические остатки и пр.
Вместе с тем следует иметь в виду, что в подавляющей массе слу-
чаев как вследствие неравномерности распределения рудообразующих
минералов, так и вследствие меняющейся на коротких расстояниях сте-
пени зернистости минеральных агрегатов, к определению структур в ру-
дах нельзя подходить так же строго, как это мы делаем для горных по-
род, характеризующихся несравненно более равномерным распределе-
нием породообразующих минералов, на что совершенно справедливо
указал еще в 1928 г. И. Ф. Григорьев. Иначе говоря, структуры руд,
в противоположность горным породам, не являются каким-либо опреде-
ляющим признаком строения минеральных агрегатов. Для некоторых
горных пород структура их настолько типична, что в наименовании струк-
тур нашли отражение названия самой породы (например, диабазовая
структура, гранитная структура и др.). Этого мы никак не можем сказать
про названия структур руд.
Тем не менее изучение структурных особенностей руд, в частности
минеральных срастаний, как мы видели, имеет очень важное
значение для выявления закономерностей сочетания минералов и после-
довательности их образования. Хотя эти срастания в силу неравно-
мерности распределения минералов нередко приходится изучать в разных
местах данного минерального агрегата, все же в целом этим путем мы
получаем ценные данные об условиях кристаллизации руд.
Текстуры руд. Текстуры, т. е. те особенности строения минераль-
ных масс, которые характеризуются сочетанием различных по составу
и структуре агрегатов, в рудах, в отличие от горных пород, необы-
чайно широко распространены во всех типах рудных
месторождений. В таких минеральных телах, обладающих, как пегма-
титы, весьма крупнокристаллическими массами, текстурные особенности
наблюдаются непосредственно в забоях. В большинстве рудных место-
рождений они могут быть изучены на полированных штуфах руд. В ру-
дах сложного состава н тонкого строения широко развиты микротек-
стуры, наблюдаемые в полированных шлифах руд под микроскопом.
Для подавляющего большинства горных пород, как уже указывалось
в предыдущей главе, преимущественно распространены так называемые
«однородные» или «массивные» текстуры, представленные в сущности
одним минеральным агрегатом, занимающим часто обширные прост-
ранства интрузивных, осадочных или метаморфических горных пород.
Рудные тела, генетически с ними связанные, отличаются несравненно
меньшими размерами и гораздо более сложным строением.
48
Некоторое сходство текстур руд и горных Пород устанавливается
для собственно магматических месторождений и вмещающих их материн-
ских изверженных пород. Таковы, например, текстуры многих хромитовых
залежей, а также титаномагнетитовых, апатито-нефелиновых, лопарито-
вых и некоторых других месторождений магматического происхождения.
В рудах этих месторождений, кроме однородных текстур, иногда наблю-
даются пятнистые, полосчатые, иногда брекчиевидные текстуры, свиде-
тельствующие не только о неравномерном распределении рудных скоп-
лений в магматических горных породах, но и о возрастных различиях
минеральных агрегатов.
Много общего между собой имеют текстуры осадочных и метаморфи-
ческих горных пород и руд.
Рис. 19. Слоистая текстура окисленных карбонатных руд в мергеле.
Бурштынское месторождение (Западная Украина). По П. Ф. Андрущенко.
4/s иат. вел.
В осадочных рудах, так же как и в горных породах осадочного
происхождения, образование текстур руд находится в зависимости от
условий процесса отложенйя химических осадков, механического обло-
мочного материала (в том числе и органогенных остатков), а также от
диагенетических изменений, приводящих к перегруппировкам вещества
в осадках. Для осадочных руд широко распространены тонко-или грубо-
слоистые текстуры (рис. 19), характеризующиеся последовательной
перемежаемостью прослоев, отличающихся друг от друга по составу или
структурным особенностям. Характерной особенностью некоторых оса-
дочных месторождений является наличие конкреционных текстур. В одних
случаях конкреционные образования возникают в процессе свертывания
коллоидных веществ во взвешенном состоянии в водной среде (например,
гидроокислов марганца), в других они образуются в процессе диагене-
зиса осадков (таковы, например, пирито-марказитовые или сидеритовые
конкреции в песчано-глинистых отложениях).
Текстуры, наблюдающиеся в метаморфических или, вернее, метамор-
физованных месторождениях, первоначально сформировавшихся в усло-
виях экзо- или эндогенных процессов рудообразования, в значительной
мере своим происхождением обязаны тем перегруппировкам минераль-
ных масс, которые сопровождают региональный метаморфизм. В слабо
метаморфизованных осадочных месторождениях (например, железа и
марганца), несмотря на изменения и перекристаллизацию минерального
4 Зак. 153 49
Состава руд, обычно хорошо сохраняются Основные признака слоистых
текстур осадочных руд. Примером может служить месторождение Кара-
джал (Центральный Казахстан). Явления переотложения минерального
вещества вдоль трещин разрыва наблюдаются сравнительно редко.
В сильно метаморфизованных месторождениях устанавливаются
гораздо более существенные изменения реликтовых текстурных особен-
ностей руд нередко с образованием тонкоплойчатых, иногда брекчиевид-
ных и других типов текстур, отражающих динамические воздействия,
обусловленные тектоникой. Кроме того, нередки случаи выщелачивания
одних минеральных веществ и накопления других с образованием сплош-
ных руд подобно тому, как это имеет место в железистых кварцитах
Криворожского бассейна. Особенно легко происходит перегруппировка
минерального вещества в месторождениях сульфидных руд.
Гораздо большее разнообразие текстурных особенностей руд наблю-
дается в контактово-метасоматических и, особенно, в гидротермальных
месторождениях. Следует заметить, что горные породы, обязанные своим
происхождением гидротермальным процессам, встречаются сравнительно
редко (если не считать гидротермально измененных их разновидностей).
К числу их можно отнести редко встречающиеся гигантские дайкообраз-
ные кварцевые жилы, практически не содержащие полезных ископаемых
(например, в районах северной Канады), карбонатиты (доломитовые и
магнезитовые породы) гидротермально-метасоматического происхожде-
ния, иногда гипс и ангидрит также метасоматического происхождения
(таковы, например, огромные массы эндогенных сульфатов в Морокоча
в Перу) и некоторые другие. Текстурные особенности таких пород го-
раздо проще по сравнению с тем, что наблюдается в гидротермальных
рудных месторождениях.
В контактово-метасоматических образованиях (контактовых рого-
виках и скарнах) под влиянием воздействия пневматолитических погонов
магмы возникают метасоматические породы и руды (главным образом
магнетитовые) с грубо выраженными текстурами и очень редко наблю-
дающимися остатками замещаемых пород. Однако по мере смены пнев-
матолитического этапа гидротермальным, т. е. по мере наложения гидро-
термальных образований на более ранние метасоматические отложения,
картина строения скарнов и руд существенно меняется. Ранние силикаты,
такие, как гранаты, геденбергит и др., подвергаются замещению гидро-
термальными минералами — эпидотом, хлоритами, кварцем, кальцитом,
нередко в сопровождении вкрапленных сульфидов железа и меди. В гид-
ротермальный этап среди зон скарнов в одних месторождениях обра-
зуются кварц-шеелитовые или молибденитовые руды, в других — сфале-
рито-галенитовые или медносульфидные руды, развивающиеся либо ме-
тасоматическим путем за счет силикатов или магнетита, либо в виде
секущих прожилков (рис. 20) иногда с образованием ленточных, брек-
чиевидиых и прочих текстур. Само собой понятно, что гидротермальные
руды, как результат проявления более позднего этапа послемагматиче-
ской деятельности, часто прослеживаются за пределами скарновых или
контактово-измененных пород.
На текстурных особенностях руд гидротермальных месторождений
сказывается влияние многочисленных и притом разнообразных факторов,
как геологических, так и физико-химических.
Весьма существенный отпечаток на текстуры руд накладывает спо-
соб отложения минеральных веществ: путем выполнения полостей, воз-
никших при процессах трещинообразования, или (преимущественно) пу-
тем замещения боковых пород, более или менее легко химически
реагирующих с гидротермальными растворами.
50
Рис. 20. Прожилки сульфидов (белое) в магнетитовой массе (темно-
серое). Турьинское месторождение. Приполироваиный штуф. Vs нат. вел.
Рис. 21. Сеть прожилков халькопирита (белое),
выполняющих трещины растрескивания в габбро-
диабазе (темно-серое). Норильское месторождение.
Vs нат. вел.
Во многих случаях наряду с выполнением трещинных полостей,
возникших в результате разрыва или скалывания, минеральные вещества
откладываются вдоль сети сопровождающих мелких трещин в боковых
породах. Таковы, например, жильные или прожилковые, сетчатые, иногда
решетчатые текстуры (рис. 21).
4* 51
Своеобразные текстуры наблюдаются в tex блучайх, КогДа трещин-
ные полости наполняются обломками боковых пород, попадающих
в рудоносные растворы, циркулирующие в момент трещинообразования.
Таким путем образуются брекчиевые, брекчиевидные, кокардовые и им
подобные текстуры.
При процессах метасоматоза в зависимости от того, насколько легко
происходят химические реакции между гидротермальными растворами
и вмещающими породами, могут образоваться самые различные тек-
стуры, начиная от сплошных или массивных и кончая вкрапленными
или прожилковыми. Если вмещающие породы представлены слоистыми
отложениями, содержащими прослои с различной податливостью воз-
действию рудоносных растворов, то в результате избирательного замеще-
ния возникают руды полосчатой текстуры, отражающей реликтовую
слоистость пород (например, при замещении медносульфидными рудами
слоистых туфов или туфитов, в которых принимают участие тонкие про-
слои известняков). В массивных известняках или доломитах иногда
наблюдаются грубопетельчатые текстуры замещения с остатками заме-
щаемых пород, а также пятнистые текстуры, указывающие на то, что
рудное вещество может развиваться метасоматическим путем в отдель-
ных участках породы.
Огромную роль в образовании самых различных типов текстур
гидротермальных руд играют химические реакции, протекающие внутри
самих растворов в связи с нарушением химических равновесий при
взаимодействии растворов с вмещающими породами, но главным обра-
зом вследствие изменения физико-химических факторов равновесия
(температуры, давления и, особенно, концентрации химических компо-
нентов) . Следует иметь в виду, что гидротермальные растворы в момент
их зарождения в магматических интрузивах имеют сложный состав и
содержат в себе разнообразные по свойствам соединения (включая н
газы), которые не могли войти в состав минералов закристаллизовав-
шихся изверженных пород. Такие многокомпонентные растворы, образуясь
в глубинных условиях при сравнительно высоких температурах и давле-
ниях, должны легко реагировать на изменения внешних условий, возникаю-
щие на путях следования растворов по направлению к земной поверхности.
Наиболее существенные изменения температуры, давления и кон-
центрации химических компонентов в растворах, очевидно, имеют место
в периоды трещинообразования, когда происходит резкое снижение внеш-
него давления, вызывающее циркуляцию растворов, удаление части
растворенных летучих соединений, а в связи с этим охлаждение раство-
ров и т. д. Все это по мере развития гидротермальных процессов приво-
дит к последовательным нарушениям химического равновесия и возни-
кающим при этом химическим реакциям в растворах, в результате ко-
торых происходит отложение минеральных веществ, как труднораство-
римых продуктов этих реакций. Одновременно, естественно, происходит
и изменение состава остаточных растворов. С этой точки зрения наиболее
резкие изменения, устанавливаемые при изучении возрастной последо-
вательности отлагающихся минеральных агрегатов в рудах, связаны,
очевидно, с наступлением новых химических реакций, которые обуслов-
лены в свою очередь новыми изменениями в режиме внешнего давления,
температуры и других факторов, контролирующих состояние химического
равновесия в растворах (Бетехтин, 1955]).
Мы здесь не можем останавливаться на рассмотрении различных
видов текстурных особенностей руд, возникающих при гидротермальных
процессах рудообразования. В качестве иллюстрации приведем лишь
несколько примеров.
52
На рис. 22 показан один из сравнительно простых примеров растр*
скивания боковой породы жильного гидротермального месторождени
с выполнением возникших трещинных полостей минеральным веществол
Характерно, что обломки породы, хотя и отделены друг от друга, н
находятся в той же ориентировке, что и вмещающая порода (в отличи
от типичной брекчии). Изучение возрастной последовательности отложе
ния минеральных агрегатов показывает, что первым из гидротермаль
ных растворов выделился кварц в виде тонкой ровной по мощности ото
рочки, обволакивающей не только стенки жилы, но и буквально вс
Рис. 22. Брекчиевая текстура. Кварц (светло-
серое) в виде тонкой, ровной оторочки окаймляет
обломкн сланца н нацело заполняет тонкие
трещинки. Раздувы трещин выполнены относи-
тельно более поздним агрегатом анкерита (белое)
с сульфидами. Нат. вел.
обломки сланца со всех сторон. Центральные части более широких по-
лостей и раздувов прожилков выполнены относительно поздним агрега-
том анкерита с вкрапленными рудными минералами (преимущественно
сульфидами), тогда как тонкие трещинные полости (между обломками)
целиком заполнены кварцем.
Изучение прозрачных шлифов под микроскопом убеждает в том, что
оторочки кварца обладают гребенчатым строением. То же относится и
к сплошным тонким кварцевым прожилкам с той лишь разницей, что
индивиды кварца, нараставшие на стенках навстречу друг другу, смы-
каются в центральной части прожилков. Таким образом, минеральная
масса, выполняющая трещинные полости и межобломочное пространство
в рудах, состоит из двух последовательно отложившихся из растворов
минеральных агрегатов: кварцевого и карбонато-сульфидного.
Нередки случаи, когда текстурные особенности руд в жильных
гидротермальных месторождениях обусловлены наложением новой ста-
дии минерализации на более раннюю. Давно уже было подмечено, что
53
гидротермальные процессы рудообразования в одном и том же место-
рождении часто совершаются не в один акт, а сопутствуют нескольким
моментам тектонических нарушений в жилах, существенно отделенным
во времени друг от друга. Наложение новых стадий минерализации
выражается в образовании жил и прожилков новых минеральных отло-
жений, секущих ранее отложенные минеральные агрегаты (рис. 23), или
в образовании брекчий, в которых обломки представлены агрегатами
предыдущей стадии минерализации, а цемент сложен минералами, отло-
ЖИВ1ШИМИСЯ из вновь поступивших растворов, и т. д. Известны месторо-
Рис. 23. Параллельные трещины в жильной кварц-карбоиатиой массе, выпол-
ненные сфалеритом и галенитом (черное). Месторождение Кляусталь
(Германия). Нат. вел.
ждения, в которых устанавливается несколько повторных стадий оруде-
нения, связанных с возобновлением через некоторые промежутки времени
процессов трещинообразования.
На рис. 24 показан типичный пример так называемой кокардовой
текстуры руды Акшийрякского свинцового месторождения (Киргизская
ССР). Она в сущности представляет разновидность брекчиевой текстуры
с той разницей, что каждый обломок подвергся крустификации, т. е. кон-
центрическому обрастанию минеральными веществами, последовательно
выделявшимися из гидротермальных растворов.
В тех случаях, когда в месторождении устанавливается несколько
разобщенных во времени стадий минерализации, налагающихся друг на
друга, картина строения рудных тел, естественно, сильно усложняется.
Там, где наблюдается совмещение продуктов отложения разных стадий
оруденения в одном забое или штуфе, в последовательности протекавших
событий нельзя разобраться без предварительной расшифровки возраст-
ных соотношений между минеральными агрегатами в других, более про-
стых по строению участках жил. Встречаются, например, такие случаи,
когда крупные обломки, сцементированные более поздней по времени
минеральной массой, в свою очередь состоят из брекчии, образовавшейся
54
= - “-а- к> стадию оруденения, и вся эта масса в целом рассечена
»лс<»:«.агиых2 жилами или прожилками самой последней стадии миие-
галзз-адги. Иначе говоря, в таких случаях мы имеем дело с несколькими
-удачи текстур руд, отвечающими по своему образованию разным момен-
_гч и-сттрии формирования рудного месторождения.
3 гидротермальных месторождениях, образующихся в близповерх-
и:<с-=ых условиях, но не подвергшихся процессам позднейшего метамор-
физма. наряду с кристаллическими агрегатами довольно часто можно
Рис. 24. Кикардовая текстура. Обломки измененных пород обволакь^аются
концентрическими тонкими зонами, состоящими из галенита (серое) и
барита. Между сферическими телами — пустоты. Месторождение Акший-
ряк (Киргизия). Из коллекции А. А. Луйка. Нат. вел.
встретить выделения типичных колломорфных образований, придающих
своеобразный вид текстурам руд. Эти образования, как известно, воз-
никают в силу резкого пересыщения растворов теми или иными компо-
нентами и притом в разные моменты в процессе формирования руд.
В подавляющем большинстве случаев выпадение коагулятов обусловлено
химическими реакциями, в результате которых образуются труднораст-
воримые соединения, с чем и связано пересыщение с образованием кол-
лоидных растворов, подвергающихся затем свертыванию. Из многоком-
понентных растворов нередко выпадают гели сложного состава, обычно
почковидных форм и неоднородного строения (рис. 25).
В рудах гидротермального происхождения, сформировавшихся
в близповерхностных условиях, в виде колломорфных образований могут
встретиться самые различные по составу рудные минералы, даже такие,
которые мы вообще привыкли наблюдать в виде явнокристаллических вы-
делений, например, касситерит, флюорит, топаз и др. Для примера
55
(рис. 26) приведена фотография полированного штуфа богатой кассите-
ритовой руды из Джалиндинского месторождения (в Приморье). Касси-
терит здесь представлен почковидными или гроздьевидными -массами,
осевшими из растворов на стенках или обломках сильно измененных
гидротермальными процессами кварцевых порфиров. Почковидные отло-
жения в разрезе обладают типичным концентрически-зональным строе-
нием, обусловленным перемежаемостью светлых зон касситерита с темно-
окрашенными. Межпочечное пространство выполнено кварцем (белое).
В тонких прожилках кварца, секущих почковидные выделения кассите-
рита, наблюдаются выделения галенита. В измененных боковых породах,
кроме кварца и серицита, устанавливается также топаз.
Рис. 25. Колломорфиые образования пирита с подчиненными количествами
сфалерита и халькопирита. Нерудные минералы — кварц и гипс. Шамлугское
месторождение (Закавказье). По А. Г. Бетехтину. X I’A
В некоторых месторождениях почти вся масса руд, отложившихся
из растворов, обладает признаками, указывающими на гелевую природу
вещества. Таковы, например, сплошные скрытокристаллические матовые
аурипигментовые руды желтовато-серого цвета совсем молодого по воз-
расту Джульфинского месторождения в Нахичеванской АССР среди тре-
тичных мергелей и глин. Лишь под микроскопом в полированных шлифах
из этих руд удается заметить признаки, указывающие на колломорфное
строение их (рис. 27). Другим примером могут служить сплошь колло-
морфно-скорлуповатого строения пирито-марказитовые массы жильного
колчеданного месторождения в районе г. Бештау (Северный Кавказ).
Очень эффектны шарообразной формы коагуляты, наблюдающиеся,
правда сравнительно редко, в рудах гидротермального происхождения,
например, в некоторых месторождениях урановой смолки, касситерита,
гематито-магнетитовых руд (Ангаро-Илимский район в Сибири) и др.
Как показывает изучение текстурных особенностей таких руд, шаровид-
ные образования нередко наблюдаются в остаточных полостях жеодовид-
ной формы, стенки которых сложены ленточными (тонкослоистыми) от-
ложениями тех же минеральных веществ, которые входят в состав шаро-
видных тел. По внутреннему строению шариков следует различать два
вида образований: сферические тела однородного строения часто с ха-
рактерными неправильными трещинками усыхания, радиально расходя-
щимися, и сферические тела оолитового, т. е. концентрически-зонального
56
Рис. 26. Колломорфные образования касситерита. Почковид-
ные и гроздевидные массы касситерита имеют концентрически-
зоиальиое строение, обусловленное перемежаемостью светлых
и темных зон. Белое (в мс-жпочечных пространствах) — кварц.
Месторождение Джалпнда. Нат. вел.
Рис. 27. Колломорфное строение скрытокристаллического аурипиг-
мента. Джульфинское месторождение. По А. Г. Бетехтину. Поли-
рованный шлиф. Не протравлено. X 58
(рис. 28), нередко сферолитового строения, возникающие, очевидно,
путем последовательного отложения отдельных зон большей частью
вокруг посторонних частичек. По внешнему виду те и другие не отли-
чимы друг от друга.
Оолитоподобные образования изредка удается наблюдать в суль-
фидных рудах в месторождениях близповерхностного генезиса. Таковы,
например, руды месторождения Иокуньж. На приводимой фотографии
полированного штуфа сфалеритовой руды (рис. 29) вверху снимка виден
участок ленточных руд, состоящих из тонких перемежающихся друг
Рис. 28. Оолитовая магнетитовая руда. Долоиовское месторождение.
По Н. В. Павлову. Полированный штуф. Нат. вел.
с другом прослойков. Па всей остальной части мы видим довольно круп-
ные оолитоподобпые (пизолитовые) образования сфалерита, местами не
совсем правильной внешней формы, но с характерным концентрически-
аональным строением. Весьма любопытно, что в большинстве случаев
отложение концентрических слоев произошло вокруг обломков ранних
образований: либо вокруг обломков таких же по строению оолитов, либо
вокруг обломков ленточных руд (как это можно видеть, например, в пра-
вой части снимка). В местах тесного соприкосновения этих сферических
тел можно заметить признаки взаимной деформации их внешних очерта-
ний, свидетельствующие, очевидно, о том, что образовавшиеся таким
путем (т. е. во взвешенном состоянии) коагуляты в момент соприкасания
еще не являлись вполне затвердевшими образованиями. В промежутках
между крупными сферическими телами размещаются оолиты гораздо
меньших размеров, либо отложения ленточного строения (справа в верху
снимка). Описанные текстурные особенности руды по своему виду весьма
напоминают текстуры некоторых прослоев сплошных оолитовых марган-
цевых руд в Чиатурском месторождении осадочного происхождения.
С еще большим разнообразием текстур руд мы встречаемся в зонах
окисления рудных, особенно сульфидных месторождений. В силу многих
причин (интенсивное окисление эндогенных руд кислородом воздуха,
выщелачивание легкорастворимых продуктов, образующихся в резуль-
тате химических реакций, накопление труднорастворимых соединений, за-
мещение нерудных минералов и боковых пород, перекристаллизация от-
лагающихся продуктов реакций, перерастворение и переотложение в связи
с изменением кислотности — щелочности среды и т. д.) выветривание
58
судных месторождений нередко приводит к полному перерождению
перзичного строения руд. В результате создается весьма пестрая картина
макро-, так и микротекстурных особенностей, довольно быстро сме-
няющихся на коротких расстояниях. Можно без преувеличения сказать,
что ни в каком другом типе минеральных образований мы не наблюдаем
столь большого разнообразия в строении руд.
Для иллюстрации рассмотрим несколько примеров текстурных осо-
бенностей руд, образующихся при процессах выветривания рудных ме-
сторождений. Они, конечно, ни в коей мере не претендуют на характери-
Рис. 29. Пизолитовые образования сфалерита с коицентрически-слоистым
строением. Месторождение Иокуньж (Южный Таджикистан).
По Л. М. Лебедеву, 3/4 „ат. вел.
стику хотя бы главнейших типов текстур, встречающихся в зонах окис-
ления.
На рис. 30 показан случай образования скорлуповатой текстуры бу-
рого железняка. Такие текстуры обычно возникают за счет мономине-
ральных или почти мономинеральных масс, способных окисляться или
разлагаться при изменении pH среды, или, наконец, замещаться другими
минеральными веществами при взаимодействии с притекающими раство-
рами. Как показывает сравнительное изучение руд, измененных в раз-
личной степени, окисление или замещение вначале происходит вдоль
трещин в плотной породе или руде, а затем постепенно распространяется
концентрическими слоями в глубь обломков или кусков, оконтуренных
со всех сторон трещинами. Процесс этого изменения, очевидно, носит
.прерывистый характер, чем и может быть обусловлена скорлуповатость,
т. е. способность отщепляться отдельными концентрическими слоями.
Скорлуповатые текстуры чаще всего устанавливаются для обломков
известняков в низах коры выветривания при последовательном замеще-
нии их гидроокислами железа, приносимыми поверхностными раство-
рами, иногда карбонатами цинка (смитсонитом), при разложении
сплошных масс ярозита, реже при замещении гидроокислами железа
сидеритовых залежей или сплошных пиритовых руд и т. д.
59
В «пустотах, возникающих при выщелачивании легкорастворимых
соединений, образующихся при химических реакциях, очень часто можно
наблюдать разнообразные натечные формы минеральных веществ
(рис. 31), образование которых, очевидно, связано с коллоидными
растворами, способными несколько перемещаться в полые пространства.
В других случаях в таких пустотах широко развиты друзовые текстуры,
образование которых, по-видимому, обязано кристаллизации вещества
из истинных растворов. В связи с выщелачиванием и накоплением
труднорастворимых продуктов разложения возникают специфические для
зон окисления различные пористые, кавернозные, землистые, порошко-
ватые и другие виды текстур.
Рис. 30. Скорлуповатая текстура бурого железняка. Месторождение
Блява (Южный Урал). 3/4 иат. вел
При изучении окисленных руд в полированных шлифах под микро-
скопом обнаруживаются самые разнообразные микротекстуры, чаще
всего связанные с процессами замещения или переотложения веществ.
Для примера можно остановиться на приводимой микрофотографии
(рис. 32). Здесь в качестве вторичных образований широко развит це-
руссит (светло-серое), возникающий за счет галенита (белое), остатки
.которого можно видеть в ряде мест микрофотографии. Однако церуссит
развивается не только за счет галенита, но и замещает зерна доломита
местами почти нацело (в левой части снимка), местами в виде прожилков
вдоль трещин и плоскостей спайности (в центре снимка), образуя иногда
.решетчатую или петельчатую текстуру. Здесь мы совершенно ясно видим
сочетание двух различных по времени образования и по происхождению
минеральных агрегатов: галенито-доломитового, образовавшегося в гидро-
термальных условиях, и церусситового с сопутствующими ему минера-
лами, возникшими в зоне окисления при выветривании месторождения.
Микротекстуры замещения широко развиты и в зонах вторичного
сульфидного обогащения медных и медно-цинковых месторождений.
Большей частью в этих зонах мы наблюдаем процессы замещения пер-
вичных сульфидов (главным образом халькопирита, сфалерита, галенита
60
Рис, 32. Трещиноватый доломит (темно-серое) рассекается жилками
и замещается церусситом (серое). Среди церуссита видны остатки от
замещения галенита (белое). Месторождение Сумсар (Средняя Азия).
По 3. А. Пуркииой. Полированный шлиф. X 85
и др.) богатыми медью минералами (борнитом, халькозином и ковелли-
ном). Замещение начинается обычно вдоль границ зерен первичных
сульфидов и по трещинам в них (рис. 33). Вначале на месте халькопи-
Рис. 33. По трещинкам катаклаза в сфалерите (серое) развит халькозин
(светло-серое). Месторождение Гудас (Средняя Азия). По Т. Н. Шадлун.
Полированный шлиф. X 85
рита образуются более богатые медью минералы (борнит), которые затем
замещаются чисто медными сульфидами (халькозином и ковеллином).
Характерно, что сфалерит по сравнению с халькопиритом и пиритом
легче подвергается замещению вторичными сульфидами меди, преимуще-
ственно ковеллином (в результате реакции обменного разложения),
а в условиях более кислой среды — халькозином (см. рис. 33).
Таким образом, из всего, что было сказано выше, нетрудно видеть,
что под текстурами руд подразумеваются те черты строения их, которые
обусловлены формой, размерами и способом сочетания минераль-
ных агрегатов как составных частей руды, отличающихся друг от
друга по составу и часто по структуре. Анализ текстур руд вместе с дан-
ными строения рудного тела в целом позволяют разобраться в возраст-
ных соотношениях минеральных агрегатов.
В отличие от горных пород текстуры руд являются чрезвычайно ха-
рактерной особенностью строения минеральных масс. Распространен-
ность и разнообразие текстур в рудах не может идти ни в какое сравне-
ние с текстурами, наблюдаемыми в горных породах. Объясняется это
тем, что условия процессов рудообразования гораздо более сложны по
сравнению с процессами петрогенезиса. Отсюда с полной очевидностью
вытекает что при расшифровке условий отложения руд в различных
генетических типах месторождений нельзя обойтись без изучения тек-
стурных особенностей рудных масс. Исследование текстур руд является
главнейшей задачей при изучении последовательности процессов минера-
лообразования наряду с геологическим изучением строения рудных зале-
жей и структур рудных полей.
ГЛАВА IV
КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ РАСПЛАВОВ И РАСТВОРОВ
Образование твердого кристаллического вещества, как известно,
может происходить в результате следующих процессов:
1) отложения кристаллических веществ из паро-
образных или газообразных погонов при их охлаждении;
примерами могут служить продукты возгона на стенках кратеров вулка-
нов и в трещинах лавовых потоков хлористых и других соединений
металлов;
2) кристаллизации жидких сред (расплавов и водных
растворов); таковы, например, минералы изверженных горных пород и
магматических месторождений, минералы многочисленных рудных место-
рождений гидротермального происхождения, кристаллические осадки
усыхающих соленосных бассейнов и др.;
3) метасоматоза при реакциях водных растворов
с боковыми породами или ранее отложенными минеральными
массами (при наложении новых стадий минерализации); сюда же
должны быть отнесены процессы химического метаморфизма горных
.пород и руд под влиянием позднейшей гидротермальной деятельности,
а также новообразования при замещении в связи с изменением режима
серы, кислорода, углекислоты и других компонентов в рудообразующих
растворах;
4) перекристаллизация в твердом состоянии ве-
щества, ранее отложенного в кристаллическом или коллоидном состоя-
нии; процессы перекристаллизации чрезвычайно широко развиты в рудах
.гидротермальных, особенно сульфидных месторождений с образованием
различных гранобластических структур; полное преобразование руд, как
и горных пород, происходит, как известно, в условиях регионального ме-
таморфизма.
Главнейшее значение в образовании структурно-текстурных особен-
ностей руд при их формировании имеют кристаллизация жидких сред,
процессы замещения вмещающей среды и перекристаллизация в твердом
состоянии.
В данной главе мы остановимся на общей характеристике процессов
кристаллизации расплавов и растворов. При этом мы не будем затра-
гивать деталей, касающихся роста и растворения кристаллов, их мор-
фологических особенностей и пр., подробно описанных во многих работах
по кристаллографии (А. В. Шубникова, Г. Г. Леммлейна, И. И. Шафра-
ловского и др.).
63
Процесс криссталлизации гомогенной жидкой среды. Напомним
здесь некоторые общеизвестные положения, необходимые для понимания
структурных особенностей минеральных агрегатов.
Кристаллизация охлаждающегося расплава должна начинаться
при определенной температуре, отвечающей температуре плавления дан-
ного вещества. Точно так же и кристаллизация раствора должна
начинаться в момент насыщения растворителя данным веществом.
Однако, как показывает опыт, кристаллизация жидкостей начинается
.при некотором переохлаждении или пересыщении.
Рис. 34. Схема механизма
кристаллизации растворов
Следует учитывать, что если переохлаждение расплава как в лабо-
раторных, так и в природных условиях представляет обычное явление,
то, наоборот, перегрев кристаллического вещества (выше точки плавле-
ния) получить не удается. То же относится и к сохранению твердой раст-
воримой фазы в разбавленных растворах.
Процессы роста кристаллов в переохлажденном или пересыщенном
расплаве или растворе совершенно одинаковы. Зарождение кристаллов
может быть вынужденным, если в жидкости присутствуют пылинки
или обломки каких-либо твердых веществ, могущих по своим кристалли-
ческим свойствам играть роль затравок, или самопроизвольным,
наступающим при отсутствии затравок в пересыщенных или переохлажден-
ных растворах и расплавах. Момент зарождения кристаллов в жидкости,
по экспериментальным данным, зависит от разных причин: от химиче-
64
схой природы вещества, от примесей, ускоряющих или задерживающих
появление кристаллических зародышей, от механических явлений (сотря-
сений раствора) и т. д.
Представим себе какой-либо раствор или расплав, из которого в ре-
зультате кристаллизации образуется мономинеральный агрегат. При
самопроизвольной кристаллизации в разных точках такой жидкости
возникают так называемые центры кристаллизации, превра-
щающиеся в кристаллические зародыши (рис. 34, а). В первые моменты
процесса кристаллизации в условиях свободного развития растут пра-
зильные различно ориентированные кристаллики до тех пор, пока не
создастся стесненная обстановка для дальнейшего развития кристалло-
графических форм (рис. 34,6). С этого момента при продолжении кри-
сталлизации начинается борьба растущих кристаллов за оставшееся про-
странство, и в коренном счете мы получим агрегат кристаллических зе-
рен с неправильными внешними очертаниями зерен (рис. 34, в). В боль-
шинстве случаев в таком агрегате среди отдельных его зерен не наблю-
дается никаких следов постепенного развития кристаллов (рис. 34, г).
Однако в некоторых случаях бывает хорошо заметно кристалличе-
ски-зональное строение зерен некоторых минералов. Подобное строение
обусловлено либо примесями в химическом составе отдельных зон, окра-
шивающими их в те или иные оттенки (например, в ксеноморфных
зернах касситерита, наблюдавшихся среди оловоносных гранитов), либо
перерывами в росте кристаллов, во время которых происходит частичная
резорбция граней (например, в фенокристаллах кварца в некоторых
кварцевых порфирах), либо, наконец, изменением химического состава
отдельных кристаллов по мере их роста, как это наблюдается, например,
в зональных плагиоклазах эффузивных пород.
То же самое устанавливается в ряде случаев и в рудных мине-
ралах гидротермального происхождения. На рис. 35 показано кристалли-
чески-эональное строение зерен никелистого пирита. При рассматрива-
нии в иммерсионной среде хорошо видно, как зоны бедного никелем
пирита (светлое) чередуются с зонами пирита, богатого никелем —
бравоита (серое). На другой микрофотографии (рис. 36) представлен
результат структурного травления пиритовой массьт, в которой до трав-
ления не было заметно никаких особенностей строения кристаллических
зерен. Выяснилось, что крупные зерна пирита в отличие от мелких обла-
дают явным кристаллически-зоналыным строением. Очевидно, мы имеем
дело с двумя генерациями пирита. Об этом свидетельствует и тот факт,
как это выявилось при травлении, что мелкие пиритовые зерна ранней
генерации присутствуют также в виде включений среди крупных зерен.
Такие же явления кристаллически-зонального строения зерен обнару-
живаются часто при структурном травлении в арсенопирите, магнетите,
самородной -меди, антимоните и других минералах.
Установлена прямая зависимость между степенью переохлаждения
.или пересыщения жидкости и числом центров кристаллизации, само-
произвольно возникающих в момент начала затвердевания расплава или
раствора: чем сильнее переохлаждена или пересыщена
.жидкость, тем большее число центров кристалли-
зации возникает в данном объеме в единицу вре-
мени. Эта зависимость схематически изображена на рис. 37.
При этом, как можно легко догадаться, в зависимости от того, на-
сколько был пересыщен или переохлажден данный раствор в момент
начала кристаллизации, находится и степень кристалличности
(размер кристаллических индивидов) минеральных агрегатов,
образующихся в результате окончательной кристаллизации жидкости.
5 Зак. 153 65
Рис. 35. Кристаллически-зональное строение зерен никелистого
пирита. Месторождение Эйфель. По Рамдору. Полированный
шлиф. X 225
Рис. .36. Кристаллически-зональное строение зерен пирита. Кабанское
месторождение. По А А. Филимоновой. Полированный шлиф. X 90
Чем большее количество зародившихся центров кристаллизации возни-
кает в данном объеме жидкости, тем более мелкозернистой структурой!
будет обладать минеральный агрегат и наоборот (рис. 38).
Кристаллизация охлаждающегося расплава или насыщаемого рас-
твора должна была бы начинаться в точке к (см. рис. 37), т. е. при тем-
пературе плавления данного вещества или в момент насыщения раство-
66
гителя растворенным веществом. Однако, как уже указывалось,
кристаллизация происходит при том или ином переохлаждении или пере-
сыщении жидкости. Если кристаллизация начинается при сравнительно
слабом пересыщении (или переохлаждении), отвечающем, допустим,
течке К\, то при относительно небольшом числе возникающих в этих
условиях кристаллических зародышей вырастают в конце концов срав-
нительно крупные кристаллические зерна или кристаллы. При более
сильном пересыщении возникает гораздо большее число зародышей и
Рис. 37. Зависимость числа, центров кристаллизации
(ч. ц. кр.) от степени пересыщения или переохлаждения
— концентрация; Т — температура
Рис. 38. Влияние числа центров
Б
кристаллизации иа структуру
агрегата
А — крупнозернистый агрегат; Б — мелкозернистый агрегат
благодаря этому из того же количества компонентов, входящих в состав
кристаллизующейся фазы, образуются, естественно, более мелкозерни-
стые кристаллические массы. В случае очень резкого пересыщения (к2)
имеет место образование скрытокристаллических масс и даже коллоид-
ных растворов или коагулятов (со взвешенной или осажденной в виде
геля дисперсной фазой). При резком переохлаждении расплавов, осо-
бенно силикатных, соответственно возникает стекло (например, в эффу-
зивных или вулканических горных породах).
На условиях образования коллоидных растворов и возникающих из
них осадков мы специально остановимся ниже. Здесь же сделаем не-
сколько дополнительных замечаний, относящихся к процессам кристал-
лизации и к образованию явнокристаллических минеральных агрегатов.
5* 67
Около растущих в растворе кристаллов, как показывают опыты,
возникают концентрационные потоки: пересыщенный раствор в области
соприкосновения с кристаллом отдает ему избыток растворенного веще-
ства, становится легче и поднимается кверху, уступая место новым пор-
.циям пересыщенного раствора до тех пор, пока растущие кристаллы не
окажутся в равновесии с насыщенным раствором.
В большинстве случаев в природных объектах кристаллы ранее
выделившихся минералов из расплавов или растворов очень редко обла-
дают идеально проявленной кристаллографической формой (рис. 39).
Рис. 39. Кристаллические зерна хромита. Прозрачный шлиф. Снято в прохо-
дящем свете при одном ииколе. X 33
Как правило, оии обладают закругленными вершинами и ребрами, а не-
редко представлены вообще зернами округленной формы (рис. 40).
Что касается форм ограничения кристаллов на разных стадиях их
роста, выявляемых внутри зерен с помощью структурного травления, то
нередко наряду с правильными кристаллографическими очертаниями
наблюдаются отдельные зоны с закругленными углами. Очевидно, эти
явления связаны с резорбцией 'кристаллов при взаимодействии с окру-
жающим раствором вследствие временных изменений температуры или
концентрации компонентов в жидкости.
Как бы то ни было, во многих случаях общий облик, свойственный
кристаллам тех или иных ранее выделившихся минералов, все же не-
трудно бывает узнать (например, кубический для пирита, пластинчатый
для гематита и т. д.). Идеально образованные кристаллографические
очертания часто свойственны метакристаллам, возникшим эпигенетически
путем метасоматоза в уже твердых средах. Хорошо образованные кри-
сталлы наблюдаются также в друзовых полостях, где возникают по-
следние генерации тех или иных минералов.
В жидких средах с повышенной вязкостью (например, в коллоид-
ных растворах), в которых диффузия ионов затруднена, образуются
менее совершенные и даже неправильные по форме, часто скелетные
68
кристаллы. В этих случаях наибольшее питание получают вершины и
ребра растущих кристаллов, т. с. те наружные участки кристаллических
структур минералов, которые обладают наибольшим некомпенсирован-
ным зарядом ионов, выступающих на поверхности формирующихся кри-
сталликов. Это иногда приводит к искажению граней с образованием
воронкообразных углублений, а нередко к последовательному нараста-
нию кристалликов друг на друга (главным образом на вершинах, т. е. по
направлениям кристаллографических осей).
Рис. 40. Округленные очертания зерен хромита. Прозрачный шлиф.
Снято в проходящем свете при одном ииколе. X 15
В результате образуются так называемые дендриты или кри-
сталлические скелеты с определенным расположением ветвей
в пространстве. Таковы, например, мельчайшие елочковидные дендриты
магнетита (рис. 41), встречающиеся иногда в базальтовом вулканиче-
ском стекле в промежутках между кристаллическими зернами плагиокла-
зов и пироксенов, а также дендриты самородного серебра или висмута
(рис. 42) в некоторых жильных месторождениях и др. Часто на концах
таких ветвей наблюдаются утолщения и образование более крупных и
более правильных кристаллических индивидов, что, возможно, связано
с уменьшением пересыщения к концу процесса кристаллизации данного
минерала и созданием более нормальных условий для роста кристаллов.
Значительную роль в формировании кристаллов и кристаллических
зерен играет также скорость кристаллизации, т. е. л и н е й н а я ско-
рость роста кристаллов (в миллиметрах в минуту). Как по-
казали экспериментальные исследования Г. Таммана, линейная скорость
роста зародившихся в жидкости кристаллов, так же как и способность
к кристаллизации, находится в зависимости от степени переохлаждения
жидкости. Если кристаллизация начинается в условиях слабого пере-
охлаждения жидкости, то линейная скорость роста зародышей быстро
возрастает по мере увеличения степени переохлаждения (рис. 43). При
более сильных переохлаждениях скорость кристаллизации достигает
69
Рис. 41. Дендриты титаномагнетита в вулкани-
ческом стекле. По Линдлею. Протравлено кон-
центрированной НС1. Снято в иммерсии. X 300
Рис. 42. Дендриты самородного висмута (темно-серое с неровной поверх-
ностью) среди диарсенидов никеля и кобальта (белое). Темно-серое
в верхнем левом углу — кварц. Полированный шлиф. Протравлено. X 90
максимума и продолжает сохраняться на некотором уровне (кривая
выполаживается и становится горизонтальной). Если кристаллизация
происходит в условиях очень резкого переохлаждения, линейная ско-
рость роста возникающих зародышей кристаллов уменьшается — кривая
приближается к оси ординат.
70
зерен будут получаться пластинчатые
Рис. 43. Схема зависимости лииейиой
скорости кристаллизации от степени
переохлаждения кристаллизующейся
жидкости
Следует заметить, что чем меньше линейная скорость роста кри-
сталлов, тем более правильные по форме и более одинаковые по разме-
рам зерна возникают в агрегатах с панидиоморфнозернистой структурой,
образовавшихся в результате затвердевания однокомпонентного рас-
плава или раствора. При этом в облике зерен, естественно, могут ска-
заться векториальные свойства роста кристаллов, связанные с особен-
ностями кристаллических структур растущих минералов. Так, например,
вместо изометрической формы
(для гематита), шестоватые
(для миллерита) и др.
В случае, если создаются
такие условия кристаллизации,
когда линейная скорость роста
кристаллов достигает значи-
тельной величины, то в момент
окончания кристаллизации
жидкости кристаллические зер-
на в борьбе за пространство
приобретут крайне неправиль-
ные границы. Структура моно-
минерального агрегата будет
иметь аллотриоморфный ха-
рактер.
То же самое может наблю-
даться и в биминеральных аг-
регатах, если кристаллизация
обоих минералов происходит
более или менее одновременно.
таковы, например, некоторые
структуры хромито-оливиновых,
нередко халькопирито-сфале-
ритовых и других минеральных
агрегатов.
При большой линейной скорости роста может происходить захват
капелек окружающего раствора растущим кристаллом подобно тому, как
это происходит при образовании включений вулканического стекла (за-
твердевших капелек магмы) в порфировых выделениях кристаллически-
зональных плагиоклазов или кварца в эффузивных породах. Эти включе-
ния нередко располагаются вдоль определенных кристаллографических
направлений. В минералах гидротермального происхождения, как пра-
вило, устанавливаются двухфазовые газово-жидкие включения, а в неко-
торых случаях в них наблюдается даже третья — твердая фаза (напри-
мер, кристаллики хлористого натрия). Любопытно, что при нагревании
эти кристаллики растворяются в жидкости первыми, а затем исчезает и
газовый пузырек (включение становится однофазным — жидким). По тем-
пературе гомогенизации таких включений можно судить о примерной тем-
пературе, при которой происходили рост кристалла и захват жидкости.
Точно так же быстро растущим кристаллом могут захватываться и
твердые, ранее выделившиеся минералы или ранние генерации того же
минерала, возникшие в виде мелких кристалликов. Этим же объясняются
и загрязнения растущих кристаллов субмикроскопическими посторон-
ними веществами. Обычно они обнаруживаются по тонким зонам замут-
нения (в шлифах из прозрачных минералов) или при структурном трав-
лении непрозрачных минералов в полированных шлифах. Зоны кристал-
лических граней, загрязненные тонкодисперсными посторонними веще-
71
ствами, травятся гораздо легче, чем чистые участки кристаллических
зерен или кристаллов. Чаще всего они устанавливаются вдоль опреде-
ленных направлений в кристаллах (рис. 44) и, очевидно, связаны
с относительно быстрым развитием вершин и ребер при росте кристаллов.
Сами зерна при этом нередко удлинены вдоль направления наибольшего
роста.
Влияние температуры давления и концентрации химических ком-
понентов на кристаллизацию расплавов и растворов. Изменение тем-
пературы,, как можно было видеть из предыдущего, играет весьма
важную роль в процессах кристаллизации минералов в жидкостях. Паде-
ние температуры, приводящее к переохлаждению расплавов или раство-
ров, является одним из главных факторов зарождения и роста кристалли-
Рис. 44. Удлиненные зерна галенита (белое) с тонкой зональной
штриховкой, обусловленной загрязнением посторонним веществом.
Черное — барит. Месторождение Акшийряк. По Т. Н. Шадлуи. X 106
ческих зерен. При этом из многокомпонентных жидких сред кристаллиза-
ция различных по составу минералов, как мы знаем, начинается не одно-
временно, а в определенной последовательности в зависимости от момен-
та наступления пересыщения для тех или иных химических соединений,
растворенных в жидкости.
Кроме того, весьма вероятно, что с понижением температуры
в растворах, особенно гидротермального происхождения, совершается
распад сложных комплексных соединений, устойчивых при более высо-
ких температурах. В результате такого рода химических реакций,
протекающих внутри самих растворов в связи с изменением физико-
химических факторов равновесия, в частности температуры, выпадают
более простые по составу минеральные вещества. В качестве одного
из примеров можно привести образование при высоких температурах
за счет SiO2 и NaCl (в присутствии воды) растворимых силикатов
натрия, находящихся в равновесии с НС1, что экспериментально было
доказано Клюсом и Томсоном. При падении температуры, наоборот,
должен происходить распад этих соединений с выпадением в осадок
72
труднорастворимого SiO2 и легкорастворимого NaCl, остающегося
в растворе.
Понижение температуры в гидротермальных растворах должно
приводить также к электролитической диссоциации растворенных газов
(H2S, СО2 и др.), увеличивающейся с дальнейшим охлаждением раство-
ров. Это явление имеет огромное значение для процессов минерало-
образования в рудах.
Электролитическая диссоциация сероводорода, как мы знаем, при-
водит к возникновению анионов S2-, с которыми большинство тяжелых
металлов образует труднорастворимые соединения — сульфиды, выпа-
дающие из растворов в виде кристаллических веществ. Чем больше
падает температура металлоносных растворов, тем большая концентра-
ция анионов серы возникает, а следовательно, создаются более опти-
мальные условия для выпадения из растворов, сульфидов. При более
высокой концентрации анионов серы в растворах образуются более
богатые серой сульфиды (например, FeS2 вместо FeS). Указанные пред-
ставления хорошо увязываются с наблюдаемыми в природе фактами.
При электролитической диссоциации СО2 возникают анионы СО32\
с которыми двухвалентные металлы (Са, Mg, Fe и др.) дают слабо-
растворимые карбонаты. Образование карбонатов при понижении
.температуры растворов происходит как в самих рудных жилах, так
и в боковых породах при взаимодействии содержащихся в них двух-
валентных металлов с растворами, обогащенными ионами СОз. При очень-
низких температурах (меньше чем 80—90°) возникает ион НСО31-,
с которым указанные металлы образуют легкорастворимые бикарбонаты,
что ведет к уменьшению выпадения их в виде карбонатов.
Таким образом, изменение температуры в сторону понижения в слож-
ных по своему составу растворах должно приводить не только к пересы-
щению их, но и к последовательным химическим превращениям, весьма-
существенно отражающимся на процессах минералообразования.
Давление также играет значительную роль в формировании
горных пород и руд. Правда, прямое влияние "изменения внешнего давле-
ния на процессы кристаллизации расплавов и растворов, по сравнению-
c. температурой, проявляется в, гораздо меньшей степени. Признаки его-
влияния мы можем наблюдать скорее в структурных особенностях магма-
тических горных пород и руд. Так, например, при проявлении односто-
роннего давления нередко возникает определенная ориентировка обра-
зующихся кристаллов, обладающих сильно выраженными векториаль-
ными свойствами роста.
Зато косвенное влияние изменения внешнего давления очень сильно
сказывается на процессах рудообразования. Особенно это относится
к месторождениям гидротермального происхождения. Гидротермальные
растворы, обладающие сложным химическим составом, по современным
представлениям, накапливаются при кристаллизации магм в интрузивах
под высоким давлением. Поэтому они должны быть весьма чувстви-
тельны к ослаблению внешнего давления, создающемуся при процессах
трещинообразования.
С падением внешнего давления связывается прежде всего движе-
ние растворов вдоль трещин и тектонически нарушенных зон. Но главное
заключается в том, что в связи с ослаблением давления должно происхо-
дить обособление от растворов легко улетучивающихся соединений (H2S,.
СО2 и др.), что неминуемо должно приводить к нарушениям химических
равновесий в растворах, а следовательно, и к реакциям, в результате
которых совершаются процессы минералообразования.
7S
Изменение концентраций химических компонентов
в растворах играет особо важную роль в образовании руд. Это измене-
ние обусловливается не только такими явлениями, как диссоциация
растворенных газов (H2S, СО2 и др.) на ионы при охлаждении раство-
ров, распад комплексных химических соединений при более низких
температурах, химические реакции в растворах вследствие падения
внешних давлений, электрических токов, возникающих при трещино-
образовании и др. Не меньшее значение имеет химическое взаимодей-
ствие гидротермальных растворов с боковыми породами, в результате
чего происходит как обогащение циркулирующих растворов одними эле-
ментами за счет разлагающихся минералов пород, так и обеднение
их другими элементами, которые входят в состав образующихся нера-
створимых соединений, выпадающих в осадок.
Бесспорную роль в окислительных реакциях при минералообразова-
нии играет кислород, концентрация которого в земной коре по мере
приближения к земной поверхности возрастает. Поэтому наиболее часто
его влияние устанавливается в гидротермальных жильных месторожде-
ниях, образовавшихся в близповерхностных условиях. Характерно, что
во многих случаях богатые кислородом соединения, такие, как гематит,
•барит и другие, возникают в конечные стадии минерализации. Это, оче-
видно, свидетельствует о том, что поступившие с глубины гидротермаль-
ные растворы не сразу подвергаются окислению, что, по всей вероят-
ности, связано с замедленной диффузией кислорода из боковых пород
в трещинные полости, выполненные растворами. Однако при проникно-
вении гидротермальных растворов в толщи, содержащие слои таких
пород, как углистые сланцы, битуминозные известняки и др., происхо-
дят восстановительные реакции, которые также приводят к выпадению
некоторых минералов, как нерастворимых в создавшихся условиях обра-
зований.
Известно немало примеров, когда гидротермальные жилы в местах
пересечения углистых или битуминозных пород резко обогащены само-
родным золотом, низшими окислами урана (уранинитом или урановой
чернью), иногда сульфидами ванадия (сульванитом) и др. Любопытно,
что и осадочные мелководные отложения, богатые органическими остат-
ками, как правило, заметно обогащены такими металлами, как уран,
ванадий и молибден (ионы высших валентностей этих металлов, раство-
ренные в морских водах, в этих условиях, очевидно, подвергаются вос-
становлению и адсорбируются в том или ином виде органическими
веществами).
Едва ли подлежит сомнению и то, что химические реакции проте-
кают при встрече восходящих гидротермальных растворов с горизон-
тами, насыщенными водами вадозового происхождения. К сожалению,
мы пока не можем себе представить характера этих реакций, ни места,
где они происходят (в самых жилах или также в водоносных гори-
зонтах), так как при изучении жильных месторождений до сих пор
не учитывалась возможность влияния вадозовых вод на процессы гидро-
термального оруденения.
Таким образом, подавляющая масса рудообразующих минералов,
выпадающих из гидротермальных растворов, возникает в результате
разнообразных химических реакций, из которых главное значение имеют
окислительно-восстановительные реакции с изменением валентности
ионов. Именно в этих случаях наступает изменение концентраций тех
или иных ионов в растворах, а в связи с этим кристаллизация и выпаде-
ние из растворов труднорастворимых соединений или растворение ранее
74
образовавшихся минералов, неустойчивых во вновь создавшейся обста-
новке.
В природных условиях, как известно, далеко не все химические
элементы способны образовывать по несколько ионов разной валент-
ности, входящих в состав минералов. Среди металлов к ним относятся
такие, как железо (Fe2+, Fe3+), марганец (Мп2+, Мп3+, Мп4+), хром (Сг3+,
Сг6+) и ванадий (V3+, V5+), молибден (Мо4+, Мо6+), медь (Си0, Си,+,
Си2+), серебро (Ag°, Ag1+), уран (U4+, U6+) и др. Из металлоидов в этом
отношении особый интерес представляют ионы серы (S2-, S22-, S°, S4+,
S6+), в меньшей степени селена (Sc2-, Se22', Se°, Se4+, Se6+), а из полуметал-
лов — мышьяка (As2', As0, As3+, As5+) и сурьмы (Sb°, Sb3+ Sb5+). Кроме
того, среди комплексных анионов также существуют разновалентные ионы
(например, СО32' и НСОзн, различные боро- и кремнекислородные анион-
ные комплексы).
На образование минералов, пара генетически связанных между собой,
но различающихся по составу, большое влияние оказывают количествен-
ные соотношения концентраций разновалентных ионов в растворах. Это
можно показать на следующих простых примерах.
Известны месторождения, в которых встречаются доломито-гемати-
товые руды (Кутимское месторождение на Северном Урале). В них все
железо присутствует в виде самостоятельного минерала — гематита,
т. е. высшего окисла железа. Это указывает на то, что минералообразо-
вание происходило в сильно окислительной обстановке, обусловившей
появление в растворе ионов трехвалентного железа. Однако в других
месторождениях гематит нередко ассоциирует с анкеритом —
Ca(Mg, Fe)[CO3]2, что свидетельствует о менее окислительной обста-
новке рудообразования, так как часть железа присутствует в двухвалент-
ной форме и входит в карбонат в виде изоморфной примеси к магнию.
В восстановительных средах трехвалентный ион железа неустойчив,
и из растворов того же состава кристаллизуются железистые карбонаты—
анкерит и сидерит с примесью магнетита или даже без него.
Из ионов серы наибольшую роль при процессах оруденения играют
анионы S2' и S22-, с которыми тяжелые металлы образуют сернистые
соединения, и катион S6+, входящий в состав крупного по размерам
комплексного аниона SO42"*.
Последний устойчив в окислительных условиях и образует трудно-
растворимые сульфаты с крупными двухвалентными катионами бария,
стронция и кальция (барит, целестин, ангидрит и гипс).
Соотношения концентраций анионов S2- и SO42- в гидротермальных
растворах играют очень важную роль в процессах минералообразования
и весьма существенно сказываются на парагенетических ассоциациях
минералов. Следует иметь в виду, что анионы S2', возникающие при
электролитической диссоциации H2S в растворах, в восстановительных
условиях должны резко преобладать над анионами SO42-. Поэтому
естественно, что в этих условиях образуются обильные сульфиды раз-
личных тяжелых металлов (например, в колчеданных залежах Урала),
а сульфаты, в частности барит или ангидрит, наблюдаются часто
в числе последних минералов, выделившихся из остаточных растворов,
подвергшихся, очевидно, окислению.
В окислительной обстановке, где анионы S2-, подвергаясь окисле-
нию, легко превращаются в анионы SO42-, соотношения концентраций
этих анионов в растворах должны резко меняться. В связи с этим
* Атом серы (S°) и катион (S4+), образующий в природных услових электри-
чески нейтральную молекулу SO2 (сернистый газ), практически не принимают участия
в химических реакциях.
75
должны возникать ограничительные условия для осаждения сульфидов.
При высокой концентрации в растворах анионов SO42- ряд металлов
в двухвалентной форме (Cu2+, Zn21', Fe2+ и др.) образует легкораствори-
мые сульфаты. Этим объясняются многие факты, наблюдаемые в гидро-
термальных месторождениях, образовавшихся в близповерхностных
условиях. Так, например, галенитсодержащие баритовые жилы, как
правило, бедны сфалеритом, тогда как в кварц-карбонатных жилах,
не содержащих барита, сфалерит явно преобладает над галенитом.
В более окислительных условиях вместо галенита образуется трудно-
растворимый сульфат — PbSO4. Поскольку размеры ионов РЬ2+ и Ва24"
близки между собой, то свинец способен входить в виде изоморфной
примеси к барию в барите. Поэтому не случайно, что барит, отлагаю-
щийся из горячих минеральных источников, выходящих на поверхность
на о. Тайвань, содержит в себе до 18% свинца.
Железо, содержащееся в сульфатных растворах, в резкоокислитель-
ной обстановке способно окисляться до трехвалептпого состояния и выпа-
дать из них в виде окиси или гидроокислов (очевидно, в зависимости
от температуры). Тонкодисперсные частички окислов железа часто захва-
тываются кристаллизующимся баритом и окрашивают его в красный
или темно-бурый цвет. Известны также баритовые месторождения,
содержащие скопления крупнолистоватого гематита (Кень-Тюбе
в Атасуйском районе Центрального Казахстана).
При очень низком содержании анионов S2~ в сульфатных растворах
в виде сульфидов могут выпадать лишь металлы, обладающие наиболь-
шим сродством с серой, например, молибден. В некоторых гипсоносных
гидротермальных месторождениях Армении молибденит действительно
встречается в ассоциации с гипсом.
Таким образом, приведенные выше примеры убедительно показы-
вают, что в зависимости от окислительно-восстановительного потен-
циала среды, в которой происходит мипералообразование, из одних
и тех же растворов могут образовываться различные парагенетические
ассоциации минералов. Естественно, что это может иметь место в тех
случаях, когда в составе растворов принимают участие химические эле-
менты, способные давать ионы разной валентности. Изменение соотноше-
ния концентраций разновалентных ионов в связи с окислительными или
восстановительными процессами в растворах и обусловливает появле-
нине отличающихся по составу минералов как труднорастворимых про-
дуктов химических реакций.
ГЛАВА V
О КОЛЛОИДНЫХ РАСТВОРАХ И ГЕЛЯХ
Прежние представления о том, что коллоидные образования возни-
ьают только при низкотемпературных процессах, протекающих на поверх-
ности земли или в последних стадиях гидротермального оруденения,
оказались неправильными.
В настоящее время можно считать уже твердо установленным, что
~риродные коллоиды могут образовываться при самых различных темпе-
ратурах и давлениях и в самых разнообразных условиях.
В эндогенных месторождениях, образовавшихся в относительно
более глубинных условиях, т. е. в условиях более высоких температур
и давлений, видимые на глаз признаки колломорфных текстур наблю-
даются гораздо реже по сравнению с месторождениями, образовавши-
мися в близповерхностных условиях. При микроскопическом исследова-
нии руд эти признаки часто мало заметны. Явные признаки перекристал-
лизации вещества с образованием зернистых агрегатов мы обычно
наблюдаем на месте первоначально возникших гелей. Например, в поло-
сах кварца из призальбандовых участков жил макроскопически нередко
бывают заметны реликтовые текстурные особенности, ничем существенно
не отличающиеся по рисунку от типичных колломорфных образо-
ваний. Они выражаются bi том, что в сплошной кварцевой массе видны
тонкие молочно-белые или слабоокрашенные полоски, концентрически
переслаивающиеся с полосками серого кварца. Однако при рассматри-
вании прозрачных шлифов под микроскопом мы имеем грубозернистую
структуру сплошной кварцевой массы (без заметных признаков реликто-
вого строения), лишь местами загрязненную субмикроскопическими
включениями посторонних веществ.
В месторождениях относительно молодого возраста, руды которых
сохранили свои первичные структурные особенности, колломорфные обра-
зования нередко перемежаются со скрытозернистыми и даже с грубо-
кристаллическими агрегатами того же минерального состава. Как пока-
зывает изучение деталей строения руд, все эти различные по степени
кристалличности образования нередко возникают в течение одной и той
же стадии минерализации.
Чтобы получить представление об образовании коллоидных раство-
ров и о процессах минералообразования в них, необходимо вспомнить
некоторые общие положения коллоидной химии.
Свойства коллоидных растворов. Как было показано в предыдущей
главе, степень кристалличности вещества (размер кристаллических
индивидов), выделяющегося из истинных растворов, находится
в функциональной зависимости от степени пересыщения их в момент
77
кристаллизации. Если кристаллизация начинается в условиях слабот
пересыщения, возникают более редкие центры кристалл изаци--.
и в результате образуются крупнокристаллические агрегаты, при сильном
пересыщении •— скрытокристаллические или коллоидные образования.
Таким образом, величина кристаллических зерен, возникающих
в различных условиях пересыщения растворов, может колебаться
в весьма широких пределах: от крупнокристаллических зерен (или
кристаллов), измеряемых сантиметрами и миллиметрами, до величины
дисперсной фазы коллоидных растворов, размеры которой находятся
примерно в пределах 1 • 10“5— 1 • 10“7 см (или 0,1 ц— 1 лтц), т. е. яв-
ляются столь малыми, что не обнаруживаются под обычным микроскопом
даже при максимальной решающей его способности (могут быть
установлены лишь с помощью ультрамикроскопа, а формы взвешенных
частиц —в электронном микроскопе).
Представим себе ряд водных сред, содержащих различные по раз-
мерам взвешенные в них дисперсные фазы. Поскольку по мере пере-
хода от грубодисперсных к тонкодисперсным (коллоидным) системам
размер кристаллических частиц уменьшается непрерывно, казалось бы.
что и свойства этих систем должны меняться столь же постепенно.
Однако на самом деле при переходе от области грубодисперсных
систем к коллоидным наступают весьма существенные качествен-
ные изменения свойств этих систем.
Это явление обусловлено изменением свободной поверх-
ностной энергии системы. Как известно, по мере уменьшения
размеров кристаллических частиц сильно увеличивается их удельная
поверхность (отношение общей поверхности частиц к их общему
объему). Чтобы показать, насколько быстро возрастает удельная поверх-
ность частиц в дисперсной системе в связи с увеличением степени
дисперсности, обычно приводят пример деления куба с длиной ребра
в 1 см на все меньшие и меньшие кубики (табл. 1).
Таблица 1
Увеличение общей и удельной поверхности куба при делении
на меньшие кубики
Длина ребра кубика Число кубиков Общая поверхность Удельная поверхность
10 мм 1 6 см2 6
1 я 103 60 , 6X10'
0,1 я 106 600 , 6X103
0,01 Я 10» 6000 . 6x10»
1 11 Ю'з 6 л» 6X104
0,1 Я 10'6 60 , >< )
0,0! я IO18 600 , 6X106
1 m ц 102' 6000 . 6X10?
0,1 Ю2' 6 км2 6X103
0,01 102' 60 . 6x10»
Из анализа табл. 1 видно, что при сохранении объема диспергируе-
мого вещества (1 см3) удельная поверхность с уменьшением размеров
кубиков резко увеличивается. Вследствие этого сильно возрастает
и свободная поверхностная энергия системы. Для области коллоидных
систем, дисперсные фазы которых характеризуются размерами в пре-
делах от 0,1 ц до 1 мц, поверхностная энергия достигает колоссального
значения.
Этим объясняется тот факт, что коллоидные растворы обладают
особыми свойствами, существенно отличающимися как от грубодисперс-
78
=ъх систем (с размерами частиц больше 0,1 р>), так и от молекулярно-
ионнодисперсных систем (с размерами частиц меньше 1 тц). Отли-
чительные черты рассматриваемых систем сводятся к следующему,
1. Коллоидные растворы (золи), так же как и грубодисперсные
сусдензии, представляют собой гетерогенные двухфазные системы
«дисперсная фаза+дисперсионная среда), однако в то время, как
з грубоднсперсных системах взвешенные частицы быстро или медленно
под влиянием собственного веса оседают на дно, скорость оседания
дисперсных частиц в золях практически падает до нуля. Коллоидные
пастворы в сущности образованы устойчивыми взвесями, в которых
дисперсные частички совершают броуновское движение.
2. Молекулярно- или ионнодисперсные, т. е. истинные растворы',
= отличне от двухфазных коллоидных растворов представляют собой
однофазные системы. Поэтому для истинных растворов мы
не можем говорить о какой-либо поверхности раздела между двумя
фазами (между дисперсными частицами и средой), а следовательно,
о свойствах, связанных с этой поверхностью. Иначе говоря, эти
растворы являются гомогенными средами, весьма существенно отли-
чающимися по ряду свойств от гетерогенных коллоидных растворов.
3. Ионы и молекулы в истинных растворах легко диффундируют
и подвергаются диализу (проходят через животные перепонки), тогда
•:ак диффузия дисперсных фаз коллоидных растворов проявляется
чрезвычайно слабо. Дисперсные фазы этих растворов не поддаются
диализу, но в. отличие от грубодисперсных систем проходят через обыкно-
венные фильтры.
4. Коллоидные растворы, несмотря на кажущуюся однородность
< прозрачность, в отличие от истинных растворов обнаруживают эффект
Тиндаля (при прохождении светового луча на темном фоне возникает
.зетящаяся опалесцирующая полоса, видимая при рассматривании
сбоку). Это явление вызывается рассеянием света дисперсными части-
ками коллоидных растворов. В грубодисперсных системах вместо сплош-
ной опалесцирующей полосы наблюдаются лишь светящиеся точки.
Таким образом, коллоидные растворы, занимая по степени дисперс-
ности промежуточное положение между грубодисперсными системами,
с одной стороны, и истинными растворами — с другой, по своим свойствам
весьма существенно отличаются от тех и других.
Строение дисперсной фазы суспензоидов. Если мы сравним раз-
меры твердой дисперсной фазы неорганических коллоидных систем с раз-
мерами ионов (катионов и анионов), участвующих в составе истинных
растворов, то увидим, что дисперсные частички по своей величине во
много раз превосходят ионы, диаметр которых для большинства элемен-
тов не превышает ЗА. Простой подсчет показывает, что в пределах объема
одной дисперсной частички коллоидных растворов число ионов достигает
по крайней мере многих сотен тысяч.
С помощью рентгенометрических исследований установлено, что
твердые дисперсные фазы неорганических коллоидов обладают явно
кристаллической структурой, т. е. входящие в, их состав ионы или
атомы обладают строгой закономерностью их расположения в простран-
стве. Иными словами, эти дисперсные фазы являются типичными
кристаллическими телами субмикроскопических размеров
и по своему строению ничем принципиально не отличаются от крупно-
кристаллических образований.
Как известно, дисперсные частицы, состоящие из кристаллических
веществ, находясь в растворе (дисперсионной среде), несут электри-
ческий заряд. Знак этого заряда для различных веществ не одинаков,
79
но все частицы данного вещества, взвешенные в данной дисперсионной
среде, заряжены однозначно: либо отрицательно (например, сульфиды
меди, цинка, свинца, серебра, ртути, мышьяка, сурьмы, кремнезем,
а также двуокись марганца, глинистые частицы, гумусовые вещества
и др.), либо положительно (гидроокислы железа, алюминия, титана,
циркония, редких земель и др.). Именно благодаря одноименным
электрическим зарядам дисперсные частицы отталкиваются друг
Рис. 45. Строение дисперсной фазы в водном растворе, содержащем электролиты
В правой части рисунка показаны гидратированные катионы и анионы в растворе
с соответственно ориентированными около иих молекулами Н2О
/ — ядро дисперсной фазы кристаллического строения; 2 — анионы кристаллическое
решетки; 3—катионы кристаллической решетки; 4 — выступающие на углах и ребра;
ионы кристаллической решетки с остаточными некомпенсированными зарядами
5 — адсорбированные ионы; 6 — условно изображенные электрически нейтральные
диполи молекул Н2О
от друга и, совершая броуновское движение в растворе, остаются
во взвешенном состоянии.
Знак заряда в значительной мере зависит от pH среды. Это осо-
бенно показательно для амфотерных соединений. Например, А1(ОН)
в кислой среде заряжена положительно, а в щелочной —• отрицательно
Характерной особенностью строения кристаллической дисперсно::
фазы является также наличие вокруг нее двойного электрического слоя
представленного адсорбированными из раствора ионами. На рис. 4'
этот слой условно показан в виде заштрихованной линии, опоясывающее
дисперсную кристаллическую фазу. Образование двойного слоя обус-
ловливается тем, что на поверхности кристаллических дисперсных фаз
«О
особенно на углах и ребрах, возникает остаточный некомпенсированный
заряд, который и вызывает адсорбцию противоположно заряженных
ионов на поверхности твердых частиц. При этом знак заряда поверх-
ности дисперсной фазы определяется не внешней, а внутренней обклад-
кой двойного электрического слоя, состоящей из тех адсорбированных
ионов, которые с соответствующими ионами кристаллической решетки
способны образовывать труднорастворимые соединения или входить
в виде изоморфной примеси к тем или иным ионам кристаллических
дисперсных частиц.
Наконец, за двойным электрическим слоем вокруг дисперсной фазы
следует оболочка слабо удерживаемых молекул Н2О, которые, как
диполи, определенно ориентированы по отношению к частицам в зави-
симости от их заряда (см. рис. 45). Поскольку Н2О является электри-
чески нейтральной молекулой, эта оболочка не может влиять на изме-
нение заряда дисперсных частиц. Толщина ее для разных соединений
различна.
По характеру взаимодействия дисперсной фазы с водой различают
гидрофильные и гидрофобные коллоиды.
К гидрофильным относят вещества, активно взаимодействующие
с водой с образованием мощной гидратной оболочки, что весьма значи-
тельно увеличивает объем дисперсных частиц. Примерами могут слу-
жить коллоиды кремнезема, гидроокислов алюминия, железа, мар-
ганца и др.
Гидрофобными называют вещества, у которых сродство с водой
как дисперсионной средой проявляется слабо (таковы, например, гидро-
золи сульфидов тяжелых металлов, галогенидов серебра и др.). Некото-
рые коллоиды (например, серы) занимают промежуточное положение
между гидрофильными и гидрофобными.
Гидрозоли, дисперсная фаза которых является гидрофильной,
в результате коагуляции дают студенистые гели, тогда как гидрофоб-
ные дисперсные фазы при свертывании золей образуют хлопьевидные
порошковатые осадки.
Коагуляция дисперсных фаз и синерезис гелей. Коллоидные рас-
творы, в частности суспензоидные золи, внешне не отличимые от истин-
ных растворов, представляют собой мало устойчивые системы и сравни-
тельно легко подвергаются старению. Дисперсные частички под влиянием
ряда факторов, главным образом под действием электролитов *, испыты-
вают коагуляцию (свертывание) с образованием более крупных по
размерам агрегатов, выпадающих в осадок.
В самые начальные моменты старения, выражающиеся bi укрупне-
нии дисперсной фазы путем агрегации или слипания взвешенных частиц,
заметных на глаз изменений в коллоидных растворах не происходит.
Лишь иногда золь меняет свой цвет (интенсивность рассеянного света
вследствие изменения размеров частиц). Например, ярко-красный проз-
рачный коллоидный раствор металлического золота в начальные
моменты агрегации приобретает фиолетовую, затем синюю окраску (без
помутнения).
При дальнейшем увеличении размеров дисперсных частиц путем
агрегации наступает помутнение раствора (т. е. явный переход в грубо-
дисперсные системы), а затем свертывание или расслоение коллоидного
раствора. При этом коагуляция гидрофильных дисперсных частиц при-
водит к образованию студня, а гидрофобных — к выпадению хлопьевид-
ного осадка. Например, в том же ярко-красном коллоидном растворе
1 Т. е. веществ, легко диссоциирующих отри растворении на ионы и благодаря
этому проводящих электрический ток.
б Зак. 153 81
Золота при прибавлении некоторого количества раствора ЁаС12 (элект-
ролита, сильно ускоряющего коагуляцию) вскоре вслед за помутнением
начинается быстрое осаждение темных сгустков золота, а сама жид-
кость становится светлой, почти бесцветной.
Заряженные дисперсные частицы золя, взаимодействуя с электро-
литами, адсорбируют из раствора либо катионы, либо анионы. Адсор-
бируемые ионы имеют заряд, всегда противоположный заряду дисперс-
ной фазы, что приводит к нейтрализации заряда дисперсных частиц.
В силу этого отталкивание между частицами сильно ослабляется и,
таким образом, создаются условия для сближения частиц, в результате
чего и происходит агрегация или слипание их друг с другом вследствие
молекулярных сил притяжения, действующих между частицами. Это
укрупнение, естественно, приводит к уменьшению числа взвешенных
дисперсных частиц, а следовательно, и к уменьшению общей поверхности
и поверхностной энергии частиц. Одновременно возрастает и вязкость
золей.
При образовании студня происходят постепенная ориентация и
сближение гидратированных частиц, сопровождающиеся освобождением
заключенной между ними воды (водного раствора). Это явление само-
произвольного отделения дисперсионной среды от дисперсной фазы
в студне получило название синерезиса ив сущности выражается
в дегидратации свежеосажденных гелей. Однако следует заметить, что
дисперсные частицы сближаются не настолько, насколько это возможно
при их агрегации. Поэтому в начальные моменты этого процесса из
гидрогелей удаляется только часть дисперсионной среды. Вполне по-
нятно, что время при синерезисе студней играет большую роль. Пони-
жение температуры увеличивает скорость синерезиса.
Таким образом, студнеобразование и синерезис должны рассмат-
риваться как отдельные стадии процесса старения коллоидов (Жуков,
1949): золь—•студнеобразование - синерезис.
В процессе синерезиса гелей происходит постепенное изменение их
строения и физических свойств.
Прежде всего по мере уплотнения гелевой массы развиваются не
только тончайшая незаметная на глаз пористость и трещинки усыхания,
но совершается также перекристаллизация вещества.
Сущность перекристаллизации выражается в объединении беспорядочно
ориентированных дисперсных фаз в более крупные индивиды с единой
кристаллической решеткой. Этот процесс, известный под названием соби-
рательной кристаллизации, чрезвычайно широко распространен в руд-
ных месторождениях. В явлениях собирательной кристаллизации осу-
ществляется закономерная тенденция веществ принимать состояние
с наименьшей удельной поверхностью и, следовательно, с наименьшей
свободной поверхностной энергией.
Условия образования коллоидных растворов. Твердые дисперсные
частицы, по своим размерам отвечающие дисперсным фазам коллоидных
систем (суспензоидов), в природных условиях получаются двумя путями:
механическим и химическим.
Механический способ сводится к диспергированию, т. е. измельче-
нию и истиранию обломков горных пород и минералов, перекатываю-
щихся в водных потоках, в зонах прибоя морских волн, а также прг
движении ледников, истирающих подстилающие породы, и др. Во всех
этих случаях на земной поверхности в общей сложности получаются ог-
ромные массы грубо- и тонкодисперсного материала, значительная часть
которого по размерам отвечает коллоидным частицам. Тонкое истирание
горных пород и руд имеет место и при тектонических нарушениях
в земной коре. Таковы, например, глинки трения вдоль сбросов, нередко
наблюдаемые в зальбандах жильных месторождений.
Химические или, как их иначе называют, конденсационные способы
образования дисперсных фаз имеют чрезвычайно широкое распростра-
нение в природе, особенно при процессах выветривания и гидротермаль-
ного рудообразования. Механизм образования суспензоидов этим пу-
тем выражается в агрегации ионов или молекул в истинных растворах
с образованием частиц кристаллического строения, не превышающих
по своим размерам величины дисперсных фаз коллоидов *.
Для образования коллоидных растворов путем конденсации ионов
или молекул прежде всего необходимо, чтобы возникающие частицы дис-
персных фаз, как продукты химических реакций, представляли собой
малорастворимые в дисперсионной среде соединения. Именно благодаря
этому в истинных растворах может наступать резкое пересыщение сое-
динениями, образующимися при реакциях. Особенно легко образуются
коллоиды тех соединений, которые обладают ничтожно малой раство-
римостью. ' ; ;
Химические реакции, в результате которых могут образоваться при-
родные золи, естественно, те же самые, что приводят к образованию
явно индивидуализированных минералов (в условиях слабого пересы-
щения истинных растворов). К этим реакциям относятся следующие.
1. Реакции окисления, особенно широко распространенные
на земной поверхности и вблизи нее. В качестве примера можно при-
вести окисление выходящих на поверхность железистых углекислых
минеральных источников, содержащих в растворе двухвалентное железо
в виде бикарбоната. При окислении образуются вначале золи гидро-
окиси железа, окрашивающей раствор в желтый цвет, а затем — коагу-
ляты в виде лимонита. При высоких температурах в гидротермальных
растворах в результате окисления выпадают безводные окислы железа
(гематит, магнетит).
2. Реакции восстановления. Таким путем, например, об-
разуется урановая чернь в коре выветривания ниже уровня грунтовых
вод в восстановительной обстановке. Как известно, за счет урановых
руд, богатых сульфидами, в зоне окисления образуются легкораствори-
мые сульфаты шестивалентного урана, которые с просачивающимися
водами переносятся в зону ниже уровня грунтовых вод. Здесь, в вос-
становительных условиях, U6+ переходит в U4+, окислы которого обла-
дают чрезвычайно низкой растворимостью и благодаря этому выпадают
из растворов в виде сажистых масс.
3. Реакции гидролиза (разложения солей металлов при
взаимодействии их с водой). Эти реакции также могут приводить к обра-
зованию малорастворимых продуктов в виде дисперсной фазы золей или
гелей. Таков, например, путь образования лимонита при разложении
сульфата трехвалентного железа, образующегося э зоне окисления бога-
тых пиритом сульфидных руд:
Fe2(SO4)B + ЗН2О = 2Fe(OH)8 + 3H2SO4,
1 Вообще говоря, через зародышевую стадию кристаллизации должны проходить
все более крупнокристаллические образования. Однако следует иметь в виду, что
число и, соответственно, размеры кристаллических индивидов, образующихся из
одного и того же количества растворенного вещества, должны сильно варьировать
в зависимости от степени пересыщения раствора. Если кристаллообразование начи-
нается при очень резком пересыщении раствора, когда создается огромное количество
центров кристаллизации, конечный размер кристаллических фаз (по исчерлаиии
избытка растворенного вещества), естественно, будет ничтожно малым.
6* 83
Такой же характер имеет реакция Гидролиза фторйстоГо оЛоВа при вы-
соких температурах с образованием касситерита по схеме:
SnF, + 2Н2О = SnO2 + 4HF.
4. Реакции обменного разложения. В природных усло-
виях они чрезвычайно широко проявляются как при смешивании раст-
воров солей различного состава, так и при взаимодействии растворов
с газообразными соединениями (H2S, СО2 и др.) и с химически актив-
ными горными породами, в частности с известняками. В качестве наи-
более простого примера можно привести отложение в виде сталактитов
или роговикоподобных масс BaSO4 + SrSO4, наблюдавшееся во время
разработки месторождения Ляутенталь в Гарце в местах смешения хло-
ридных вод соляного источника с рудничными сульфатными водами.
Реакцию хлорида бария, растворенного в соляном источнике, с сульфа-
том магния рудничных вод можно представить в виде следующей схемы:
ВаС12 + MgSO4 = BaSO4 + MgCl2.
Взаимодействие металлоносных растворов с H2S (вернее, с его
продуктами электролической диссоциации) нам хорошо знакомо по прак-
тике качественного химического анализа. В результате реакций выпа-
дают порошковатые черные осадки сульфидов, обладающих ничтожно
малой растворимостью, по схемам:
FeCl24-H2S = FeS + 2HCl; МоС14 -ф 2H2S = MoS2 + 4НС1 и т. д.
Легкорастворимые сульфаты меди и цинка, возникающие при окис-
лении сульфидных руд, при реакциях с карбонатными породами вы-
падают в виде колломорфных образований (малахит, смитсонит и другие
минералы).
Как было указано ранее, на химическое равновесие в растворах су-
щественное влияние оказывает иногда изменение температуры и давле-
ния. В одних случаях понижение температуры приводит к распаду
сложных соединений с образованием малорастворимых продуктов реак-
ции (например, кремнезема при разложении растворимых силикатов
щелочей). В других случаях, наоборот, повышение температуры снижает
растворимость соединения (например, бикарбоната кальция), вызывая
превращение его в труднорастворимый продукт (кальцит), выпадаю-
щий в осадок. Таковы, например, случаи массового выпадения в виде
оолитов карбоната кальция у берегов Флориды, происходящие вслед-
ствие нагревания вод холодного течения, насыщенных бикарбонатом
кальция.
Давление в образовании коллоидных растворов играет скорее кос-
венную роль. В частности, снижение его вызывает улетучивание раство-
ренных газов, чем обусловливается нарушение химического равновесия
в растворах. Так, например, при выходе на поверхность обогащенных
кальцием углекислых минеральных источников вследствие резкого сни-
жения внешнего давления наблюдается энергичное выделение СО2. Это
приводит к тому, что растворенный в водах бикарбонат кальция разла-
гается с выпадением карбоната кальция и образованием около источни-
ков так называемых известковистых туфов, характеризующихся типич-
ными признаками колломорфных образований.
К сказанному выше необходимо добавить несколько слов о соеди-
нениях, обладающих высокой растворимостью в воде (например, NaCl,
CuSO4 и др.). Было бы неправильным представлять себе, что для этих
84
соединений не могут быть получены золи и гели, но в природе они встре-
чаются очень редко. Коагуляты их образуются из сильно пересыщенных
растворов при условии массовой потери дисперсионной среды (воды)
путем испарения.
Такие условия создаются, например, в областях с жарким сухим
климатом, где легкорастворимые соединения встречаются в зоне окисле-
ния рудных месторождений в виде скрытокристаллических масс, выцве-
тов, иногда почковидных и сталактитовых форм в полостях и на стенках
горных выработок.
Очень эффектны сосульки и сталактиты галита в выработках ме-
сторождения каменной соли в Илецкой защите (Оренбургская область).
Образование их происходит в местах стекания капель пересыщенного
раствора хлористого натрия, в котором вследствие испарения воды раз-
вивается массовое зарождение центров кристаллизации. Благодаря
этому раствор сравнительно быстро приобретает полужидкую консистен-
цию и под влиянием силы тяжести свешивается в воздушном простран-
стве в виде натеков. Последующие порции пересыщенного раствора сте-
кают уже по поверхности этих натеков, постепенно увеличивая их раз-
меры за счет осаждающейся дисперсной фазы .В конце концов таким
путем образуются типичные сталактиты галита.
Аналогичная картина наблюдалась при образовании сталактитов мо-
ренозита (NiSO4 • 7Н2О) или ретгерсита (NiSO4 • 6Н2О) на кренях горных
выработок в зоне окисления Мончегорского месторождения медно-нике-
левых сульфидных руд (Кольский полуостров).
В районах вулканической деятельности образуются налеты и вы-
цветы легкорастворимых хлоридов и сульфатов железа, меди и других
металлов, возникающих при эксгаляциях вследствие массовой потери
растворителя (воды) путем парообразования в местах выхода на по-
верхность сильно нагретых растворов.
Натечные образования известны также для изоколлоидов, т. е. таких
коллоидных растворов, в которых дисперсная фаза и дисперсионная
среда представлены одним и тем же веществом. Примером таких обра-
зований могут служить сосульки льда, возникающие при переохлажде-
нии стекающей по каплям воды на теневой стороне крыш домов или
в горных выработках, заложенных в вечной мерзлоте (за счет конден-
сации паров воды влажного воздуха). В момент стекания переохлажден-
ной воды по поверхности сосулек, когда происходит массовое зарожде-
ние дисперсной фазы в виде кристаллических зародышей, в течение
какого-то периода времени, очевидно, существует изоколлоид, по свойст-
вам не отличимый от типичных коллоидных растворов. В дальнейшем
и заключенная в сталактитах дисперсионная среда (Н2О) также превра-
щается в лед.
Условия образования коагулятов. Степень устойчивости золей (сус-
пензоидов), возникающих в результате рассмотренных выше химических
реакций, весьма различна. Одни золи могут сохраняться в течение более
или менее длительного времени. Это относится особенно к тем золям,
дисперсные фазы которых защищены какими-либо веществами, предохра-
няющими их от коагуляции. Другие золи, в частности сернистых соеди-
нений тяжелых металлов, сразу же подвергаются коагуляции, вслед за их
образованием.
К числу главных факторов, вызывающих коагуляцию дисперсных
частиц коллоидных растворов, как уже упоминалось, относится влия-
ние электролитов.
Установлено, что интенсивность свертывания золей в значительной
мере зависит от валентности ионов электролитов, вызывающих коагуля-
85
Рис. 46. Приполированный разрез пиролюзито-
псиломелановой конкреции. Черные концентри-
ческие полосы — опал. Светлоокрашенная главная
масса — псиломелан и пиролюзит. Полуночное
месторождение (Северный Урал). ХЬ'/г
в местах встречи с водами иного состава
цию: чем выше валентность иона, тем значительнее его коагулирующее
действие (правило Шульца — Гарди). Для катионов установлено также,
что свертывающее действие иона зависит от степени его гидратации:
чем больше гидратация катиона, тем слабее его коагулирующее дейст-
вие. Природа анионов значительно меньше сказывается на интенсивности
коагуляции в связи с их гидратацией.
Уже давно было известно, что очень высокой чувствительностью
к электролитам обладают гидрозоли сульфидов и окислы металлов.
Добавление к ним электролитов вызывает быструю коагуляцию дисперс-
ных фаз и выпадение из растворов в виде тонкодисперсных осадков.
В природных усло-
виях встреча коллоидных
растворов с электролитами
может совершаться раз-
личными путями. Напри-
мер, взвешенные в речных
водах дисперсные части-
цы кремнезема, гидро-
окислов железа и глини-
стых минералов, защи-
щенных гумусовыми ве-
ществами, переносятся
иногда на тысячи кило-
метров, пока не произой-
дет смешение с морскими
водами, содержащими
электролиты (NaCl.MgSOi
и др.).
При просачивании по-
верхностных коллоидных
растворов, образующихся
в коре выветривания ме-
сторождений и некоторых
горных пород, нередко
создаются условия, когда
происходит выпадение ко-
агулятов. Таковы, например, гидросиликатные никелевые руды коры
выветривания, залегающие в карманах и карстах у контактов серпенти-
нитовых массивов с известняками.
В гидротермальных растворах электролиты могут появиться при
взаимодействии их с боковыми породами, особенно при процессах ме-
тасоматоза.
Такие породы, как известняки и доломиты, легко вступают во взаимо-
действие с металлоносными растворами, обогащая их растворимыми
продуктами химических реакций. Помимо того, и сами гидро-
термальные растворы содержат' электролиты, возникающие в резуль-
тате разложения комплексных соединений в связи с изменением физико-
химических факторов равновесия.
Образование коллоидных осадков в виде смешанных гелей, как
это мы знаем из коллоидной химии, может происходить путем взаим-
ной нейтрализации смешивающихся коллоидных растворов, со-
держащих противоположно заряженные частички в соответствующих
количественных отношениях. Так, например, золи гидроокислов железа,
дисперсные частички которых заряжены положительно, взаимодействуя
с золями кремнезема, коагулируют совместно, образуя смешанные гели
86
кремнистых бурых железняков. То же самое устанавливается и для
окислов марганца.
Соотношения между кремнеземом и окислами металлов в таких
случаях могут быть самыми различными. Выделения кремнезема в виде
опала или халцедона в колломорфных образованиях, кажущихся сплош-
ной рудой, иногда бывают заметны в полированных поверхностях даже
на глаз (рис. 46). Однако в большинстве случаев, несмотря на то, что
содержание SiO? по химическим анализам достигает нескольких про-
центов, в полированных шлифах под микроскопом не удается увидеть
никаких признаков присутствия опала, халцедона или кварца. Чрезвы-
чайно любопытно, что в результате растворения кусочков таких руд
(железных или марганцевых) в соляной кислоте остается белоснежный
скелет в виде тончайшего каркаса, формы которого в точности отвечают
первоначальным формам кусочков, подвергшихся растворению.
То же самое относится и к эндогенным, кремнеземсодержащим кол-
лоидным образованиям окислов железа (гематиту или магнетиту).
Н. В. Павлов (1956) показал, что при травлении в течение 2—3 часов
соляной кислотой полированной поверхности оолитовых магнетитовых
руд гидротермального происхождения на месте магнетита появляется
гонкодисперсный остаток светло-серого цвета (рис. 47 и 48). По его
предположению этот остаток относится к хлориту (согласно данным
спектрального анализа и по показателю преломления). Весьма харак-
терно, что этот остаток образуется только в пределах сферических тел
магнетита (магнетит цементирующей массы растворяется нацело).
Интересно привести результаты (табл. 2), полученные в лаборатор-
ных условиях при смешении в различных соотношениях золей Ре(ОН)з
и AS2S3 (Жуков, 1949).
Таблица 2
Взаимная коагуляция положительного золя Fe(OH)3
и отрицательного золя As?S3
Золи (в см3) Результат смешения Катафорез1 нескоагули- ровавших частиц
Fe (ОН), As,S3
9 1 Без нзмеиеиня К катоду
8 2 Небольшая муть через короткое К катоду
время
7 3 Муть тотчас, затем осаждение К катоду
5 5 Немедленное неполное осаждение К катоду
3 7 Почти полное осаждение —
2 8 Немедленное неполное осаждение К аноду
1 9 Немедленное неполное осаждение К аноду
0,2 9,8 Муть, осаждение отсутствует К аноду
1 Под катафорезом понимается движение твердых частиц в жидкости под влия-
нием электрического поля.
Из данных этой таблицы нетрудно видеть, что коагуляция с обра-
зованием осадка происходит в определенном интервале количественного
соотношения смешиваемых золей. Характерно, что остающиеся во взве-
шенном состоянии частицы по обе стороны от зоны, в которой проис-
ходит коагуляция, принимают заряд того золя, который находится
в избытке.
'К этому следует добавить, что, согласно данным более поздних
исследований, взаимная коагуляция наступает не только при смешении
разноименно заряженных золей, но в ряде случаев наблюдается и при
87
Рис. 47. Сферолитовая магнетитовая руда Кежемского месторождения. Черные
шарики — магнетит. По Н. В. Павлову. Полированный штуф. Снято в косом свете до
травления соляной кислотой. Нат. вел.
Рис. 48. То же, что на рис. 47. Снято после травления соляной кислотой.
Белое — кремнистое вещество
смешении одноименно заряженных золей, что, вероятно, связано с хими-
ческим взаимодействием между электролитами.
Коллрморфные осадки сложного состава могут образоваться и иным
путем. В' тех случаях, когда дисперсные фазы различных по составу
соединений обладают близкими химическими свойствами, они ведут себя
более или менее одинаково и при образовании коллоидных растворов и
гелей. Таковы, например, халькопирито-сфалеритовые колломорфные
88
Рис. 49. Почковидные агрегаты сфалерита (серое) с тоикодисперсиым
марказитом, окруженные кристаллическим пиритом и марказитом.
Черное — кварц. Белое — пирит и марказит. Месторождение Блява.
По Т. Н. Шадлун. Полированный шлиф. X 365
Рис. 50. То же, что на рис. 49, при большом увеличении. Серое —
сфалерит; белое — халькопирит; черное — кварц, X 1465
образования (рис. 49), наблюдавшиеся в рудах неметаморфизов энного
колчеданного месторождения Блява (Южный Урал). Эти образования
даже при больших увеличениях (рис. 50) представляют собой тончай-
шие смеси сфалерита с халькопиритом, не имеющие ничего общего
с явлениями распада твердых растворов. Кристаллические структуры
59
этих минералов очень близки между собой, чем, очевидно, и обусловли-
вается близость их свойств и поведение в растворах при процессах
минералообразования возникновением эпитаксических срастаний.
На рис. 50 обращает на себя внимание также то, что в центре
снимка между сгустками сложного геля образовались явно индивидуа-
лизированные более крупные зерна сфалерита и халькопирита. В еще
более наглядной форме то же явление изображено на рис. 51, где мы
видим два сгустка геля сложного состава, обладающие неравномерной
окраской. Дисперсные фазьи, составляющие сложный гель, столь малы,
что их не удается различить под микроскопом даже при больших увели-
Рис. 51. Сгустки геля сложного состава (серое и светло-серое), обросшие
хорошо образованными кристалликами раммельсбергита. Темио-серое —
кварц. Полированный шлиф. X 100
чениях. Чрезвычайно характерно, что на поверхности этих сгустков выде-
лились явно кристаллические образования диарсенида никеля — рам-
мельсбергита, который, как удалось установить по другим шлифам, при-
нимает участие в составе сложного геля. Другой компонент его, пред-
ставленный урановой смолкой, по-видимому, целиком осадился при
коагуляции, чем можно объяснить отсутствие его в числе повторных
более крупнокристаллических генераций.
Эти соотношения между коллоидными и кристаллическими образо-
ваниями обусловлены изменением концентрации компонентов в раство-
ре. Если мы обратимся к рис. 37, где изображена зависимость числа
центров кристаллизации от степени пересыщения раствора данным ком-
понентом, то нетрудно будет понять причину этого явления. Допустим,
что выпадение значительной части вещества произошло в виде геля при
резком пересыщении раствора, отвечающем концентрации, обозначенной
на диаграмме точкой к2- Совершенно ясно, что в таком случае концен-
трация компонентов, за счет которых произошло выпадение труднораст-
воримого соединения, в остающемся растворе должна сильно снизиться
и на диаграмме отвечает, допустим, точке «ь Таким образом, в дальней-
90
шем при кристаллизации остаточного раствора должны создаваться
условия для образования более редких центров кристаллизации, а следо-
вательно, и более крупных кристаллических зерен или кристаллов.
Явление того же порядка показано на рис. 52, где тонкозернистый
агрегат пирита (по краям снимка) по мере приближения полости, вы-
полненной кварцем, сменяется более грубозернистыми агрегатами.
Во многих месторождениях, руды которых не подверглись процес-
сам позднейшего метаморфизма, вокруг ранних скрытозернистых выде-
лений минералов наблюдаются явнокристаллические образования тех
же минералов. Особенно это показательно в тех случаях, когда в строе-
нии руд принимают участие колломорфные или метаколлоидные образо-
вания.
Наглядный в этом отношении пример приведен на рис. 53, где по-
казаны почковидные выделения, состоящие из мельниковита и скрыто-
кристаллического пирита. На сферической поверхности этих выделений
отложилась корка явнокристаллического пирита, который слагает и все
окружающие почки пространство. На микрофотографии нетрудно убе-
диться в том, что почки с хорошо сохранившимися округлыми очерта-
ниями образовались раньше, чем вмещающая их более грубозернистая
масса пирита с халькопиритом.
На другой микрофотографии (рис. 54) изображены радиально-лу-
чистые агрегаты касситерита, обладающие сферолитовым строением при
скрещенных николях. Характерно, что в центрах этих агрегатов сохра-
нились сгустки касситерита (черное), окруженные тонкозернистыми мас-
сами того же касситерита с концентрически-зональным строением. На-
ружные участки радиально-лучистых агрегатов, наоборот, представлены
явно индивидуализированными игольчатыми кристаллами (вверху слева)
среди кварца. Местами сгустки касситерита подверглись перекристал-
лизации (темные шаровидные тельца, не обнаруживающие концентри-
чески-зонального строения).
Аналогичные явления наблюдаются и в рудах экзогенного проис-
хождения (в коре выветривания и в осадочных месторождениях). На
рис. 55 приведен пример манганитовой почки, сложенной скрытокристал-
лическим агрегатом, тогда как периферическая ее часть состоит из яв-
нокристаллических агрегатов, отороченных копьевидными кристаллами.
Эти кристаллы, а также часть скрытокристаллической массы, замещены
пиролюзитом, что, очевидно, связано с окислением манганита.
Существенную роль в коагуляции играет степень концент-
рации дисперсной фазы в коллоидных растворах,
а также степень поверхностного натяжения на границе
раздела между дисперсной фазой и дисперсионной средой. В случае
возникновения высоких концентраций дисперсных фаз (особенно гидра-
тированных) создаются благоприятные условия для соприкосновения
взвешенных частиц, что должно способствовать слипанию их с образова-
нием укрупненных шаровидных телец агрегатного строения.
Процессы отложения коагулятов. Согласно экспериментальным
исследованиям, выделяющийся из коллоидных растворов коагулят
под влиянием силы тяжести постепенно оседает на одно или сверты-
вается в виде эластичных шаровидных или лепешковидных образова-
ний. котовые с течением времени ттпевпатпаются в твепдые тела.
Примером может служить опыт с коллоидным раствопом фибрина
в смеси с углекислым кальцием. Ппи встряхивании жидкость приобретает
молочно-белый цвет. Но стоит только ппибавить к этой жидкости в ка-
честве электролита хлористый кальций, как через несколько минут
91
Рис. 52. Тонкозернистый агрегат пирита, по направлению к центру
постепенно переходящий в грубозернистый. Светлые включения
в кварце (темио-серое)—пирит последней генерации. Месторожде-
ние Чарагидзор. По Т. Н. Шадлун. Полированный шлиф. Протрав-
лено. X 40
Рис. 53. Почковидные скопления мельниковита (черное) и скрытокристал-
лического пирита (темно-серое), обросшие корками явнокристаллического
пирита (светлое). Серое (в интерстициях среди зерен пирита)—халько-
пирит. Месторождение Яман-Касы (Южный Урал). По Т. Н. Шадлун.
Полированный шлиф. X 40
Рис. 54. Колломорфные образования касситерита (черное), переходящие
к периферии в кристаллические радиально-лучистые агрегаты (светло-
серое). По О. Д. Левицкому. Прозрачный шлиф. X 90
Рис. 55. Метаколлоидные образования манганита, окруженные в наруж-
ных частях гребенчатыми агрегатами кристаллов. Кристаллы в значи-
тельной мере замещены пиролюзитом (светлое). Темно-серое (внизу) —
опал. Черные извилистые полосы внутри почки — рыхлый опал в смеси
С пиролюзитом. По П. Ф. Андрущенко. Полированный шлиф. X 48
Рнс. 56. Марганцовистый тонкозернистый песчаник. Обломочные зерна
(серое)—кварц и полевой шпат; белое — псиломелан; черное — пустоты.
Аккермановское месторождение (Южный Урал). По А. Т. Суслову.
Полированный шлиф. X 17
Рис. 57. Марганцовистый черный песчаник. Белое—пиролюзит; темно-
серое песчаники кварца; черное — пустоты. Месторождение Кара-
Алма (Киргизская ССР). Полированный шлиф. X 17
образуется эластичный гель, который в течение 14—28 дней превра-
щается в совершенно твердую массу. При повторных, многократно
следующих друг за другом осаждениях фибрина и соли возникает кон-
центрически-слоистое строение коагулятов (Марк и Юнг, 1933).
Для нас чрезвычайно важное значение имеет тот факт, что про-
дукты коагуляции во многих случаях (особенно для гидрофильных
94
Рис. 58. Оолитовый известняк. Третичные осадки (спаниодон-
товая свита) Чиатурского месторождения. Темно-серое —
ктипеит; белое (цемент) — кальцит. По А. Г. Бетехтииу.
Прозрачный шлиф. X 30
Рис. 59. Оолитовый песчаник. Угловатые песчинки кварца и
полевого шпата окружены ктипеитом (темно-серое). Цемент
сложен зернистым кальцитом. По А. Г. Бетехтину. Прозрачный
шлиф. X 30
коллоидов) обладают способностью прилипать или обволакивать посто-
ронние тела. Об этом свидетельствует такой опыт, описанный в книге
Марка и Юнга (1933). Если к слабому коллоидному раствору краски
понсорот в смеси с тонкоизмельченным карбонатом свинца прибавим
электролит ВаСЬ, то после встряхивания пробирки зерна карбоната
обволакиваются оболочкой геля красящего вещества и быстро падают
96
йй Дйо, а находящийся над осадком раствор становится почти бесцвет-
ным. Если же взять более концентрированный раствор краски, то только
часть зерен карбоната медленно выпадает в осадок. Остальные зерна,
адсорбировавшие красящее вещество, находятся во взвешенном состоя-
нии, т. е. ведут себя как коллоидные электрически заряженные частички,
и оседают лишь при добавлении дополнительных порций электролита.
Рис. 60. Кокардовая текстура руды. Обломки сланца
(серое) со всех сторон окружены оболочками кар-
боната (белое). В цементе — кварц, галенит и сфа-
лерит. Месторождение Ляутенталь (Гарц). Музейный
образец. Vs нат. вел.
В природных объектах как в горных породах, так и в рудах мь
многих случаях наблюдаем явления обволакивания обломочных з<
скрытокристаллическим веществом, образовавшимся за счет перв
чально осевшего геля. Наиболее простым примером могут слу;
так называемые марганцовистые песчаники черного Цвета (рис. 56 и
Рассматривая эти микрофотографии, нетрудно убедиться в том, что
дая песчинка заключена в рубашку из окислов марганца. Весьма
96
казательно также то, что в промежутках между рудными оторочками
сохраняется полое, ничем не заполненное пространство (черное). Из
этого факта следует, что рудное вещество обволакивало песчинки еще
до момента их оседания на дно бассейна.
К такого же рода осадкам относятся оолитовые известняки, ооли-
товые руды железа и марганца, некоторые разновидности бокситов и др.
Обычно оолитовые образования имеют шаровую или эллипсоидаль-
ную форму (рис. 58). При обволакивании гелем крупных угловатых пе-
счинок (рис. 59) получаются, естественно, менее правильные по форме
образования. Весьма характерно, что в таких породах или рудах отдель-
ные песчинки никогда непосредственно не касаются друг друга, состав-
ляя одно целое вместе с оболочками, как это можно видеть на рис. 59.
Рис. 61. Оторочки колломорфного сфалерита вокруг обломков боко-
вых пород. Белое — кальцит. Месторождение Верхняя Квайса
(Грузинская ССР). По Н. М. Прокопенко. Полированный штуф.
Снято в косом свете. X 3
Это совершенно определенно свидетельствует о том, что отложение геля
на поверхности песчинок происходило еще во взвешенном состоянии
в водной среде.
Того же рода явления имеют место и в некоторых гидротермальных
месторождениях. Типичные оолитовые образования встречаются, правда,
редко. Они извеетны в ряде жильных магнетито-гематитовых месторож-
дений Ангаро-Илимского района, в некоторых месторождениях свин-
цово-цинковых руд и др.
Гораздо шире распространены явления обволакивания более круп-
ных обломков боковых пород в рудных жилах с образованием кокардо-
вых текстур (рис. 60). Точно так же, как и в грубозернистом оолитовом
песчанике (см. рис. 59), обломки пород или другие чужеродные тела со
всех сторон опоясаны каймами коагулятов. Большей частью эти каймы
состоят из кварца или карбонатов, иногда сульфидов (рис. 61), реже
флюорита, барита и других минералов, обычно перекристаллизованных.
Нередки случаи, когда обволакивающие каймы обладают концен-
трически-зональным строением (см. рис. 61), что указывает на то, что
наслоение коагулятов происходило последовательно еще во взвешен-
7 Зак. 153 97
ном состоянии в водной среде. Это относится не только к мелким ооли-
тового строения выделениям, но и к крупным конкреционным образо-
ваниям, встречающимся в некоторых осадочных рудных месторожде-
ниях (например, в Никопольском, Полуночном и др.).
Рис. 62. Колломорфные концентрнчески-слонстые
образования манганита вокруг ядра землистой
массы (черное). Пришлифованный разрез кон-
креции из Никопольского месторождения. По
П. Ф. Андрущенко. Нат. вел.
из растворов коагулятами.
В качестве примера
на рис. 62 приведена фо-
тография пришлифован-
ного разреза манганито-
вой конкреции из Нико-
польского месторождения.
В этой конкреции мы от-
четливо видим, чтоконцен-
трически-зональные кол-
ломорфные выделения об-
разовались вокруг комка
черной землистой массы.
Все рассмотренные при-
меры показывают, что
возникающие в растворах
коагуляты действитель-
но обладают способностью
прилипать или обволаки-
вать посторонние тела,
попадающие в силу тех
или иных причин в вод-
ную среду. Ту же роль
посторонних тел, как это известно из данных изучения сидерито-шамози-
товых и бокситовых руд, играют агрегаты, слипшихся друг с другом ран-
них оолитовых образований, обволакивающиеся позднее выпадающими
ГЛАВА VI
ПРИЗНАКИ УЧАСТИЯ КОЛЛОИДНЫХ РАСТВОРОВ
В ОБРАЗОВАНИИ РУД
Ранее отмечалось, что условия формирования руд различного ге-
незиса в том или ином виде фиксируются в их текстурных и структур-
ных особенностях. Следовательно, в этих особенностях должно найти
то или иное отражение и отложение вещества из коллоидных растворов,
возникающих на определенных стадиях развития процессов рудообразо-
вания.
Отложения минеральных масс, возникшие из коллоидных раство-
ров, в настоящее время широко изучены не только в месторождениях,
образовавшихся в зоне выветривания и при осадконакоплении в вод-
ных бассейнах, но и в магматогенных месторождениях различного типа,
в том числе образовавшихся в высокотемпературных условиях.
Основные признаки руд, отложенных при участии коллоидов, не-
зависимо от того, образовались ли они осадочным путем, в зоне выве-
тривания или из гидротермальных растворов, имеют много общего, что
свидетельствует об общности процессов возникновения коллоидных
растворов и их коагуляции. Поэтому нет смысла рассматривать их раз-
дельно для различных генетических типов месторождений.
Морфологические особенности коагулятов, выпадающих при свер-
тывании дисперсных фаз коллоидных систем, могут быть самыми раз-
личными в зависимости главным образом от того, в каких условиях воз-
никают колломорфные образования. Коагуляты могут выпадать в жидких
средах, полых пространствах (натечные агрегаты), в твердых породах
как в результате химического взаимодействия их с растворами, так и
при пропитывании коллоидными растворами пористых сред. Значитель-
ную роль при этом играет консистенция образующихся гелей, степень их
вязкости, скорость протекающих химических реакций и другие факторы.
Ниже мы остановимся на более подробной характеристике морфо-
логических особенностей главнейших типов коллоидных образований.
Главный интерес в этой области для нас представляют механизм
превращений, которые происходят в коллоидных растворах, и условия
выпадения коагулятов. Экспериментальные исследования по этому воп-
росу недостаточно полны. Однако дополнительные представления о том,
как происходит коагуляция в гидрозолях, мы можем получить из на-
блюдений над природными явлениями и из данных микроскопических
исследований руд, не подвергшихся позднейшим изменениям. При вни-
мательном изучении таких руд иногда удается подметить исключительно
7* 99
интересные детали, позволяющие гораздо глубже понять механизм
образования коллоидных осадков.
Колломорфные агрегаты. Рассмотрение признаков колломорфных
образований, возникших в результате коагуляции золей, мы начнем снаи-
Рнс. 63. Почковидные образования лнмоннта с блестя-
щей черной корочкой гётнта. Образец Минералогиче-
ского музея АН СССР. Нат. вел.
Рис. 64. Гроздевидные образования малахита с бугор-
чатой поверхностью. По Т. Н. Шадлун. Штуф. Нат. вел.
более простых, так называемых натечных агрегатов, которые обычно на-
блюдаются на стенках полых пространств.
Широко распространенными признаками отложения гелей в поло-
стях из концентрированных коллоидных растворов являются почковид-
ные, гроздевидные или сталактитовые агрегаты с сферическими или
полусферическими поверхностями (рис. 63). Нередко наблюдаются бу-
горчатые поверхности почек (рис. 64), иногда с признаками сморщива-
100
пня, обусловленными, очевидно, неравномерным усыханием вещества
при диагенезисе. Почковидные формы колломорфных агрегатов присущи
как минералам зоны окисления рудных месторождений, так и первич-
ным эндогенным образованиям (рис. 65).
Образование сферических поверхностей является одним из самых
характерных свойств гелей, обусловленных явлениями поверхностного
натяжения жидких или полужидких масс, что связано со стремлением
вещества принимать шарообразную форму с наименьшей поверхностью.
Такие агрегаты могут возникать как в ранние моменты выпадения гелей
из коллоидных растворов в жидкой среде, так и в открытых полостях,
появляющихся, например, в результате выщелачивания тех или иных
Рнс. 65. Почковидные выделения марказита с пиритом нз жилы
колчеданных руд месторождения Бештау (Северный Кавказ). X 1’/г
минералов при процессах окисления в коре выветривания. Известны
также случаи образования сферических масс в результате метасомати-
ческих процессов в твердой среде.
Следует отметить, что многие минералы, образующиеся в виде поч-
ковидных и сталактитовых агрегатов, в изломе обладают радиально-
волокнистым строением, аналогичным тому, что наблюдается в типич-
ных сферолитах. Особенно это характерно для колломорфных минера-
лов, возникающих в зоне окисления рудных месторождений, таких, как
малахит, гётит (рис. 66) и др., но иногда наблюдается и в сульфидах,
например, вюртците, сфалерите.
Д. П. Григорьев (1953) считает, что радиально-лучистое строение
таких агрегатов является результатом только непосредственной кристал-
лизации истинного насыщенного раствора. Ф. В. Чухров (1955) спра-
ведливо возражает против такого вывода, указывая, что процессы кри-
сталлизации могут приводить к образованию радиально-лучистых агре-
гатов при непосредственном выделении вещества из раствора, однако
для почковидных агрегатов с гладкой натечной поверхностью следует
допустить, что их радиально-лучистое строение образовалось в резуль-
тате перекристаллизации гелей.
Характерной особенностью многих колломорфных агрегатов яв-
ляется их концентрически-зональное строение, наблюдаемое в разрезе
101
(рис. 67). Отдельные слои нередко отличаются друг от друга по окраске
и толщине зон, иногда по твердости, причем порядок чередования их
при переходе от одной почки к другой обычно хорошо сохраняется.
Довольно часто встречаются также почковидные агрегаты с кон-
гнтрически-скорлуповатой текстурой, характеризующиеся тем, что
гдельные слои отделяются друг от друга либо полыми трещинами,
Рис. 66. Радиально-волокнистое строение сталак-
титов гётнта. Месторождение Бакал (Южный
Урал). Образец Минералогического музея АН
СССР. Нат. вел.
Рис. 67. Концентрически-зональное строение малахита
и полированном штуфе. По Т. Н. Шадлун. Нат. вел.
либо тонкими зонами, сложенными порошковатыми массами. Благодаря
этому при раскалывании слои легко отделяются в виде скорлуп. Таковы,
например, некоторые разновидности бурых железняков, смитсонита,
сфалерита и других минералов, возникающих метасоматическим путем
за счет карбонатных пород.
Остановимся на механизме образования натечных, в частности
сталактитовых агрегатов, возникающих из коллоидных растворов в от-
крытых полостях. Очень интересные наблюдения над условиями образо-
102
ваяия известковистых сталактитов были сделаны в свое время А. Н. Чу-
раковым (1912) под сводами Троицкого моста в Ленинграде. Источни-
ком углекислого кальция является цемент, скрепляющий каменный
настил моста, а также бетонная прокладка, идущая вдоль моста между
трамвайными рельсами. Кальций, очевидно, переносится в виде бикар-
боната, образующегося при воздействии на цемент дождевой воды, на-
сыщенной углекислотой. Натеки и сталактиты наблюдаются преимуще-
ственно под местами трамвайных столбов, укрепленных на особых стой-
ках, проходящих сквозь настил моста.
На рис. 68 приведена фотография, иллюстрирующая различные
стадии развития сталактитов. У левого края снимка мы видим началь-
Рис. 68. Различные стадии развития сталактитов СаСОз.
По А. Н. Чуракову
ную стадию образования сталактита полусферической формы, широким
основанием прикрепленного к потолку (рис. 68,а). Здесь капли про-
сачивающегося раствора падали с промежутками через 15—20 минут,
тогда как с двух других сталактитов — примерно через каждые две ми-
нуты. Более частое падение капель во втором и третьем случаях
(рис 68,в и с) свидетельствует о большем количестве просачивающихся
в этих местах растворов. С этим связан и больший рост сталактитов.
Следует отметить, что поступление растворов периодически сменя-
лось их высыханием. В первые моменты при высыхании капель на по-
толке образовывались в виде топких пленок белые пятна СаСОз, выпа-
дающего из растворов вследствие испарения Н2О и потери СО2. В сле-
дующие периоды приостановки притока растворов на месте нависших
капель возникали тонкие выпуклые корочки карбоната кальция, отде-
ленные от потолка полым пространством. В дальнейшем по мере про-
сачивания новых растворов и роста сталактитов вновь образовавшиеся
корочки приобретали уже цилиндрическую форму и заканчивались
внизу выпуклой сферической поверхностью.
При разламывании сталактитов всегда можно увидеть централь-
ный цилиндрический канал, равный размеру капли, лишь местами за-
полненный рыхлой массой. Иногда в нем наблюдались перегородки
полусферической формы, выпуклостью обращенной книзу. В попереч-
ном разломе вокруг этого канала концентрически друг за другом следо-
103
вали тонкие корочки СаСО3) разделенные концентрическими же поло-
стями.
Микроскопическое исследование искусно изготовленных шлифов,
отвечающих продольным и поперечным разрезам сталактитов, показы-
вает, что цилиндрические корочки скреплены друг с другом наростами
сферолитового строения (рис. 69), имеющими нередко грушевидную
форму. Сами корочки обладают поперечно-лучистым строением. В гру-
шевидных сферолитах (рис. 70) заметно концентрически-зопальное и
радиально-волокнистое строение.
Изучение сталактитов лимонита в продольных полированных раз-
резах показало, что в них также нередко устанавливаются признаки
Рис. 69. Цилиндрические корочки с по-
перечно-лучистым строением, скреплен-
ные сферолитами. По А. Н. Чуракову.
Прозрачный шлиф
Рис. 70. Грушевидные сферолиты с кон-
центрически-зональным и радиальио-
волокиистым строением. По А. Н. Чура-
кову. Прозрачный шлиф
периодических остановок роста натечных образований. В отличие от
карбонатных сталактитов в них отсутствуют центральный канал и кон-
центрические полости. Однако, несмотря на это, мы наблюдаем некото-
рые другие особенности строения лимонитовых сталактитов, указываю-
щие на прерывность их роста.
В полированных шлифах среди массы гидрогётита встречаются
хорошо выдержанные по всему разрезу сталактита корочки гетита, на-
поминающие собой форму стеклянных пробирок (в разрезе), как бы
вложенных одна в другую. Наружная блестящая черная поверхность
сталактитов также представлена корочкой гётита, обладающей часто
радиально-волокнистой структурой. Поскольку гётит по сравнению с гид-
рогётитом не содержит адсорбированной воды, весьма вероятно, что
обезвоживание поверхности сталактитов происходило в моменты при-
остановки роста натечных образований. В поперечных разрезах обра-
зования гётита имеют вид концентрических зон.
Подобные же явления наблюдаются и в почковидных агрегатах,
образовавшихся внутри рудных масс. Для них также характерно после-
довательное наслоение отдельных концентров, образующих почки.
В ряде случаев в почковидных образованиях при изучении их
в шлифах под микроскопом удавалось наблюдать также переслаивание
104
скрытокристаллических зон с явнозернистыми. Весьма интересные
в этом отношении наблюдения описывает О. Д. Левицкий (1955) в ру-
дах жильных касситеритовых месторождений Дальнего Востока. При-
ведем одну из наиболее показательных опубликованных им микрофото-
графий (рис. 71).
В центре почки находится зерно кварца, вокруг которого образо-
вался тонкодисперсный касситерит (черное). Это зерно последовательно
окружено рядом концентрических зон более грубозернистого радиально-
лучистого касситерита, разделенных зонами скрытокристаллического
строения (черное). Таким образом, здесь в целом выявляются те осо-
бенности, которые присущи типичным колломорфным образованиям,
Рис. 71. Концентрически-зональное строение почки касситерита. Черные
зоны — тонкодисперсиый или скрытокристаллический касситерит. Светло-
серые зоны — более грубозернистый касситерит радиально-лучистого
строения. Белое (в центре и по краям) —кварц. По О. Д. Левицкому.
Прозрачный шлиф. X 10
с той лишь разницей, что в почке наряду с тонкодисперсными зонами
принимают участие и явнокристаллические, что свидетельствует о раз-
личной степени пересыщения растворов в процессе формирования кол-
ломорфных образований.
На следующей микрофотографии (фиг. 72) изображено концентри-
чески-зональное строение почки пирита из Учалинского месторождения
(Южный Урал). Здесь также наблюдается участие в строении почки
зон явнокристаллических агрегатов. Центральная часть ее сложена
скрытокристаллическим веществом (черное), за ней следуют переме-
жающиеся зоны тонкозернистого строения, часть которых представлена
радиально-лучистыми агрегатами. Далее они сменяются концентриче-
скими зонами явнозернистых агрегатов, причем в отдельных индивидах
пирита в результате травления обнаружилось кристаллически-зональ-
ное строение. По направлению к периферии грубокристаллические
агрегаты снова сменяются зоной тонкозернистого агрегата, которая бо-
лее или менее постепенно переходит в зону явнозернистого строения.
105
Описанное строение пиритовой почки также свидетельствует о пре-
рывистом росте почковидных агрегатов. Различная степень кристаллич-
ности отдельных зон объясняется, очевидно, изменением с течением вре-
мени концентрации химических компонентов в пересыщенных растворах.
Чрезвычайно интересны, некоторые детали строения тонкозональных
колломорфных образований, проливающие свет на процессы формирова-
ния почковидных агрегатов. На рис. 73 показано концентрически-зональ-
яое строение колломорфного пирита, особенно четко выявившееся после
Рис. 72. Концентрически-зоналыюе строение почки пирита, отдельные
зоны которой сложены явнокристаллическими агрегатами. Учалинское
месторождение (Южный Урал). По Т. Н. Шадлуи. Полированный
шлиф. Протравлено смесью HNO3 (коиц,.) +СаРг- X 80
травления. Здесь, как и во всех других аналогичных случаях, легко заме-
тить, что рост почковидных масс происходил путем последовательного
наслаивания выпадавших из раствора гелей. Достаточно проследить за
поведением отдельных белых и черных полосок, чтобы убедиться в том,
что каждая новая зона местами следует строго параллельно предыду-
щим, а местами огибает предварительно осевшие мелкие почки пирита
(в виде сфер или полусфер).
Эти особенности строения совершенно определенно говорят о том,
что процесс образования почковидных масс носит прерывистый характер,
а не представляет собой явление одноактного выпадения сгустка геля,
принявшего под действием поверхностного натяжения сферическую по-
верхность. Почки при своем росте увеличиваются в размерах по мере
того, как последовательно наслаиваются все новые и новые порции кол-
лоидальных веществ, возникающих при коагуляции. Такая же картина
строения наблюдается в разрезах сталактитов лимонита, урановой
смолки, гидроокислов марганца и многих других почковидных образова-
ний, в которых хорошо сохранилось концентрически-зональное строение.
Из коллоидных растворов, образующихся в условиях резкого пере-
сыщения и характеризующихся высокой концентрацией дисперсных
частиц, выпадают сплошные массы руд (см. рис. 65), обладающих
разнообразными по морфологическим признакам колломорфными выде-
106
лениями. Особенно они характерны для месторождений, сформировав-
шихся в близповерхностных 'условиях, например, для залежей колчедан-
ных руд.
Вообще 1говоря, колломорфные образования в том или ином коли-
честве могут быть встречены в различных генетических типах месторо-
ждений (как эндогенного, так и экзогенного происхождения). При этом
в почковидных агрегатах могут встречаться самые различные минералы,
даже такие, которые мы привыкли наблюдать в виде кристаллических вы-
Рис. 73. Коицеитричсски-зопальное строение колломорфпого пирита
(светлое) и мелькиковита (черное). Серое (справа) — сфалерит. Нико-
лаевское месторождение (Алтай). По Т. Н. Шадлун. Полированный
шлиф. Протравлено. X 85
делений. На рис. 74 в качестве примера приведены редко встречающиеся
типичные почковидные формы образований молибденита, характеризую-
щиеся коицентрически-зоиальным строением.
Следует упомянуть также о том, что в некоторых случаях удается
заметить признаки первоначально колломорфных агрегатов в минералах,
подвергшихся грубой перекристаллизации. Чаще всего они устанавли-
ваются в прозрачных минералах, таких, как кварц, иногда кальцит,
флюорит и др., благодаря -реликтовым очертаниям концентрических зон,
обусловленным загрязнением их каким-либо адсорбированным вещест-
вом, которое при перекристаллизации сохраняется в том положении,
в каком оно находилось в момент образования гелей. Нередки случаи,
когда очертания таких зон хорошо заметны- в прозрачных шлифах
(рис. 75).
Обычно перекристаллизация коллоидных осадков в гидротермальных
месторождениях проявляется настолько интенсивно, что на месте гелей
образуются зернистые агрегаты, в которых под микроскопом не удается
заметить каких-либо признаков коллоидальной природы первично отло-
женных осадков. Лишь в месторождениях относительно молодого воз-
раста, руды которых не испытали существенного метаморфизма, иногда
можно наблюдать тонкое радиально-волокнистое строение оболочек сфа-
лерита, аналогичное тому, что наблюдается в сферолитах. Таково, на-
107
Рис, 74. Почковидные коицентрически-зональные образования молибде-
нита (белое) в кварце (темно-серое). Месторождение Шалым (в Горной
Шорин, Западная Сибирь). По В. А. Вахрушеву. Полированный шлиф. X 6
Рис. 75, Реликты первоначально колломорфного строения в кварце. По
А. И. Тишкину. Прозрачный шлиф. X 46
пример, строение корочек сфалерита, который ранее часто описывался
под названием вюртцита, в ряде месторождений Германии и Польши.
Однако признаки типичного сферолитового строения широко распро-
странены в карбонатных оолитовых породах и рудах осадочного проис-
хождения. При возникновении радиально-волокнистого строения в ооли-
108
тах первоначальная концентрическая зональность в них обычно исчезает,
но иногда сохраняется. На рис. 76 приведен образец родохрозитовой
руды, в которой, несмотря на сферолитовое строение, концентрическая
зональность хорошо видна.
Как показали экспериментальные исследования Е. В. Рожковой
и Н. В. Соловьева (1937), сферолиты из коллоидного осадка карбоната
кальция (арагонита) могут возникать очень быстро (в течение 20—30 ми-
нут). Вслед за тем происходит собирательная кристаллизация с образо-
Рис. 76. Сферолиты родохрозита с концентрическим и радиально-лучистым
строением. Белое — кварц и халцедон. Месторождение Полуночное (Се-
верный Урал). По П. Ф. Андрущенко. Прозрачный шлиф. Снято при
скрещенных николях. X 100
ванием ромбоэдров кальцита. Через 'полутора—двое суток весь осадок
превращается в кристаллически-зернистый агрегат кальцита.
Нередки случаи, когда устанавливается последовательное многократ-
ное наслаивание концентрических полос различного состава с сохране-
нием реликтовых признаков колломорфных стяжений (рис. 77). По-
скольку по внешним признакам они представляют собой шарообразной
формы тела (до нескольких сантиметров в поперечнике) с типичной поч-
ковидной поверхностью и в жильной массе они -пространственно отделены
друг от друга, можно допустить, что отложение геля происходило во
взвешенном состоянии в восходящих рудоносных растворах.
Чрезвычайно интересно, что в разных штуфах из одной и той же
жилы, а иногда даже в пределах одного штуфа, строение этих стяжений
не совсем одинаково. Иногда наружные концентры, наблюдающиеся
в одних участках, отсутствуют в других. То же самое удается заметить
и среди внутренних концентрических отложений. Эта неоднородность
строения, вероятнее всего, является следствием слабого проявления диф-
фузии компонентов в растворах, что свидетельствует о том, что образо-
вание описываемых стяжений могло происходить только в коллоидных
растворах (в истинных растворах имело бы место выравнивание кон-
центрации компонентов путем диффузии).
109
В трещинных полостях, не содержащих обломков, коагуляты осе-
дают непосредственно на стенках, часто в виде симметрично располо-
женных полос. Очень наглядные доказательства этого мы встречаем
в некоторых урановых месторождениях. На рис. 78 показаны карбонат-
Рис. 77. Колломорфмые образования диарсенидов
никеля и кобальта (светлое) в нерудной массе
(темное). Месторождение Хауваксы (Тувинская АО).
По А. А. Годовикову. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 78. Выделение колломорфиой урановой смолки
(черное) в виде полос в зальбандах карбонатных
прожилков (белое). Полированный штуф. Нат. вел.
ные прожилки, в которых на зальбандах хорошо видны черные полосы
почковидной урановой смолки, обладающей типичными колломорфными
признаками. В тонких прожилках карбоната эти полоски, естественно,
тоньше, иногда еле заметны на глаз, однако в полированных шлифах
под микроскопом по формам выделения они ничем не отличимы от более
крупных почковидных веделений. В местах сужения карбонатных про-
ПО
жилков полоски смолки смыкаются друг с другом, образуя сплошную
массу, в которой при травлении хорошо видно двухслойное строение кол-
лоидных осадков. В местах раздувов прожилков между оторочками
смолки образуются липзовндные полости, выполненные карбонатом
(рис. 78).
Необходимо заметить, что руды, содержащие урановую смолку,
представляют исключительно благодарный материал для изучения усло-
вий образования и отложения коллоидных осадков из растворов. Как
показывают наблюдения, коагуляты смолки, в отличие от многих других
соединений, в процессе старения или диагенезиса не подвергаются
Рис. 79. Сеть прожилков и жилок карбоната (свет-
лое) в сланце. Черные оторочки в зальбандах
в верхнем прожилке — урановая смолка. Полиро-
ванный штуф. 2/з нат. вел.
сколько-нибудь существенной перекристаллизации. Благодаря этому
великолепно сохраняются первичные особенности формы и строения
выпавших из растворов гелей. Гели кремнезема, карбонатов, сульфатов
и особенно сульфидов, как уже отмечалось, в большинстве случаев на-
столько видоизменяются при последующих процессах перекристаллиза-
ции, что даже трудно бывает заметить какие-либо реликтовые признаки,
которые бы позволили представить первоначальную картину отложения
минеральных веществ.
Следует также подчеркнуть, что выпадение коагулятов из коллоид-
ных растворов часто проявляется локально: только в отдельных прожил-
ках или даже в отдельных участках одного и того же прожилка или
жилы. На приводимой фотографии полированного штуфа (рис. 79) изоб-
ражен ряд прожилков и сеть тонких жилок, состоящих из карбонатов
одного состава. Однако выделения урановой смолки в виде черных кае-
мок па стенках и вокруг мелких обломков наблюдаются только в одном
прожилке (верхнем), да и то не на всем его протяжении (по направле-
нию вправо они, утоняясь, постепенно исчезают).
Исследование их под микроскопом в полированных шлифах показы-
вает, что тонкие каемки урановой смолки представлены типичными
111
почковидными образованиями (рис. 80). Они располагаются на поверх-
ности тонкой полоски гребенчатого кварца, отделяющей их от стенок
прожилков.
Выпадение гелей в виде кайм или оторочек может происходить не
только в начальные стадии гидротермальной минерализации трещинных
полостей. Известны случаи выпадения их и из остаточных коллоидных
растворов, подвергшихся коагуляции в силу тех или иных причин. В каче-
стве примера можно привести случай обволакивания кристаллов друзо-
вой полости корочками халцедона и опала (рис. 81).
Рис. 80. Каемка почковидных выделений урановой смолки (светло-серое)
на гребенчатом кварце. Слева вверху — карбонат. Белые зернышки на
кварце — халькопирит. Полированный шлиф. X 25
В гидротермальных месторождениях, образовавшихся в близповерх-
«остных условиях, нередки случаи, когда жильное выполнение обладает
типичными крустификационными текстурами, для которых характерно
последовательное послойное отложение минеральных веществ как на
стенках трещинных полостей, так и вокруг обломков (рис. 82). Последо-
вательно образующиеся слои могут иметь либо одинаковый состав, либо
различный. При этом часто наблюдается чередование полос метакол-
лоидных образований с полосами скрытокристаллических или явнозер-
нистых агрегатов, относящихся либо к одному и тому же минеральному
веществу, либо к различным.
Все, о чем шла речь выше, относится к характеристике морфологи-
ческих особенностей колломорфных агрегатов, образующихся в жидких
средах или полых пространствах. Однако почковидные и другие формы
коллоидных образований могут возникать и в твердых средах при их
замещении новыми минералами. Эти явления особенно широко распрост-
ранены в зоне окисления рудных месторождений, где, как известно,
целый ряд минералов эндогенного происхождения подвергается разложе-
нию вследствие изменившихся физико-химических условий.
112

Рис. 81. Каемки халцедона и опала (серое) на кристаллах родохро-
зита (светло-серое). Белое — псиломелан. Месторождение Чиатура
/из контакта с базальтами). По А. Г. Бетехтину. Полированный
шлиф. X 40
Рис. 82. Крустификационная текстура жилы кварца
с послойным отложением кварца вокруг обломков и
вдоль стенок трещинной полости. Черное — боковая
порода. Месторождение Уотерберг (Южная Африка).
4/з иат. вел.
8 Зак. 153
Выпадение новых твердых веществ на месте первоначально сущег
вовавших минералов происходит в результате химического взаимодейо
вия их с растворами. При этом первостепенное значение имеют реакда
обменного разложения. Продукты этих реакций, характеризующие
признаками колломорфных агрегатов, обычно устанавливаются в полз
роваиных и прозрачных шлифах под микроскопом. В некоторых случаям
однако, их можно наблюдать и макроскопически, например в смитссни
товых рудах, образовавшихся путем замещения известняков при реакши-
их с сульфатными водами, содержащими цинк.
Рис. 83. Колломорфные концеитрически-скорлуповатые образования
церуссита (светло-серое), замещающего галенит (белое). Серое вверху
и слева — кальцит; темно-серое справа — барит; черное — пустоты.
По Т. Н. Шадлун. Полированный шлиф. X 17
Приведем несколько примеров. На рис. 83 показаны взаимоотноше-
ния между галенитом и церусситом, из которых ясно видно, что послед-
ний образовался метасоматическим путем за счет галенита. Об этом
свидетельствуют хорошо сохранившиеся первоначальные кристаллогра-
фические очертания сульфида свинца, замещенного с периферии церус-
ситом. Процесс замещения, очевидно, протекает в две стадии: вначале
галенит под действием обогащенных кислородом поверхностных вод
превращается в англезит, который в свою очередь в результате реакции
обменного разложения замещается карбонатом свинца. Весьма харак-
терно, что при этом образуются концеитрически-скорлуповатые агрегаты,
в которых выпуклые поверхности обращены к центральной части, пред-
ставленной остаточным галенитом. Местами среди церуссита наблю-
даются неправильной формы пустоты.
Сходные по форме почковидные концентрически-зональные образова-
ния дают также и окислы марганца, развивающиеся за счет силикатов
марганца при процессах окисления. Колломорфные выделения вернаднта,
замещающего родонит, можно видеть на рис. 84.
Не менее широко распространен в гипергенных условиях процесс
замещения пирротина скрытокристаллическими агрегатами пирита и мар-
казита. Пирротин, как известно, даже в слабо окислительной обстановке
114
является -:е;.—:-кчн=ым превращается в дисульфид железа, сопрово-
ждающийся нют-ещ*.? сиперитом. Очень часто этот процесс выражается
в обрамвания пл астинкоподобных масс скрытокристаллического марка-
зита и пинита. развивающихся вдоль спайности или отдельности кристал-
лических зерен пирротина. Однако наряду с этим в случаях сплошного
замещения часто можно наблюдать типичные колломорфные агрегаты
их. псдобные тем, что изображены на рис. 85. В почковидных агрегатах
с концентрически-зональным строением в таких случаях обычно чере-
дуются более плотные слои с тонкодиоперсными порошковатыми слоями,
Рис. 84. Образование колломорфного вернадита (светло-серое)' путем
замещения родонита (темио-серое). Южно-Уральское месторождение
марганца. По А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф
в которых дисульфиды железа представлены' так называемым мельнико-
витом (черные участки на микрофотографии). Необходимо отметить,
что мелкие зерна пирротина, включенные в массу халькопирита, не под-
верглись разложению. Довольно часто удается наблюдать возникновение
дисульфидов железа в пирротине вдоль какой-либо трещинки в виде округ-
лых или полусферических образований с концентрически-зоиальным строе-
нием. Эти образования в литературе описаны под названием «птичий глаз»
(рис. 86). Характерно, что в полусферах, развивающихся по ту или дру-
гую сторону от трещинки, центры их располагаются на самой трещинке.
При этом концентрические слои, образующиеся вокруг каждого такого
центра, как бы упираются своими концами в плоскость трещинки. Таким
образом, создается впечатление, что образование концентрических зон
при замещении происходит последовательно по мере питания «заражен-
ной» точки метаморфизующим раствором.
Оолиты. Сюда должны быть отнесены сферические образования,
известные под названием оолитов или пизолитов1, внешне похожие на
описанные выше шаровидные продукты коагуляции минеральных ве-
ществ, но отличающиеся рядом существенных особенностей. Таковы,
* Пизолитами называют оолиты размером свыше 2 мм. Большинство исследова-
телей не употребляют этого названия.
8* 115
Рис. 85. Концентрически-зональные почковидные выделения марказита
(светлое), образовавшиеся в результате замещения пирротина. Светло-
серое справа — халькопирит с включением неразложившегося зерна пир-
ротина; черное — нерудная масса и пустоты. По Е. И. Доломановой.
Полированный шлиф. X 50
Рис. 86. Сферические образования марказита, возникшие за счет пирротина
(вмещающая белая масса). Полированный шлиф. X 85
Рис. 87. Гороховый камень. Изербаш (Дагестан)'. Нат. вел.
Рис. 88. Приполировапный штуф ископаемого горохового камня из
района Карловых Вар (Чехословакия). Нат. вел.
например, «гороховые камни» (рис. 87 и 88), состоящие из оолитов каль-
цита или арагонита.
Характерной особенностью их является наличие в центрах зере?
чужеродного материала, играющего роль ядер, вокруг которых начина-
лось отложение коагулятов. В шлифах эти ядра обнаруживаются, естест-
венно, лишь в тех случаях, когда срез проходит через центры оолитов
В качестве таких затравок коагуляции обычно наблюдаются мелкие
обломочные зерна различных минералов (кварца, полевых шпатов, каль-
цита, слюд, опала), органические вещества, группы мельчайших слип-
шихся оолитов и др. В других случаях роль ядра играют обломки древе-
Рис. 89. Оолитовая структура гидрогетитовон руды из Лисаковского
месторождения (Южный Урал). Оолиты гидрогётита обладают
слабо выраженным концентрическим строением. В цементе — сиде-
рит (светло-серое) и хлорит (черное). По А. Л. Яинцкому. Поли-
рованный шлнф. X 85
сины или организмов (спикул губок, раковин), водоросли, а также газо-
вые пузырьки.
Другая особенность оолитов заключается в их концентрически-
зональном строении, отчетливо наблюдаемом в шлифах или на полиро-
ванных поверхностях (см. рис. 88). Концентрические слои часто отли-
чаются друг от друга по окраске, обусловленной, очевидно, адсорбиро-
ванными примесями. Реже встречаются оолитовые образования, в кото-
рых отдельные концентры существенно отличаются по составу. Таковы,
например, оолиты, состоящие из чередующихся слоев кальцита и араго-
нита, гематита и магнетита, хлорита и гидрогётита (рис. 89 и 90) и др.
Число последовательно отлагающихся концентрических слоев в от-
дельных оолитах колеблется от 1—2 до нескольких десятков, причем
мощность их может варьировать в широких пределах (от субмикроско-
пической до 1 мм и более). Отдельные слои обычно имеют вид правильно
образованных концентров. Однако встречаются оолиты, в которых слои
в разрезе имеют извилистые или фестончатые очертания, характерные
для почковидных образований. Таковы некоторые оолитовые руды мар-
118
танцевых осадочных месторождений, кобальт-никелевые руды Хаувак-
синского гидротермального месторождения и др.
Некоторое осложнение в строение оолитов вносит позднейшая пере-
кристаллизация их, выражающаяся в появлении радиально-лучистого
или, как называют, сферолитового строения, которое распространяется
либо на весь оолит целиком, либо на отдельные его зоны. Нередки слу-
чаи, когда при этом исчезают признаки первоначального концентрически-
зонального строения.
Иногда наряду с типичными оолитами наблюдаются такой же формы
стяжения, но не обладающие концентрически-слоистым строением и не
Рис. 90. Образование оолитов вокруг обломков гидрогётита (светло-
серое) с последующим нарастанием зон гидрогётита (серое) и хло-
рита (темное) вокруг двух слипшихся оолитов более ранней гене-
рации. В цементе — пирит (белое), сидерит (серое) и хлорит
(темно-серое). Месторождение Лисаковское (Южиый Урал). По
А. Л. Яницкому. Полированный шлиф. X 85
содержащие ядер посторонних веществ. Такие образования называют
псевдоолптами или бобовинами. Они широко распространены, например,
в бокситовых месторождениях.
Формы оолитов обычно шаровидные или эллипсоидальные с более
или менее гладкой наружной поверхностью. Однако нередки случаи
оолитовых стяжений с бугорчатой поверхностью. Это особенно харак-
терно для крупных марганцеворудпых оолитов, размеры которых иногда
достигают величины 10 см в поперечнике и более. Их обычно называют
конкрециями (рис. 91).
Среди оолитовых руд, в частности марганцевых месторождений,
нередко наблюдаются признаки сильной взаимной деформации оолитов
(рис. 92, 93), свидетельствующие о том, что в момент осаждения ооли-
товые стяжения еще не представляли собой вполне отвердевшие тела.
В некоторых случаях устанавливаются деформации лишь в наружных
слоях оолитов в виде плоских вмятин на поверхности (в местах соприкос-
новения с соседними оолитами). Внешний вид их напоминает полиэдри-
119
Рис. 91. Конкреция марганцевой руды, состоящая из кон-
центрически следующих друг за другом слоев псиломелана
(белое) и пиролюзита (более темное). Чиатурское место-
рождение. По А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 5
Рис. 92. Пиролюзитовая руда оолитового строения. В центре
некоторых оолитов видны окатанные песчинки. Часть оолитов
деформирована. Чиатурское месторождение. По А. Г. Бетехтину.
Полированный шлиф. X 5
ческие образования. Среди мелких оолитовых образований часто встре-
чаются угловатые формы. Как показывает микроскопическое изучение,
такие формы часто обусловлены угловатостью песчинок, покрытых тон-
ким слоем коагулята.
120
Рис. 93. Пиролюзитовые оолиты с признаками взаимной деформации.
Черное — сажистый пиролюзит. Чиатурское месторождение.
По Л. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 18
Рис. 94. Сортированная гидрогётит-гётитовая руда из Лисаковского
месторождения (Южный Урал). Наряду с хорошо сохранившимися
оолитами гидрогётита наблюдаются равновеликие по размерам
обломки оолитов (слева) и бобовины гётита (светлое) без каких-
либо заметных признаков внутреннего строения. В цементе —
сидерит (серое) и хлорит (черное). По А. Л. Яиицкому. Полиро-
ванный шлиф. X 40
Наблюдения над процессом образования карбонатных оолитов в при-
родных условиях, а также искусственное воспроизведение их, показы-
вают, что они, как правило, возникают вокруг взвешенных чужеродных
частичек в движущейся водной среде из растворов, насыщенных бикар-
бонатом кальция. Таковы, например, отложения оолитов в ряде случаев
в прибрежных частях морей и озер, в зоне аэрации, на выходах бурля-
щих углекислых минеральных источников, в кипящей жесткой известко-
вистой воде в котлах и т. д. Причиной появления коагулятов во всех
этих случаях является удаление из растворов СО2 и превращение в связи
с этим бикарбонатов кальция в малорастворимые карбопаты.
Рис. 95. Мельчайшие шарики урановой смолки (темио-серое) в массе
раммельсбергита (белое). Полированный шлиф. X 240
Возникающие оолитовые стяжения по мере наслоения концентриче-
ских зон достигают определенной величины, когда под влиянием силы
тяжести оседают на дно. Если при этом они попадают в поток движу-
щихся придонных вод, происходит перекатывание по дну и сортировка
отвердевших оолитов по размерам. Поэтому естественно, что в скопле-
ниях сортированных продуктов коагуляции (рис. 94) распространены
оолиты, отличающиеся друг от друга по строению, в частности, по после-
довательности чередования концентрических зон.
В том случае, когда оседающие оолитовые стяжения накопляются
в условиях застойных вод среди илистых осадков, они обладают более
однородным строением, но зато существенно отличаются друг от друга
по своим размерам (см. рис. 93). Существует также мнение, что оолиты
могут возникать и среди илистых осадков в процессе их диагенезиса.
Эмульсионные взвеси. Подобного рода грубодисперсные системы
иногда удается наблюдать в полированных шлифах руд, не пре-
терпевших существенной перекристаллизации с момента отложения руд.
В качестве примера (рис. 95) показаны мельчайшие выделения урановой
смолки в виде шариков идеальной формы, как бы законсервированных
22
в тонкозернистой массе диарсепида никеля и кобальта (раммельсбер-
гита) . Они создают полное впечатление застывшей эмульсии. В простран-
ственном распределении этих шариков незаметно какой-либо закономер-
ности. В одних участках они скучены в виде неправильной формы скопле-
ний или цепочек (рис. 96), в других рассеяны в виде единичных вкрапле-
ний. Размеры отдельных шариков колеблются в пределах 20—40 р.
Любопытно, что наряду со сферическими тельцами иногда наблюдаются
тончайшие хлопьевидные выделения урановой смолки (см. рис. 96).
Поражает количество шаровидные выделений. Если в плоскость
шлифа, часть которого изображена на рис. 95, попало столь обильное
Рис. 96. Тончайшие хлопьевидные выделения урановой смолки
(темно-серое) наряду с шаровидными образованиями в раммельс-
бергите (белое). Полированный шлиф. X 240
количество рассеянных шариков, то можно представить себе, какое их
множество в пространстве. Подсчеты показывают, что в данном образце
количество шариков в одном кубическом миллиметре арсенидной массы
достигает 30 000!
В последнее время в печати появилась интересная статья 3. Я. Бе-
рестневой и В. А. Каргина (1955), посвященная вопросу о механизме
образования коллоидных частиц. Авторы в результате тонких эксперимен-
тальных исследований с использованием электронного микроскопа и
электронографии пришли к выводу о том, что в начальные моменты
возникновения коллоидных систем образуются шарообразные или
неправильной формы частицы, обладающие аморфной структурой.
По мере старения внутри этих частиц протекает процесс кристаллизации,
что доказывается электроиографическими данными. Скорость кристалли-
зации и количества возникающих упорядоченных участков различны
в различных коллоидных системах. Приводимые ими снимки золей дву-
окиси титана, сернистого мышьяка и гидроокиси алюминия, сделанные
с помощью электронного микроскопа, совершенно аналогичны тому, что
изображено на рис. 95 и 96, с тем отличием, что размеры шариков
123
обычно не превышают нескольких десятых долей микрона (т. е. не рг
личимы при рассматривании в обычном микроскопе).
Изучение взаимоотношений между смолкой и арсенидам
(см. рис. 96) показывает, что последние закристаллизовались после тог.:
как дисперсные частички в процессе коагуляции свернулись и образовал
шарики, так как местами можно наблюдать явные признаки разъедани
смолки раммельсбергитом. Тот факт, что, несмотря на это, шарик
в подавляющей своей массе сохранили идеальную шаровую форму, говс
рит о том, что к моменту кристаллизации диарсенидов смолка успел;
подвергнуться дегидратаций и затвердеть. Если бы в этот момент свер
Рис. 97. Срастание шариков урановой смолки (темно-серое) в раммельс-
бергите (белое). В центре снимка хорошо заметны плоскости раздела
между деформированными шариками. Полированный шлиф. X 680
нувшийся в виде шариков гель гидроокислов урана находился еще в по-
лужидком состоянии, то при кристаллизации арсенидов едва ли могла
бы сохраниться их строго сферическая форма.
Обращает на себя внимание еще один любопытный факт. В тех слу-
чаях, когда два шарика соприкасаются друг с другом, поверхность их
раздела представляет собой плоскость, ориентированную перпендику-
лярно линии, соединяющей центры шариков. То же самое наблюдается,
когда смыкаются друг с другом несколько шариков. На рис. 97, примерно
в центре снимка, при большом увеличении хорошо видны две плоскости
раздела между тремя сомкнувшимися шариками, причем ориентировка
этих плоскостей действительно перпендикулярна линиям, соединяющим
центры каждой пары смежных шариков. При этом, естественно, видо-
изменяются и формы отдельных составляющих смолки: с одних сторон
они ограничены плоскими поверхностями, с других — сферическими,
а в случаях сплошного слипания шариков — полиэдрическими.
Все эти явления совершенно аналогичны тому, что мы наблюдаем
в мыльных пузырях: те же строго сферические наружные поверхности,
те же и так же ориентированные плоскости раздела внутри слипшихся
124
мыльных пузырей. Это свидетельствует о том, что свернувшийся в виде
шариков жидкий гель обладал значительным поверхностным натяжением
на границе раздела между грубодисперсной фазой и дисперсионной сре-
дой.
О том, что шарики урановой смолки в момент их возникновения
обладали жидкой консистенцией и электрическим зарядом, говорит также
следующее. Нередко можно наблюдать, что они располагаются в виде
полусфер или неполных сфер, прилипших к углам, ребрам и граням
ранее образовавшихся кристаллов, например, самородного висмута,
смальтина и других минералов. Искажение шаровой формы могло про-
исходить в момент жидкого состояния коагулятов смолки и обусловлено,
очевидно, притяжением их кристаллами вследствие электрического взаи-
модействия.
Рассмотренный выше случай распределения грубых дисперсных фаз
(см. рис. 95 и 96) в коллоидной химии называют разбавленными гру-
быми эмульсиями. С этим связано то, что главная масса рассеянных
телец урановой смолки имеет форму идеально выраженных шариков.
Однако в случаях очень высокой концентрации сферических телец мы
имеем несколько иную картину.
«Если принять, что капельки дисперсной фазы строго сферичны,
одинаковы по размеру и плотно упакованы без искажения формы, тогда
расчет дает, что они должны занимать около 74% общего объема си-
стемы, а остающиеся 26% объема приходятся на промежутки между
капельками, занимаемыми внешней фазой... Опыт, однако, показывает,
что объемная концентрация дисперсной фазы не ограничивается 74%,
а может достигать более высоких значений. Это объясняется гетеродис-
персностью эмульсий, с одной стороны, и возможным искажением формы
сферических частиц — с другой» (Жуков, 1949, стр. 227).
На фотографии полированного штуфа железных руд Кежемского
гидротермального месторождения (Ангаро-Илимский район в Сибири)
почти все пространство занято необычайно крупными (до нескольких мил-
лиметров в поперечнике) сферическими образованиями магнетита
(рис. 98). В местах наиболее плотного скопления их нетрудно заметить
признаки частичной деформации соприкасающихся друг с другом шари-
ков. Это указывает на то, что в момент соприкосновения сферические
образования еще не были твердыми. Отдельные шарики магнетита обла-
дают радиально-лучистым строением, свойственным сферолитам и сви-
детельствующим о перекристаллизации их.
В высококонцентрированных эмульсиях капельки дисперсной фазы,
надавливая друг на друга, превращаются в многогранники, разделенные
тонкими пленками дисперсионной среды' (Жуков, 1949). Совершенно
аналогичное строение обнаружено Н. В. Павловым (1956) в рудах того
же Кежемского месторождения (рис. 99). Возможно, что в данном слу-
чае уплотнение крупных по размерам сферических тел с сильным иска-
жением их шаровой формы могло происходить при оседании их в вод-
ной среде под влиянием силы тяжести. На штуфе, изображенном на
рис. 99, обращает на себя внимание также то, что на границах раздела
многогранников образовались мелкие кристаллики и зерна магнетита.
Они, вероятно, возникли в относительно более позднее время из остаточ-
ных растворов или связаны с перекристаллизацией вещества в диагенети-
ческую стадию.
Таким образом, на приведенных выше примерах мьр убеждаемся
в том, что в процессе коагуляции гидрофильные дисперсные фазы путем
слияния (коалесценции) образуют грубодисперсные взвеси в виде капе-
лек, размеры которых могут быть столь значительными, что становятся
125
хорошо видимыми под микроскопом и даже на глаз. В рудах месторо-
ждений Ангаро-Илимского района они достигают сантиметра в попереч-
нике и даже больше. Явление коалесценции капелек обусловлено избыт-
ком свободной поверхностной энергии на границе раздела двух фаз
и выражается в тенденции к уменьшению поверхности раздела между
ними (т. е. к понижению степени дисперсности системы,). Большую роль
в явлении коалесценции играет также степень поверхностного натяжения
между фазами эмульсии. Чем больше поверхностное натяжение между
ними и чем меньше их взаимная растворимость, тем менее устойчива
эмульсия, т. е. тем легче будет проявляться слияние капелек друг
с другом.
Рис. 98. Сферические образования магнетита в рудах Кежем-
ского месторождения. Черный цемент между шариками —
хлорит; белое — кальцит. По Н. В. Павлову. Полированный'
штуф. Нат. вел.
Ритмически-полосчатые осадки. Ритмически-полосчатые текстуры ха-
рактеризуются закономерным чередованием тонких полосок различного
минерального состава, подобно тому, как это мы видим на рис. 100 и 101.
На первом из них изображена так называемая бурундучная руда из
Кадаииского свинцово-цинкового месторождения (Восточное Забай-
калье). Здесь полоски карбоната (доломита) перемежаются с полосками
сфалерита. В других случаях рудный минерал представлен преимущест-
венно галенитом. Допускают, что сульфиды образовались метасоматиче-
ским путем в доломитизированном известняке, хотя какие-либо опреде-
ленные доказательства в пользу такого предположения пока не установ-
лены.
На рис. 101 показана ритмически-полосчатая текстура кальцитового
прожилка, секущего доломитовую породу. Темные прерывающиеся
126
Рнс. 99. Магнетитовая руда, состоящая из полиэдрических стяжений
Кежемское месторождение. По Н. В. Павлову. 7/в нат. вел.
Рнс. 100. «Бурундучная руда». Черное — полоски
сфалерита; белое — карбонат. Кадаинское месторо-
ждение (Восточное Забайкалье). Полированный
штуф. Нат. вел.
полоски в нем представлены цепочками фиолетового флюорита в виде
скоплений неправильной формы. Характерно, что в левой части снимке
флюоритовые полоски более тонкие и расположены на более близких
расстояниях друг от друга по сравнению с тем, что наблюдается в пра-
вой части.
Местами в кальцит-флюоритовом прожилке встречаются хорош
образованные со всех сторон кристаллики кварца, содержащие обильные
включения кальцита и флюорита. Весьма вероятно, что эти кристаллики
образовались в гелевой карбонатной массе.
Аналогичные рнтмнчески-полосчатые образования обычно в очень
небольших массах встречаются в различных типах рудных месторожде-
Рнс. 101 Прожилок кальцита (белое) с ритмически-полосчатым отложением
флюорита (темное). По Н. В. Петровской. Полированный штуф. 7/в нат. вел.
ний. Так, например, подобного рода текстуры наблюдались в контактово-
метасоматическом Белогорском месторождении (ДВК) в виде тонких
перемежающихся полос магнетита и граната, в Первом Северном руд-
нике на Урале — магнетита и кальцита, в месторождении Кобальт
(Онтарио)—смальтина и кальцита, в месторождении Тинтик (США,
Юта) — свинцово-цннковых сульфидов и халцедоно-кварцевых полосок
и др.
Все этн образования с ритмически перемежающимися отложениями
по своим особенностям весьма похожи на экспериментально получаемые
кольца или спирали Лизеганга, возникающие в результате пернодиче-
-ского осаждения в гелевых средах каких-либо соединений при диффузии
ионов, а в некоторых случаях и дисперсных фаз коллоидных растворов,
проникающих в пористые породы' (например, песчаники). Лнзеганг пока-
зал, что вокруг капли AgNO3 на желатине, пропитанной раствором
К;Сг2О-, в процессе диффузии ионов серебра при реакции с бнхроматом
калия возникают зародыши малорастворимого соединения Ag2Cr2O7, ко-
торые первоначально двигаются вместе с мигрирующим раствором
AgNO3, но затем, по мере их роста, задерживаются в порах желатины,
будучи не В СОСТОЯНИИ двигаться дальше из-за своих размеров. В раст-
128
воре AgNO3, освободившемся от осадка и продолжающем диффундиро-
вать в желатине дальше, вновь возникают зародыши Ag2Cr2O7, которые
вскоре образуют следующий слой осадка, и т. д. При этом показательно,
что расстояние между полосками и толщина их постепенно увеличи-
ваются по направлению диффузии ионов реагирующего электролита
(т. е. в сторону от капли AgNO3).
Ритмические отложения сульфидов меди, железа, цинка и других
металлов при диффузии сульфатов или нитратов этих металлов были полу-
чены также в желатине или геле кремнезема, пропитанных раствором
сернистого натрия.
Следует, однако, отметить, что механизм природных ритмически-
полосчатых образований не может считаться достаточно изученным. Не-
обходимы дальнейшие более детальные исследования их.
Кристаллозоли. Прежде всего следует еще раз подчеркнуть, что
многие геологи не совсем правильно противопоставляют коллоидные
растворы истинным, полагая, что из первых образуются только колло-
морфные (или аморфные, как это считали раньше) осадки, а из вторых—
кристаллические. Это представление нельзя считать правильным уже
потому, что в разбавленных коллоидных растворах сама дисперсионная
среда (какой-либо истинный раствор) способна при понижении темпе-
ратуры. кристаллизоваться. С другой стороны, гели, выпадающие из кон-
центрированных коллоидных растворов, как показывают рентгенометри-
ческие исследования, в подавляющем большинстве представляют собой
не что иное, как смеси кристаллических частичек, но субмикроскопиче-
ских размеров.
Как известно, кристаллизация коллоидного раствора или расплава,
содержащего незначительное количество дисперсной фазы, в сущности
ничем особенным не отличается от кристаллизации истинных растворов.
Дисперсные частички коллоида при этом захватываются кристалличе-
ским веществом. В результате получаются внешне однородные прозрач-
ные кристаллы, но окрашенные в тот или иной цвет дисперсной фазой,
которую обычными методами наблюдения обнаружить не удается'.
Такие кристаллические вещества носят название кристаллозолей. Приме-
ром могут служить как природные, так и синтетические кристаллы ру-
бина, окрашенного частичками окиси хрома в ярко-красный цвет (чистый
корунд бесцветен). В подавляющем большинстве случаев также касси-
терит окрашен дисперсной фазой, иногда зонально. Степень интенсив-
ности окраски отдельных кристаллических зон зависит от относительного
количества поглощенных дисперсных частиц на различных стадиях
роста кристаллов.
Если кристаллизация дисперсионной среды происходит в момент
агрегации дисперсных частиц, что при экспериментах замечается по по-
мутнению раствора, то кристаллизующееся вещество обычно также спо-
собно захватывать взвешенную грубодисперсную фазу. Наиболее про-
стым примером может служить кристаллизация (замерзание) мутной,
г. е. загрязненной какой-либо взвесью, воды. Образующийся лед кажется
не совсем прозрачным. К числу таких кристаллозолей с грубодисперсной
фазой относятся окрашенные в тот или иной цвет многочисленные мине-
ралы, которые обычно наблюдаются в виде бесцветных кристаллов.
Таковы, например, кварц, барит, кальцит и другие минералы, окрашен-
ные тонкораспыленной окисью железа в красный цвет, а также встре-
чающиеся иногда черные кристаллы карбонатов, густо запыленные суб-
! В непрозрачных минералах, в частности, в металлах, некоторых кислородных
соединениях (магнетите, гематите, вольфрамите) и сульфидах, окрашивание дисперс-
ной фазой, естественно, не заметно.
9 Зак. 153 129
микроскопическими включениями сульфидов и др. В этих случаях гру-
бые дисперсные частички нередко бывают заметны при рассматривании
шлифов под микроскопом.
То же самое относится и к непрозрачным минералам — сульфидам
и окислам. В кристаллах так называемых медистых пиритов под микро-
скопом в полированных шлифах постоянно наблюдаются мельчайшие
выделения халькопирита или борнита, захваченного, очевидно, во время
роста кристаллов. Точно так же при изучении богатых золотом мономи-
неральных концентратов пирита или арсенопирита, получаемых на обо-
гатительных фабриках, устанавливаются включения мельчайших зерен
золота, причем общее количество видимых под микроскопом зернышек
золота, как правило, значительно меньше того, что можно было бы ожи-
дать на основании данных химического анализа. Поскольку отдельные
золотинки имеют столь малые размеры (0,5—1,0 ц), что приближаются
к пределам различимости под микроскопом, не возникает сомнения в на-
личии и более тонкодисперсных частичек, отвечающих по своей величине
уже дисперсной фазе коллоидов.
На примерах изучения прозрачных минералов (ярко-красного
кварца, барита и др.) мы знаем, что дисперсная фаза в кристаллозолях
распределяется более или менее равномерно. Но известны случаи, когда
красящий пигмент в кристалле скопляется вдоль определенных направле-
ний (по пути движения ребер или вершин кристалла во время его роста),
как это описано С. П. Соловьевым (1945) для сургучно-красных мелких
кристалликов кварца среди доломита в обнажениях по р. Мае (правый
приток Алдана).
В других случаях грубодисперсная фаза «отгоняется» при росте
кристаллов кварца на периферию. Наглядный пример такого явления мы
видим на микрофотографии полированного шлифа (рис. 102), изготовлен-
ного из участка кварцевой жилы, в котором кварц интенсивно окрашен
в красный цвет окисью железа. Внизу снимка мы видим идиоморфные
кристаллы кварца, центральные части которых свободны от каких-либо
включений грубодисперсных частиц окиси железа. Лишь по периферии
кристаллов кварца вдоль их граней мы наблюдаем топкие полосы захва-
ченного во время роста скрытозернистого гематита в тонкой смеси
с кварцем, что более отчетливо заметно при больших увеличениях.
Вверху снимка в участках между кристаллами мы видим уже типич-
ные колломорфные образования сложного (кварц-гематитового) состава,
отороченные тонкими каемками более грубодисперсного гематита с мел-
кими пустотками (черные точки), образовавшимися, очевидно, на месте
газово-жидких включений.
Вся окружающая кварцевая масса, первоначально отложившаяся,
вероятно, в виде геля, в настоящее время перекристаллизована в грубо-
зернистый агрегат. При этом расположение дисперсных фаз, представлен-
ных окисью железа, сохранилось таким, каким оно было в момент коагу-
ляции.
Описанные взаимоотношения минералов и структурные особенности
участков кварцевых масс, окрашенных в красный цвет, приводят к вы-
воду о том, что эти образования представляют собой результат кристал-
лизации сравнительно слабо концентрированного коллоидного раствора,
содержавшего взвешенные, довольно грубые дисперсные частички гема-
тита. Из такого раствора первоначально выросли кристаллы кварца, ли-
шенные включений грубодисперсных (видимых под микроскопом) частиц,
окиси железа. Эти частицы, очевидно, отгонялись в остаточный раствор,
в котором концентрация постепенно возрастала и привела в конце концов
к коагуляции с образованием геля сложного состава.
130
В этот момент условия дальнейшего роста кристаллов кварца,
ютественно, стали ограниченными. Коагуляты частью оседали на кри-
сталлах кварца, заканчивавших свой рост (см. рис. 102), частью превра-
дались в облаколодобные стяжения, обособившиеся среди остаточного
эаствора в пространстве между выросшими к этому моменту кристал-
лами кварца. Этот пример наглядно иллюстрирует то положение, что
кристаллические вещества могут свободно расти в коллоидных растворах
(гидрозолях).
Однако дисперсная фаза, представленная в коллоидных растворах
окисью железа, может свертываться до момента окончания кристалли-
Рис. 102. Кристаллозоль кварц-гематитового состава. Грубодисперс-
ная масса гематита с кварцем (светлое) располагается по пери- '
ферии кристаллов кварца (темно-серое) и в виде колломорфных
образований в остаточном пространстве между кристаллами. Чер-
ное— пустоты. По А. Т. Суслову. Полированный шлиф. X 100
зации кварца с образованием шариков и более сложной формы коагуля-
тов, как это можно заметить на следующей микрофотографии (рис. 103).
Здесь мы видим, что сами кристаллические зерна кварца свободны от
включений каких-либо тонко- или грубодисперсных фаз. Наиболее инте-
ресное заключается в том, что некоторые шарики гематита, как можно
видеть на микрофотографии, оседали на гранях кристаллов кварца, оче-
видно, в моменты остановки их роста, о чем можно судить по запыле-
ниям каким-то тонкодисперсным веществом, оттеняющим кристаллогра-
фические грани внутри отдельных зерен кварца. При этом коагуляты,
осаждаясь на грани кристаллов, принимали форму полусферы,, что могло
иметь место в том случае, если агрегатное состояние свернувшейся дис-
персной фазы было жидким или полужидким. Иначе говоря, в момент
коагуляции коллоидный раствор, по всей вероятности, представлял собой
эмульсиеобразную жидкость с взвешенными капельками коагулята.
Поскольку дисперсные фазы и относительно более крупные по раз-
мерам коагуляты сферической формы (шарики) несут на себе тот или
иной заряд, то естественно, что они в растворах обладают способностью
передвигаться к электродам, роль которых могут играть ранее образо-
вавшиеся кристаллы, вернее их грани, ребра и особенно вершины, харак-
теризующиеся ненасыщенной валентностью. Разумеется, это перемещение
131
Рис. 103. Шарики гематита (черное) в кварцевой массе (белое).
Прозрачный шлиф. X 60
Рис. 104. Шарики гематита (белое) с копцентрически-зоиальным строе-
нием заключены в кварцевой массе и частично нарастают на грани
кристаллов граната (серое) н галенита (белое справа вверху). Место-
рождение Гавасай (Средняя Азия). По Т. Н. Шадлуи. Полированный
шлиф. X 210
возможно только в том случае, если степень вязкости раствора является
очень низкой, а размер шариков невелик.
Как пример оседания свернувшейся дисперсной фазы в виде шари-
ков на поверхности зерен или кристаллов можно привести факт, уста-
новленный при изучении одного из свинцовых месторождений Средней
132
Азии. На приводимой микрофотографии (рис. 104) хорошо видно, что
шарики гематита, обладающие концентрически-зональным строением,
приурочены исключительно к кварцевой массе, закристаллизовавшейся
в последнюю очередь (после граната и галенита). Судя по концентриче-
ской зональности сферических выделений гематита, осевших на гранях
и угловатых выступах гранатовых зерен, а также галенита, можно дога-
дываться, что нарастание зон происходило вокруг предварительно осев-
ших мелких шариков.
При процессах выпадения коагулятов из коллоидных растворов
в виде мельчайших тел сферической формы образуются и сульфиды.
Рис. 105. Массовые включения гетита (черное) полусферической
формы, располагающиеся вдоль плоскостей, отвечающих граням кри-
сталлов барита (белое). Вверху снимка (светло-серое) —- кальцит.
По А. И. Тишкину. Прозрачный шлиф. X 80
Т. В. Иваницкий (1953) в рудах одного из относительно молодых по
возрасту свинцово-цинковых месторождений Закавказья — Квайса — изу-
чил весьма интересные соотношения между сульфидами. В частности,
он показал, что в колломорфных рудах сфалерит в виде шарообразных
выделений может выпадать из раствора раньше, нежели пирит. Среди
концентрически-зональных почковидных выделений сульфидов железа
(пирита, марказита и мельниковита) наблюдаются идеально образован-
ные шарики сфалерита, правда, тяготеющие к сплошным массам сфале-
рита.
В ряде баритовых жнл в Средней Азии были встречены баритовые
же прожилки более поздней стадии минерализации, содержащие до-
вольно значительные количества выделений гидроокислов железа в виде
первичного, т. е. эндогенного, гётита. В кристаллах барита наблюдаются
массовые включения этого минерала (рис. 105). Характерны расположе-
ние и формы этих включений. Как видим на микрофотографии, они
располагаются определенными рядами вдоль плоскостей, отвечающих
граням кристаллов барита. Весьма любопытна форма выделений гётита:
большей частью это полусферы, выпуклой поверхностью обращенные
133
в сторону роста граней барита. В более отчетливом виде это можно наб-
людать в полированных шлифах. Местами полусферы гетита плотно при-
мыкают друг к другу, причем нижняя их граница представляет более
или менее ровную плоскость.
Рассматривая эти образования, нетрудно убедиться в том, что полу-
сферические выделения гётита возникли главным образом в моменты
приостановки роста кристаллов барита. Мелкие каплеобразные и не сов-
сем правильной формы, выделения гидроокислов железа местами также
располагаются вдоль определенных направлений. Как могли возникнуть
колломорфные образования гётита на поверхности граней барита,
с определенностью сказать трудно, поскольку в них не наблюдается
концентрической зональности. Весьма возможно, что первоначально из
Рис. 106. Кристалл никелина (в центре), замещенный по периферии
раммельсбергитом (белое) и отороченный двумя генерациями урановой
смолки (темное). Окружающий светлый фон — раммельсбергит. Поли-
рованный шлиф. X 90
раствора были осаждены коагуляты в зародышевом виде, увеличивав-
шиеся в своих размерах по мере дальнейшего осаждения дисперсной фазы
из раствора. Однако иногда встречаются уплощенные полусферические
формы выделений гётита, напоминающие собой расплывшиеся капли на
поверхности твердого тела. В таком случае можно было бы себе пред-
ставить осаждение гидроокислов железа сразу в полужидком состоянии.
Между прочим, в других месторождениях подобные же наблюдав-
шиеся случаи выпадения других веществ не вызывали сомнения в полу-
жидкой консистенции выпадавших из раствора коагулятов. Очень пока-
зательный в этом отношении пример приведен на рис. 106. Здесь
в центральной части снимка изображен в разрезе сдвойникованный
кристалл никелина, периферическая часть которого замещена диарсени-
дом никеля — раммельсбергитом (белое). Светлый окружающий фон
также сложен тонкозернистым раммельсбергитом.
Чрезвычайно характерно то обстоятельство, что до кристаллизации
раммельсбергита на кристалл никелина осели колломорфные выделения
134
урановой смолки (темное) и притом двух генераций. Ранняя генерация
ее со всех сторон облекает этот кристалл непрерывной тонкой пленкой.
Вторая генерация смолки представлена выделениями полусферической
формы, осевшими на первой, преимущественно в местах выступов углов
кристалла. Местами первач и вторая генерации смолки отделены друг от
друга тонкими жилками диарсенида никеля (в левой части снимка),
образовавшегося, очевидно, позднее при кристаллизации окружающей
массы диарсенидов.
При детальном рассмотрении этих сферических образований под
микроскопом можно заметить концентричсски-зональное строение. Оче-
видно, что физическое состояние и условия выпадения смолки разных
генераций были не совсем одинаковы. Коагулят первой генерации должен
Рис. 107. Кристаллически-зональное распределение халькопирита (бе-
лое) в сфалерите (серое). Черное — пустоты. Месторождение Яман-
Касы (Южный Урал). По Т. Н. Шадлуи. Полированный шлиф. X 620
был обладать высокой степенью жидкостности, чтобы покрыть ровной
пленкой весь кристалл никелина, тогда как при образовании более позд-
ней генерации создавались, по-видимому, более затрудненные условия
для перемещения укрупненных дисперсных фаз к электродам (в частно-
сти, к углам и ребрам кристалла никелина).
Заслуживает упоминания также случай обособления дисперсной
фазы сульфида в кристаллизующихся индивидах вдоль направлений,
отвечающих граням кристаллов. Как видно на рис. 107 и 108, тонкодис-
персные частицы халькопирита обособляются в сфалерите частью незако-
номерно, а частью в виде тончайших зол согласно плоскостям граней кри-
сталлов сфалерита. Упорядоченное расположение дисперсных частиц
халькопирита могло возникнуть различными путями.
Возможно, что вначале выпадал из коллоидного раствора сложный
гель, в котором впоследствии при перекристаллизации обособлялся халь-
копирит, концентрируясь как бы по периферии растущих граней сфале-
рита. Попутно сфалерит при кристаллизации «очищался» от посторонней
примеси и образовывал зоны, лишенные дисперсных частиц (рис. 108).
135
Возможен, однако, и другой способ образования подобных агрега
тов, а именно из золя, в котором по мере кристаллизации индивидов сфа
лерита, последним захватывалась грубодисперсная фаза в виде частичек
халькопирита.
Рис. 108. Зональное строение агрегата сфалерита (серое). Зоны, вклю-
чающие тонкодисперсный халькопирит, перемежаются с зонами чистого
сфалерита. Черное—пустоты. Николаевское месторождение (Алтай).
По Т. Н. Шадлун. Полированный шлиф. X 430
В отличие от описанного выше случая обособления частичек гётита
в барите в виде сферических и полусферических выделений, в. данном
случае такие формы отсутствуют, что, видимо, говорит об обособлении
халькопирита не в виде жидкости или геля, а скорее в виде твердых
частиц. Как бы то ни было, в обоих случаях такие кристаллические обра-
зования должны быть отнесены к числу кристаллозолей, содержащих
в виде включений относительно грубодисперсные частицы.
ГЛАВА VII
ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ ГЕЛЕЙ
Выпадающие из растворов в результате коагуляции колломорфные
образования, как известно, подвергаются диагенетическим изменениям и
перекристаллизации. Эти изменения в той или иной мере с течением вре-
мени могут происходить в любом коллоидном осадке.
В тех случаях, когда первоначально образовавшиеся колломорфные
руды эндогенного происхождения претерпевают изменения в условиях
медленно падающей температуры, процесс перекристаллизации протекает,
естественно, более быстро и более полно. В таких условиях среди руд
могут сохраниться лишь реликты колломорфных образований и то лишь
для некоторых минералов, труднее поддающихся перекристаллизации.
Наоборот, быстрое падение температуры способствует большему
сохранению особенностей колломорфного строения руд. Поэтому неуди-
вительно, что в рудах гидротермальных месторождений, возникших
в близповерхностных условиях, мы гораздо чаще наблюдаем признаки
отложения минералов, из коллоидных растворов.
Хорошо сохраняются колломорфные текстуры руд и горных пород,
образовавшихся в экзогенных условиях (в коре выветривания и среди-
химических осадков в водных бассейнах).
Выше было отмечено, что независимо от того, в каком типе месторо-
ждений обнаруживаются минеральные агрегаты с признаками коллоид-
ного происхождения, всем им свойственны вполне определенные признаки,,
общие для любого вещества, отложенного из коллоидного раствора.
Точно так же процессы дальнейшего изменения этих агрегатов, обуслов-
ленные как фактором времени, так и изменениями температуры и давле-
ния, протекают в определенной последовательности и проходят разные
стадии, начиная с дегидратации, уплотнения и кончая грубой перекри-
сталлизацией.
Поскольку диагенезис в минеральных агрегатах, образовавшихся из
гидрогелей, приводит в основном к уменьшению объема, то образование
пористости, трещин усыхания, микробрскчировапие, иногда появление
своеобразных звездчатых полостей в центральных частях шаровидных
скоплений являются наиболее характерными признаками этого процесса.
Наличие этих признаков в минеральных агрегатах дает основание
допускать, что они образовались за счет геля и что условия эпигенетиче-
ских изменений были такими, при которых не могли полностью затуше-
ваться все первичные признаки коллоидного происхождения.
Однако следует отметить, что чаще всего руды за длительную исто-
рию своего существования вследствие перекристаллизации преобразовы-
ваются настолько, что полностью утрачивают указанные признаки.
137
Образование зернистых агрегатов при перекристаллизации гелей.
Сущность перекристаллизации гелей с образованием па Их месте скрыто-
или явнозернистых агрегатов выражается в объединений беспорядочно
ориентированных дисперсных фаз в более крупные инДивидьи с единой
кристаллической структурой. Это явление, известное под названием соби-
рательной кристаллизации, чрезвычайно широко распространено во мно-
гих рудных месторождениях, особенно эндогенного происхождения.
В явлениях собирательной кристаллизации выражается закономер-
ная тенденция веществ принимать состояние с наименьшей удельной по-
верхностью и, следовательно, с наименьшей поверхностной энергией.
Скорость перекристаллизации геля, образовавшегося в условиях по-
вышенных температур, как уже было упомянуто, в значительной мере
зависит от скорости падения температуры. Медленное охлаждение воз-
никших гелевых осадков способствует образованию кристаллически-зер-
нистых агрегатов. Повышение внешнего давления, насколько об этом
можно судить по месторождениям осадочного происхождения, испытав-
шим динамические воздействия, также способствует перекристаллизации
коллоидных осадков.
Большое значение имеют также свойства самих соединений (минера-
лов), в частности способность к кристаллизации. Подмечено, например,
что сульфидные гели перекристаллизовываются интенсивнее, чем окислы
тех же металлов; перегруппировка вещества в карбонатных осадках со-
вершается легче, чем в силикатных гелях и т. д.
В случаях образования мелкозернистых или скрытокристаллических
агрегатов на месте гелей обычно хорошо сохраняются морфологические
черты и общие особенности строения первоначально образовавшихся
гелевых осадков. Текстуры таких кристаллически-зернистых агрегатов
с признаками реликтовых колломорфных образований, как уже указыва-
лось, называются метаколлоидными.
При превращении гелей в грубозернистые агрегаты сравнительно
редко сохраняются признаки, которые бы определенно указывали на пер-
вичную гелевую природу минеральных масс. Главным образом это отно-
сится к месторождениям, образовавшимся в более глубинных условиях.
Остановимся на нескольких примерах, иллюстрирующих признаки
перекристаллизации первоначально отложенных гелевых масс, лишь
частично утраченные при перегруппировках вещества.
С наибольшей убедительностью эти признаки процесса кристаллиза-
ции гелей были изучены' в колчеданных рудах месторождений Блява и
Яман-Касы на Южном Урале (Шадлун, 1942, 1950). На приводимой мик-
рофотографии (рис. 109) в центральной части снимка видно характер-
ное для колломорфных образований концеитрически-зональное строение
пиритовой массы. Концентрические зоны тонкодисперспого пирита пере-
слаиваются с непрерывно прослеживающимися зонами мельниковита.
Иное мы видим в периферических частях: в участках, подвергшихся
перекристаллизации с превращением скрытокристаллических масс пирита
в явнозернистые агрегаты (белое и серое различных оттенков), концен-
трические зоны мельниковита и пирита сохранились лишь местами
(в верхней и нижней частях снимка). Если судить по общему строению
колломорфных образований, то не остается никакого сомнения, что пер-
воначально эти зоны простирались непрерывно, но исчезли лишь при
перегруппировке вещества в последующие моменты в связи с перекри-
сталлизацией первично отложенного геля. Если бы перекристаллизация
почки пирита дошла до конца, мы бы не имели никаких следов первона-
чального колломорфного строения пиритовой массы.
138
На этом примере мы можем убедиться в, том, что даже в случаях
явнокристаллических руд, при полном отсутствии реликтовых признаков
колломорфных образований, но при наличии участков неравномернозер-
нистого строения или неравномерном распространении агрегатов различ-
ных минералов, отнюдь не исключена возможность того, что руды обра-
зовались из коллоидных растворов.
О. Д. Левицкий (1955) в оловорудных месторождениях Дальнего
Востока описал самые разнообразные случаи переходов от еще сохранив-
шихся метаколлоидных образований касситерита и кварца с концентри-
чески-зональным строением вплоть до участков, в которых заметны лишь
Рис. 109. Реликты колломорфного строения в перекристаллизованном
агрегате пирита. Черное — мельннковит. Месторождение Ямаи-Касы
(Южный Урал). Полированный шлиф. Протравлено. X 125
следы колломорфных отложений, устанавливаемые по распределению
мельчайших рудных пли газово-жидких включений.
Интересный пример реликтов колломорфных образований кварца
с тонко распыленным в нем касситеритом приведен на рис. 110. В центре
снимка мы видим темное ядро, вокруг которого кварц при скрещенных
никелях обнаруживает признаки сферолитового строения и местами по
периферии явно перекристаллизован. Окружающая масса представляет
собой неравномернозернистый агрегат гранобластической структуры.
Как уже было отмечено, скорость перекристаллизации в значитель-
ной мере зависит от состава и свойств самих соединений, в частности от
способности к кристаллизации. В сложных кварц-касситеритовых колло-
морфных образованиях, как показал О. Д. Левицкий, гель кремнезема
перекристаллизовывается скорее, чем касситерит. В этом нетрудно убе-
диться при рассматривании приводимых им микрофотографий кварц-кас-
ситеритового прожилка, обладающего зональным строением (рис 111
и 112).
В левой части снимков располагается полоса грубозернистого касси-
терита (непосредственно вдоль контакта прожилка с измененной вме-
щающей породой). Затем следует полоса грубозернистого кварца, а за
ней — зона почковидных кварц-касситеритовых образований с характер-
ным для них строением. Далее вправо (ближе к центральной части про-
139
жилка) вновь наблюдается зернистый агрегат кварца, содержащий пре-
рывистые цепочки удлиненных кристалликов касситерита.
Интересующая нас средняя полоса представляет собой не что иное,
как продукт коагуляции сложного оловянно-кремнеземистого геля, позд-
нее подвергшегося перекристаллизации. При этом, судя по наблюдениям
в скрещенных николях (см. рис. 112), степень кристалличности кассите-
рита и кварца резко различна. В то время как касситерит сохранился
в скрытокристаллическом виде, за счет кварца в концентрических слоях
образовались относительно крупные, хотя и неправильной формы зерна,
Рис. ПО. Реликты колломорфных образований кварца с тонко-
распыленным касситеритом среди зернистой массы этих же мине-
ралов. По О. Д. Левицкому. Прозрачный шлиф. Николи скре-
щены. X 33
различно гаснущие в скрещенных николях (см. удлиненные светлые и
темные участки полос на рис. 112).
Явления перекристаллизации гелей часто удается наблюдать в поч-
ковидных или натечных образованиях, сохранивших свою внешнюю
форму. При этом любопытно, что разные концентрические зоны отлича-
ются друг от друга по степени зернистости, возникшей в результате пере-
кристаллизации. В качестве примера можно привести случай, показанный
на рис. ИЗ, где изображена в> разрезе почка молибденита из месторожде-
ния Шалым (Горная Шория), в которой в местах отслоения зон выде-
лился более поздний кварц. Об этом можно судить по другим шлифам,
в которых встречаются даже обломки зон молибденита, погруженные
в массу кварца. Кроме того, на данном снимке вверху справа можно ви-
деть некоторое смещение концентрических зон вдоль секущей трещины.
Характерно, что центральная часть почки превратилась в более грубозер-
нистую массу по сравнению с окружающими ее зонами. В свою очередь,
каждая из этих зон характеризуется своими особенностями структуры:
то аллотриоморфнозернистой, то радиально-волокнистой. Чем объяс-
няется это различие строения зон, сказать трудно. Однако не исключена
возможность того, что на перекристаллизацию коллоидных осадков
140
Рис. 111. Реликты почковидных кв
Белое — кварц; черное — касситерит. По О. Д. Левицкому. Прозрач-
ный шлиф.X 5
могли влиять адсорбированные примеси в последовательно отлагающихся
слоях геля в процессе формирования почек.
Очень интересным примером сохранения реликтов колломорфного
строения среди перекристаллизованного зернистого агрегата является
описанный С. А. Горжевской (1951) смитсонит из зоны окисления свинцо-
во-ципкового месторождения.
141
Рис. 113. Почковидное образование молибденита (светлое) с чередованием
зои различной зернистости. Черное — кварц. Месторождение Шалым
(в Горной Шорнн). По В. А. Вахрушеву. Полированный шлиф. X 85
Рис. 114. Реликты колломорфного строения, со-
хранившиеся в зернистом агрегате смитсонита.
По С. А. Горжевской. Полированный шлиф.ХПО
Как видно на рис. 114, агрегат смитсонита состоит из довольно круп-
ных изометрических зерен с ровными границами, отчетливо заметными
благодаря резко выраженному двуотражению. Вместе с тем внутри от-
дельных зерен, в различных участках их видны концентрические зоны,
нередко распространяющиеся совершенно независимо от границ отдель-
ных зерен, имеющие типичные для колломорфных выделений округлые
или фестончатые очертания.
142
Подобное сочетание четко выраженной зернистой структуры агрегата
и реликтовой колломорфной зональности несомненно свидетельствует
о явлениях перекристаллизации. Наличие скорлуповатого строения пер-
воначально существовавшего геля смитсонита можно объяснить присут-
ствием посторонних веществ, которые, будучи сконцентрированы на по-
верхностях последовательно отлагавшихся слоев геля (отдельных скор-
луп), сохранились в процессе перекристаллизации смитсонита.
Перекристаллизация коллоидных образований, как уже указывалось,
может происходить в сравнительно ранний момент, в процессе диагене-
зиса. Для разных минеральных веществ этот процесс протекает неодина-
ково, что сказывается на строении возникающих кристаллических агре-
гатов. Почковидные образования некоторых соединений, полностью
сохраняя внешнюю форму и гладкую сферическую поверхность, превра-
щаются в агрегат радиально расходящихся тонких волокон, подобно тому
как это мы наблюдаем в разломах почек малахита, гётита и др. Это так
называемые сферолитовые образования, часто проявляющиеся в вулка-
нических стеклах, оолитах карбонатов и др. Подобного рода перекри-
сталлизация обычно происходит по направлению от центра к периферии.
Другие минеральные вещества перекристаллизовываются в более
грубые радиально-лучистые агрегаты, причем реликтовые очертания кон-
центрических слоев часто все же заметны. При этом формы почковидных,
натечных или шаровидных тел сохраняются, но гладкая сферическая
поверхность несколько нарушается и как бы покрывается мелкими кри-
сталлическими гранями. Изучение под микроскопом разрезов марказито-
вых конкреций из осадочных пород показало, что кристаллические огра-
ничения на поверхности принадлежат отдельным радиально расположен-
ным индивидам. То же самое относится и к раскристаллизованным ста-
лактитовым формам минеральных образований. Особенно эффектны
в этом отношении встречающиеся среди больших пустот в месторождении
Райбл (Каринтия) рудные сталактиты до нескольких десятков сантимет-
ров в длину и до 10 см в диаметре, сложенные сфалеритом, галенитом и
пиритом. В осевой части их иногда обнаруживается узкая цилиндрическая
полость, подобно тому как это наблюдается в типичных известковых
сталактитах. Несмотря на то, что минеральная масса перекристаллизо-
валась в крупнозернистые агрегаты груболучистого строения, все же
в поперечных разрезах можно видеть следы концентрически-зонального
строения этих образований. Иногда это строение подчеркивается цепоч-
ками зерен пирита, расположенными по окружности вокруг центра ста-
лактита (в разрезе).
Появление радиально-лучистой структуры в агрегатах сфалерита
наблюдается не только в типичных натечных формах — сталактитовых
образованиях, отмеченных выше, но и в таких рудах, где главная масса
уже полностью перекристаллизована в равномерно-зернистые агрегаты,
но при этом сохранились небольшие участки с реликтами почковидных
форм. Как видно на рис. 115, в сфалерите из колчеданного месторожде-
ния Яман-Касы (на Южном Урале) с помощью травления в скоплениях,
сохранивших реликты почковидных очертаний, выявлено радиально-лучи-
стое строение.
В рудах другого Южноуральского месторождения можно видеть
пример, где в бывшей почке сфалерита перекристаллизация привела
к появлению обычной зернистой структуры (рис. 116). Однако здесь со-
хранились небольшие участки с признаками лучистого строения и реликты
концентрической зональности, отмеченной тонкими полосками пирита и
марказита. Характерно, что при тщательном наблюдении устанавливается,
что цепочки зерен пирита включаются отдельными удлиненными индиви-
143
Рис. 115. Радиально-лучистое строение почковидного сфалерита. Место-
рождение Ямаи-Касы (Южный Урал). Полированный шлиф. Протрав-
лено. X 125
Рис. 116. Признаки перекристаллизации почки сфалерита. Белое — пирит
и марказит Месторождение Блява (Южный Урал). Полированный шлиф.
Протравлено. X ПО
дами сфалерита. Это, так же как и в случае, описанном для сталактитов
сфалерита из Райбл, свидетельствует о том, что происходила перекри-
сталлизация затвердевшего сложного геля, имевшего концентрически-
полосчатос сложение,
144
Радиально-лучистое или волокнистое строение почковидных агрега-
тов может наблюдаться для самых различных минералов, например
таких, как молибденит, магнетит (рис. 117), графит (рис. 118) и др. Не-
редки случаи, когда разные концентрические зоны перекристаллизовы-
ваются различно: то в скрытокристаллические, то в груболучистые агре-
гаты с сохранением гладкой сферической поверхности (см. рис. 118).
Причины этого явления изучены еще не достаточно. Судя по целому ряду
наблюдений над агрегатами дисульфидов железа (мельниковит — пи-
рит— марказит), кремнезема и др., радиально-лучистое или тонковолок-
нистое строение почковидных агрегатов или сферолитов, образующихся
Рис. 117. Почки магнетита радиально-лучистого строения. Темно-серое —
кварц. Месторождение Згид (Северный Кавказ). По Н. М. Прокопенко.
Полированный шлиф. X 17
из коллоидных растворов, безусловно является следствием перекристал-
лизации. Однако это лишь начальная форма упорядочения вещества;
в дальнейшем может происходить перекристаллизация с образованием
зернистых агрегатов с изометрическими или неправильными очертаниями
зерен. Иногда не возникает лучистого строения и сразу образуется отно-
сительно равномернозернистый агрегат.
На перекристаллизацию тонковолокнистых образований кремнистого
состава-—кремнистых сферолитов — указывает О. Д. Левицкий (1955),
описывая своеобразные реликты кремнистых сферолитов, иногда содер-
жащих касситерит, среди зернистых агрегатов кварца или кварца с кас-
ситеритом. Интересно, что в сферолитах кремнезема наряду с тонково-
локнистым строением отчетливо проявлены тонкоконцентрические зоны,
состоящие из скрытокристаллического касситерита и кристаллически-зер-
нистого кварца. Эти очень топкие зоны иногда, как это видно на приво-
димых им фотографиях, сохраняются в агрегатах крупнозернистого
кварца, развивающегося при перекристаллизации за счет тонковолокни-
стого. При внимательном рассмотрении видно, что отдельные лучи или
10 Зак. 153 145
волокна сферолита продолжаются от центра к периферии независимо oi
наличия пересекающих их концентров..
Большое разнообразие структурных особенностей в пределах даже
небольших участков исключительно характерно для руд, отложенных из
коллоидов вообще и особенно для перекристаллизованных в той и.тр
иной мере участков, сохранивших колломорфные образования. На пло-
щади в несколько квадратных миллиметров часто встречаются совместно
то скрытокристаллические участки, то тонкозернистые радиально-лучи-
стые или кристаллически-зональные зернистые агрегаты. Появление по-
Рис. 118. Обломки колломорфных образований графита, частью скрыто-
кристаллического, частью радиально-лучистого строения. Темиое — каль-
цит. Месторождение Шантым-Прилук. (Коми АССР). По М. Г. Труще-
леву. Полированный шлиф. Снято в поляризоваином свете. X 86
добных особенностей строения руд, утративших первичные черты вслед-
ствие перекристаллизации, часто является свидетельством образования
различных кристаллобластических структур за счет колломорфных обра-
зований.
Образование трещин усыхания при перекристаллизации гелей. Как
известно, коллоидные образования, возникающие в результате коагуляции
гелей, подвергаются процессу синерезиса, сопровождающемуся сокраще-
нием массы вследствие постепенного выделения дисперсионной среды.
Это сокращение массы продолжается и в дальнейшем, после затвердева-
ния гелей. В результате дегидратации и собирательной кристаллизации
обычно развиваются разнообразные трещины усыхания.
Последние нередко бывают заметны макроскопически, но большей
частью они обнаруживаются лишь под микроскопом.
Как правило, трещинки усыхания выполнены теми минералами,
которые образуются из остаточных растворов. Характернейшим моментом
является их исключительная приуроченность к почковидным агрегатам,
к участкам, слабо перекристаллизованным и представляющим иногда
тонкодисперсные смеси двух или более минералов.
J46
Трещинки эти всегда очень неправильные. Они либо располагаются
параллельно сферическим поверхностям почек пли в радиальных направ-
лениях, либо дают неправильно полигональные, сетчатые формы (в раз-
резе). Трещины усыхания, по-видимому, появляются как па довольно
ранних стадиях превращения гелевых масс в плотные скрытокристалли-
ческие агрегаты, так и в более поздние стадии. С течением времени при
процессах грубой перекристаллизации они полностью затушевываются.
Поэтому, естественно, что они далеко не всегда сохраняются повсеместно
в рудах, образующихся из коллоидных растворов.
Рис. 119. Концентрические и сетчатые трещинки усыхания в урановой
смолке (серое), выполненные нерудным минералом (черное) и галенитом
(белое). Полированный шлиф. X 100
Особенно отчетливо трещины усыхания проявляются в почковидных
агрегатах урановой смолки, трудно поддающейся грубой перекристалли-
зации. На рис. 119 в. массе смолки видны многочисленные концентриче-
ские п неправильные трещинки, выполненные галенитом и нерудным ми-
нералом. Концентрические трещины, возможно, отвечают скрытым по-
верхностям отдельных почек. На следующей микрофотографии (рис. 120)
хорошо видно, что трещины усыхания не выходят за пределы отдельных
почек смолки (отсутствуют в цементирующей массе нерудных минера-
лов). Часто наблюдается, что колломорфные образования не только бы-
вают разбиты тонкими трещинами, но и брекчированы, причем обломки
обычно разъединены (см. рис. 118, 120).
В отдельных случаях трещины усыхания могут быть ничем не выпол-
нены. В случае, изображенном на рис. 121, мы имеем два урановых мине-
рала: более темный (предположительно гидрат двуокиси урана), в виде
почек, содержащих сеть редких полых трещин, и более светлый, относя-
щийся к урановой смолке, выполняющей межпочечное пространство и со-
держащей густую сеть более грубых, пересекающихся между собой тре-
щин усыхания, выполненных сульфидами и нерудным минералом. Отсюда
нетрудно сделать заключение о том, что степень трещиноватости, возни-
кающей при усыхании гелей, в значительной мере зависит от свойств и
состава коагулятов, выпадающих из коллоидных растворов.
10* 147
Рис. 120. Почковидные выделения урановой смолки с трещинами усыха-
ния и признаками брекчирования. Белое — сульфиды; черное — карбонаты
и кварц. Полированный шлиф. X 100
Рис. 121. Полые тонкие трещиики усыхания в почковидном ураиовом
минерале неизвестного состава (темно-серое) и более грубые трещины
в урановой смолке (серое в центре снимка), выполненные халькопиритом
Хбелое) и нерудным минералом (черное). Полированный шлиф. X 100
Трещины усыхания встречаются также в бобовинах, иногда оолитах
как экзогенного, так и эндогенного происхождения. Рис. 122 приведен
в качестве примера таких трещин в бобовинах бокситовых руд из Соко-
ловского месторождения (Средний Урал).
В сульфидных рудах сложного состава, не подвергшихся существен-
ной перекристаллизации, нередко удается наблюдать явления, которые
приходится связывать с процессом трещинообразования, возникающего
при усыхании гелевой массы. Так, например, в рудах Николаевского ме-
сторождения (Алтай) в массе сфалерита (вюртцита) с тонкодисперсным
халькопиритом (рис. 123) видна сеть неправильных жилок чистого сфа-
Рис. 122. Трещины усыхания в бобовинах бокситовой руды. Светлое
(в бобовинах и цементе) — магнетит и гематит. Темно-серое н черное
(в цементе, каймах и трещинах) — гидраргиллит. Соколовское месторо-
ждение (Урал). По М. И. Луканиной. Полированный шлиф, х 6
лерита. Эти жилки представляют собой, по всей вероятности, трещины
усыхания, выполненные сфалеритом, отложившимся из более чистого
остаточного раствора, отделившегося после коагуляции сложного геля.
На рис. 124 показаны участки, состоящие из очень тонкой смеси
сфалерита, пирита и галенита, представляющие слабо раскристаллизо-
ванный сложный гель. Среди тонкодисперсной смеси указанных сульфи-
дов можно видеть тонкие трещинки усыхания, вдоль которых образова-
лись скопления того или иного минерала, входящего в состав смеси.
В частности, тонкие жилки, сложенные пиритом, строго приурочены
к пятнистым скоплениям и не выходят за пределы сложной тонкодисперс-
ной смеси сульфидов. Кроме того, для подобного рода скрытокристалли-
ческих масс характерна высокая пористость.
Следует отметить, что иногда в скрытокристаллических или очень
тонкозернистых агрегатах сульфидов (мельниковита и мельниковит-
пирита), слагающих концентрически-зональные почковидные выделения,
выявляются тонкие короткие радиальные жилки, секущие одну или не-
сколько зон и теряющиеся у границ соседних зон. Такие жилки анало-
гичны по природе вышеописанным и точно так же представляют выпол-
149
Рис. 123. Тонкодисперсная смесь вюртцита-халькопирита с сетью трещин
усыхания, выполненных чистым сфалеритом. Черное — поры и пустоты.
Месторождение Николаевское (Алтай). Полированный шлиф. Х390

Рис 124. Обособление чистого пирита (белое) в массе тонкой смеси
сфалерита с пиритом (серое). Черное — поры. Месторождение Гавасай
(Средняя Азия). Полированный шлиф. X 165
нения трещин усыхания. Во всех отмеченных случаях жилки не отделимы
от окружающей массьг, они органически связаны^ с ней и потому не могут
быть истолкованы как значительно оторванные во времени, связанные
с другой стадией минерализации.
Рассмотренные примеры явлений, связанных с усыханием (или де-
гидратацией) гелей, показывают, что, хотя устанавливаются различные
формы проявления трещин усыхания, но все они по сути являются отра-
жением одного процесса. Одни трещины локализуются внутри почковид-
ных образований, главным образом в участках, состоящих из тонкодис-
персных смесей, другие — частично выходят за пределы почек и, оче-
видно, связаны с сокращением всей минеральной массы.
Следует заметить,- что если первые не сохраняются в значительно
перекристаллизованных рудах, утративших почти полностью признаки
колломорфных образований, то вторые могут сохраниться и в рудах, зна-
чительно перекристаллизованных, сохранивших лишь реликты почковид-
ных форм, главным образом среди агрегатов минералов, труднее поддаю-
щихся перекристаллизации.
Помимо трещин усыхания, признаком перекристаллизации гелевых
масс и сопутствующих явлений сокращения первоначального объема
вследствие дегидратации может являться и наличие разных по форме и
размерам пустот и полостей в минеральных агрегатах.
Очень характерным при дегидратации и уплотнении шаровидных
гелевых скоплений является образование неправильных по форме поло-
стей в их центральных частях. Эти полости в разрезе часто имеют звезд-
чатые формы, а в некоторых срезах представляют серию пересекающихся
неправильных трещин. Сферические колломорфные образования с подоб-
ными полостями могут быть как достаточно крупных, так и микроскопи-
ческих размеров. В частности, общеизвестны конкреции (септарии) сфе-
росидерита с своеобразными трещинами усыхания (рис. 125).
Образование септарий, а также полостей звездчатой формы в цен-
тральных частях шаровидных стяжений объясняется неравномерным их
усыханием с одновременным образованием радиально-лучистых агрега-
тов. В шаровидных конкрециях фосфоритов Подолии, описанных
Ф. М. Малиновским (1955), при раскалывании часто встречаются поло-
сти звездчатой формы, либо ничем не заполненные, либо выполненные
кальцитом, галенитом, иногда в ассоциации со сфалеритом и халькопи-
ритом (рис. 126). В сульфидных рудах некоторых медных и полиметал-
лических месторождений подобные же полости в сферических стяжениях
пирита, едва достигающих 1 мм в диаметре, выполнены' халькопиритом,
борнитом, кварцем и др., т. е. теми минералами, которые слагают окру-
жающую эти стяжения массу (рис. 127).
Почти во всех вышеописанных примерах перекристаллизации колло-
морфных образований можно видеть наличие многочисленных неправиль-
ных пустот или мельчайших Пор. Известно, что очень обильной пористо-
стью обладают некоторые осадочные марганцевые и железные руды, со-
стоящие из гидроокислов железа или марганца, иногда обнаруживающие
реликтовое колломорфное сложение.
Во многих агрегатах, утративших полностью колломорфное сложе-
ние, по наличию обильной пористости или неправильных пустот, иногда
сохраняющих очертания межпочечных пространств, можно предположить
их- бывшую гелевую природу.
Так, в частности, на рис. 128 показана мелкозернистая пиритовая
руда из месторождения Чирагидзор (Закавказье), содержащая очень
большое количество мелких пор и пустоток неправильной формы, распре-
деленных совершенно незакономерно и большей частью ничем не запол-
151
Рис. 125. Конкреция сферосидерита (септария}
с сетью трещин, выполненных кварцем и халцедо-
ном. Полированный штуф из Минералогического
музея АН СССР. 1/5 нат. вел.
Рнс. 126. Фосфоритовые конкреции, в центральной част»
которых образовались полости звездчатой формы
а — полость (черное), ие заполненная минеральным веще-
ством; б — полости в двух сросшихся конкрециях заполнены
галенитом (белое). Подолия. По Ф. М. Малиновскому. Поли-
рованные разрезы конкреций. Нат. вел.
Рис, 127. Среди борнитовой массы (белое) мелкие сферические
стяжения пирита и мельниковита (черное) с звездчатыми поло-
стями, выполненными борнитом. Полированный шлиф. X 90
Рис. 128. Мелкозернистый пиритовый агрегат с большим количеством
пор и пустот, ничем не заполненных (черное). Отдельные зерна пирита
обнаруживают кристаллически-зоиальное строение, выявляющееся при
травлении. Месторождение Чирагидзор (Закавказье). Полированный
шлиф, х 50
ненных. В соседних участках этой же руды некоторые пустоты, сохранив-
шие очертания межпочечных пространств, выполнены халькопиритом.
Лишь в крупных полостях макроскопически удается заметить почковид-
ные в целом формы тонкозернистых пиритовых агрегатов.. Не исключена
возможность того, что эти полости являются первичными и были выпол-
нены какими-либо газами, например сероводородом.
153
Помимо пористости и описанной выше трещиноватости, в перекри-
сталлизованных колломорфных минеральных агрегатах нередко отме-
чаются явления брекчирования.
При образовании обломков в связи с сокращением объема, обуслов-
ленным дегидратацией или усыханием, подобного рода нарушения очень
часто локализуются в пределах участков определенного состава и строе-
ния. В частности, дисульфиды железа (пирит-марказитовые или мельни-
Рис. 129. Разломанные почковидные выделения пирита и марказита
(белое и серое) среди кварцевой массы (черное). Николаевское место-
рождение (Алтай). Полированный шлиф. X 78
ковит-пиритовые агрегаты), кристаллизующиеся из гелей, утрачивают
реликты гелевых структур значительно медленнее других сульфидов. При
процессах дегидратации и уплотнения они более резко сокращаются
в объеме и разламываются легче, чем выделившиеся одновременно
с ними, но полнее перекристаллизовавшиеся сульфиды меди и цинка.
Примеры отслаивания и брекчирования наружных зон почковидных
образований нами уже приводились ранее (см. рис. 113, 118, 120).
Аналогичные по своему характеру случаи разламывания и цементи-
рования обломков колломорфных концентрически-зональных пирито-
марказитовых масс наблюдались в рудах Николаевского месторождения
(Алтай). Как можно видеть на микрофотографии (рис. 129), обломки
почковидных агрегатов пирита и марказита с концентрически-зональиым
строением и тонкозернистой структурой сцементированы кварцевой мас-
сой, выделившейся, очевидно, из остаточных растворов.
Вообще явления разламывания колломорфных образований и цемен-
тации их минералами, отлагающимися из остаточных растворов!, в част-
ности жильными минералами (кварцем, кальцитом), довольно распро-
-странены. Поэтому при изучении руд нужно тщательно анализировать
все наблюдаемые признаки, чтобы не делать поспешных выводов о нали-
чии различных стадий минерализации на основании наблюдаемых явле-
ний брекчирования и цементации одних минералов другими.
ГЛАВА VI! I
ПРИЗНАКИ ЗАМЕЩЕНИЯ МИНЕРАЛОВ В РУДАХ
Трудно назвать такое рудное месторождение, в котором в том или
ином виде не обнаруживались бы признаки замещения одних минералов
другими. Не говоря уже об эндогенных месторождениях, начиная с маг-
матических и кончая гидротермальными, а также о месторождениях,
образовавшихся в связи с процессами выветривания, признаки замеще-
ния при микроскопическом изучении удается устанавливать даже в мо-
лодых по возрасту осадочных месторождениях.
Необходимо, однако, проводить различие между процессами
метасоматоза, играющими решающую роль в формировании место-
рождений некоторых типов, и явлениями замещения или
разъедания отдельных минералов, которые мы можем встретить
в любом месторождении независимо от его генезиса. Как справедливо
указывает А. Г. Бетехтин (1949), отдельные признаки разъедания одних
минералов другими еще не говорят о том, что мы имеем дело с процес-
сом замещения как таковым. Иными словами, наличие этих признаков
в рудах еще совершенно не означает того, что они в целом отложились
метасоматическим путем.
Изучение текстурных особенностей руд и взаимоотношений различ-
ных минеральных агрегатов дает возможность устанавливать последова-
тельность отложения минеральных масс. В этих случаях явления замеще-
ния или разъедания отдельных минералов, наблюдаемые большей частью
в полированных шлифах под микроскопом, могут значительно способство-
вать выявлению возрастных взаимоотношений и последовательности вы-
деления как минеральных агрегатов, так и отдельных минералов.
Изучение явлений замещения необходимо не только для установле-
ния возрастных взаимоотношений минералов. Как известно, в рудоотло-
жении, особенно при гидротермальных процессах, главную роль играют
химические реакции, приводящие к образованию труднорастворимых сое-
динений, выпадающих в виде твердых кристаллических веществ. По про-
дуктам этих реакций и тем изменениям, которые претерпевают ранние
минералы в результате взаимодействия с остаточными растворами, мы
имеем возможность судить о происходящих химических реакциях.
Данные минераграфического изучения руд показывают, что замеще-
ние ранее выкристаллизовавшихся и находящихся уже в твердом виде
минералов новыми минералами может происходить различными путями.
Возникающие при этом срастания, обусловленные пространственными
взаимоотношениями замещаемого и замещающего минерала, бывают
чрезвычайно многообразны. В настоящей главе мы не ставим своей
целью отразить все многообразие природных явлений замещения, а по-
155
пытаемся лишь на конкретных примерах показать основные типы заме-
щения и их признаки. Среди разнообразных видов замещения в данной
главе рассмотрим следующие:
а) разъедание ранних минералов без сохранения или с сохранением
их реликтовых форм;
б) замещение с образованием новых химических соединений или
твердых растворов;
в) диффузионное замещение путем обмена ионов между твердым
минеральным веществом и раствором.
Явления растворения минералов с последующим заполнением возни-
кающих полостей новооб-
разеваниями, а также об-
разование метакристаллов
в твердых средах рассмот-
рим специально в следую-
щих главах.
Разъедание минера-
лов. Признаки разъедания
или коррозии первона-
чально выделившихся кри-
сталлов минералов или
кристаллических зерен
пользуются необычайно
широким распростране-
нием в рудах. При этом
реликтовые формы кри-
сталлов обычно не сохра-
няются. Однако нередки
случаи, когда в том или
ином виде удается заме-
тить следы их.
В подавляющем боль-
шинстве случаев разъеда-
ние ранних минералов
происходит при взаимо-
действии их с остаточными
растворами, изменивши-
Рис. 130. Разъедание кристалла хромита (серое)
самородной платиной (белое). Темно-серое между
зернами хромита — хлорит и серпентин. По
А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 60
ми свой состав в процессе рудообразования. В сущности мы здесь имеем
вытеснение одного минерала другим без какого-либо переотложения ми-
нерала, подвергшегося резорбции. Очевидно, вещество, переходящее
в раствор, либо уносится из сферы действия реакции, либо принимает
участие в составе минералов, образующихся позднее. Это относится даже
к тем случаям, когда резорбируемый минерал по химическому составу
немногим отличается от разъедающего минерала (например, случай вы-
теснения пирита халькопиритом).
Наиболее наглядный пример разъедания приведен на рис. 130, где
показаны взаимоотношения между кристаллами хромита, самородной
платиной и хлоритом, выполняющим пространство между кристалличе-
скими индивидами. Если мы проследим за конфигурацией нижнего кри-
сталла хромита на фотоснимке, то легко заметим, что прямолинейные его
очертания вдоль границ с хлоритом резко нарушаются в местах сопри-
косновения с самородной платиной. Бросается в глаза, что головка хро-
митового кристалла подверглась интенсивному разъеданию, чем и объяс-
няются зазубренные очертания его в местах соприкосновения с самород-
ной платиной. Другие кристаллы хромита, окружающие платину, также
156
подверглись коррозии, но с образованием более ровных границ, свой-
ственных очертаниям оплавленных кристаллов.
Поскольку сама платина не содержит хрома, алюминия и магния,
можно допустить, что эти элементы, входящие в состав хромшпинелидов,
при разъедании их самородной платиной переходят в остаточный раствор,
из которого несколько позднее кристаллизуются такие минералы, как хро-
мовые гранаты, хромдиопсид, хромвезувиан и хромовые хлориты, часто
наблюдаемые в очень небольших количествах в хромовых рудах.
Согласно геологическим наблюдениям и минераграфическому изуче-
нию платиноносных руд коренных месторождений в. дунитах Северного
Рис. 131. Разъеденный кристалл хромита (в цен-
тре снимка). Белое — самородная платина. По
А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 80
Урала (Бетехтин, 1935), платина выделялась позднее хромшпинелидов,
что хорошо видно в шлифах не только по ксеноморфизму платины по от-
ношению к хромшпинелидам, по и по постоянно наблюдающимся явле-
ниям разъедания зерен последних. По данным А. Г. Бетехтина, образова-
ние хромшпинелидов происходило в результате распада при понижении
температуры сложных химических соединений, содержавших, кроме Сг,
Fe, Pt и других металлов, также летучие компоненты. В момент распада
этих соединений в первую очередь кристаллизовались хромшпииелиды,
в то время как платина выпадала из них несколько позднее. Хлориты
выделялись из остаточных растворов при температурах, отвечающих уже
гидротермальной стадии магматического процесса.
Очень интересны явления далеко зашедшего замещения хорошо
образованных кристаллов с сохранением их наружных граней в виде тон-
ких оболочек, впервые изученные А. Г. Бетехтиным в тех же платинонос-
ных хромитовых месторождениях Урала. На рис. 131 в центре снимка
показан наполовину замещенный самородной платиной кристалл хро-
мита. Внимательное рассматривание позволяет заметить, что правая
157
кромка этого кристалла, отвечающая наружной его грани, труднее под-
вергается замещению по сравнению с его центральной частью: она как бы
вдается в. массу платины в виде острия.
При детальном изучении миароловых пустот 1 в сплошном хромите,
выполненных хромсодержащими силикатами, в частности хлоритами
(рис. 132), также было замечено, что кристаллы хромита, окружающие
эти пустоты, более интенсивно подвергаются замещению во внутренних
частях, нежели с периферии. Прослежены все стадии этого процесса от
начального разъедания (рис. 133, кристалл хромита справа) до почти
Рис. 132. Миароловая пустота
в сплошном хромите (светло-
серое), выполненная хлоритом
(серое). По А. Г. Бетехтину.
Полированный шлиф. X 160
Рис. 133. Начальная стадия
замещения хлоритом (темно-
серое) кристалла хромита из-
нутри (см. кристалл справа).
По А. Г. Бетехтину. Полиро-
. ванный шлиф. X 180
полного замещения (рис. 134, в центре снимка). Самым замечательным
в последнем случае является то, что уцелели от замещения кристалличе-
ские грани в виде тончайших полосок, оконтуривающие первоначальную
форму кристалла хромита.
Совершенно ясно, что грани кристаллов bi отличие от внутренних их
частей обладают иными свойствами, связанными, очевидно, с какими-то
особенностями кристаллического строения. Этим можно объяснить то,
что хорошо образованные кристаллы труднее поддаются замещению по
сравнению с кристаллическими зернами неправильной формы.
Следует иметь в виду, что растущий из пересыщенных растворов
какой-либо кристалл в момент окончания своего роста должен нахо-
диться в равновесии с окружающей жидкостью. В этот момент на его
гранях окажутся непогашенные заряды ионов, что при изменении внеш-
них условий неминуемо приведет к растворению (резорбции) его. Со-
гласно представлениям Н. В. Белова (1950), защита заканчивающих свой
рост кристаллов от резорбции (в моменты истощения питательной среды)
: Миароловыми пустотами называют полости, со всех сторон оконтуренные гра-
н=ми кристаллов. В отличие от друзовых пустот эти кристаллы представлены теми же
минералами. которые слагают сплошную руду или горную породу.
осуществляется либо заменой на гранях части двухвалентных ионов
О2- равновеликими одновалентными анионами [ОН]1- или F1-, a S2- анио-
нами SH1-, либо вхождением в наружный слой анионной упаковки очень
малых по размерам ионов В3+, С4+, №+, образующих «плоские» анионные
комплексы. Для минералов группы шпинели (хромшпинелиды, магнетит
и др.), характеризующихся плотнейшей кубической упаковкой, дополни-
тельные двухвалентные катионы Mg или Fe в момент остановки роста кри-
сталлов могут располагаться в пустых октаэдрах, под соответствующими
Mg- или Fc-тетраэдрами и «тем самым полностью нейтрализовать и кон-
сервировать остановившийся в. росте кристалл» (Белов, 1950).
Рис. 134. Конечная стадия замещения кристалла хромита
(в центре снимка) хлоритом (серое). Темно-серое — серпен-
тин. По А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 100
В некоторых случаях устанавливается зональное замещение кристал-
лов. Обусловлено оно, очевидно, физической неоднородностью отдельных
зон (наличие пористости, тонкодисперсных посторонних включений и пр.)
или некоторыми различиями в химическом составе зон. В результате про-
никновения растворов и избирательного замещения возникают такие об-
разования, в которых нередко имеет место чередование замещенных и не-
затронутых замещением зон. Тем самым выявляются особенности перво-
начального зонального строения кристаллов или кристаллических зерен.
На приводимой микрофотографии (рис. 135) можно видеть пример
зонального замещения пирита халькопиритом. Зоны халькопирита ме-
стами хорошо выдерживаются по своей толщине в виде многоугольников.
Наружные очертания кристалла пирита не совсем правильные (частично
разъедены по границам соприкосновения с нерудными минералами).
Замещение по зонам может происходить также вследствие механиче-
ской неоднородности кристаллов. Пограничные поверхности отдельных
зон, образующихся в результате перерывов в отложении, представляют
собой ослабленные направления, в которых особенно легко в виде микро-
трещинок реализуются механические напряжения. Таким образом, по-
верхности контакта зон являются возможными путями проникновения
растворов или диффузии отдельных ионов.
К реликтовым особенностям внутреннего строения минеральных зе-
рен следует отнести также сохранение замещающим минералом призна-
15»
ков спайности или отдельности замещаемого минерала. Очень хороши
примеры появления такой реликтовой отдельности можно наблюдать
например, при замещении пирротина пиритом или марказитом. При пол
ном замещении нередко бывают характерны отслоенные полоски тонкс
зернистых агрегатов пирита и марказита, ориентированные вдоль рели?
товой отдельности в бывших пирротиновых зернах. Весьма показатель?;
также реликтовые трещины спайности, сохраняющиеся при разложен??
пентландита, когда за счет последнего возникают миллерит и никелисты
пирит.
Рис. 135. Зональное замещение кристалла пирита (белое) халькопиритом
(серое). Черное — нерудные минералы. Месторождение Лашкерек
(Ср. Азия). По А. А. Филимоновой. Полированный шлиф. X 165
Значительно реже встречаются такие случаи замещения, когда
в виде остатков первоначальных минералов наблюдаются не централь-
ные чагти их, а лишь внешняя оболочка кристаллов. На рис. 136, где
изображено замещение идиоморфных кристаллов магнетита карбонатом
хорошо видно, что от магнетита остаются лишь внешние наружные обо-
лочки, напоминающие острова коралловых рифов — атоллы. Такне
формы замещения приписывают часто действию так называемого центре -
бежного замещения, при котором замещение, начинаясь с центра кр?<-
сталла продвигается затем к его периферии. Следует, однако, указать
что рассмотрение имеющегося фактического материала показывает, чтс
при образовании этих форм замещение продвигается все же от перифе-
рии к центру кристаллических зерен. Об этом говорят, например, наблю-
давшиеся нами (в случае магнетита) такие промежуточные стадии заме-
щения, когда центральная часть кристалла сохраняется наряду с его на-
ружпо?”? оболочкой, но отделяется от последней проникающим между ним :
карбонатом. Растворы проникали, очевидно, по тонким трещинкам в на-
ружной оболочке его кристаллов, а затем уже воздействовали на их це??-
тральную часть.
Это подтверждается также интересными примерами замещения ип-
рита халькопиритом, описанными Г. О. Пиджаком (1950). В этом случа-
в кристаллах пирита нетронутой остается лишь тонкая наружная обо-
160
ЛОчка. Поэтому по внешним признакам они обладают всеми физическиМЙ
свойствами (цвет, твердость, штриховка граней и пр.) хорошо образован-
ных кристаллов пирита. Внутри же они в значительной мере замещены
халькопиритом и пирит в них сохраняется лишь в виде остатков.
Подобные же случаи замещения кристаллов пирита галенитом, сфа-
леритом и халькопиритом были описаны Шоутеном (Schouten, 1937)
в месторождении Маунт-Айза (Австралия). Шоутен (Schouten, 1934)
также экспериментально воспроизвел замещение кристаллов пирита с со-
хранением периферической оболочки их и замещением центральной части
борнитом.
Рис. 136. Замещение центральных частей кристаллов магнетита (белое)
карбонатом (темно-серое). Местами (в левой части снимка) при
замещении сохраняется лишь периферическая оболочка кристаллов.
Полированный шлиф. X 410
В приведенных примерах мы еще раз сталкиваемся с большей устой-
чивостью граней кристаллов! некоторых минералов по отношению к воз-
действовавшим на них растворам. Обращает на себя внимание также то,
что такие формы замещения чаще всего встречаются у кристаллов пи-
рита, магнетита и других минералов, обладающих плотнейшей упаковкой
ионов.
Здесь следует между прочим заметить, что остатки от замещения,
представленные наружной оболочкой кристаллов, иногда напоминают
скелетные формы роста кристаллов, образующихся в вязких и твердых
средах. С достоверностью отличить друг от друга скелетные кристаллы и
разъедания не всегда удается.
Помимо описанных выше остатков от замещения, представленных
центральными или периферическими частями подвергающихся замеще-
нию кристаллов, нередко можно наблюдать более или менее равномер-
ное распределение их по всему зерну. Такие остатки чаще всего возни-
кают вследствие проникновения реагирующих растворов по системе густо
расположенных пересекающихся трещин (рис. 137) и напоминают как бы
архипелаг близко расположенных островов. То, что растворы не просто
проникают по трещинам и отлагают в них минералы, но одновременно и
производят разъедание, доказывается прежде всего округлой формой
11 Зак. 1S3 161
остатков и невозможностью мысленно восстановить первоначальные очер-
тания кристаллических зерен. Лишь в начальные стадии замещения ми-
нералов по трещинам (рис. 138) удается заметить первоначальные осо-
бенности структуры агрегата. Само собой разумеется, конечно, что
наблюдаются все переходы от простого выполнения трещин до почти
полного замещения зерен, когда сохраняются лишь мельчайшие пра-
вильно расположенные остатки.
При этом следует отметить, что в одних и тех же шлифах наряду
с зернами, подвергшимися начальной стадии замещения, нередко встре-
чаются зерна пирита, почти нацело замещенные халькопиритом. В по-
Рис. 137. Начальная стадия замещения пирита халькопиритом. В кри-
сталле пирита видна сеть прожилков халькопирита и отдельные сплош-
ные участки последнего, образовавшиеся путем замещения пирита.
Окружающий пирит темный фон — халькопирит, протравленный в парах
царской водки. Месторождение Кафаи (Кавказ). Полированный
шлиф. X 106
следнем случае о первоначальных границах замещенных минералов
можно догадываться лишь по единичным рассеянным остаткам их
(рис. 139).
Распознавать замещение пирита помогает также структурное трав-
ление. Как можно видеть на рис. 140, халькопирит, который образовался
за счет пирита, в отличие от крупнозернистого халькопирита, окружаю-
щего первоначальные кристаллы пирита, обладает характерной мелко-
зернистой структурой.
Следует заметить, что маленький кристаллик пирита, заключенный
в карбонатную массу (с левой стороны замещенного зерна) не подвергся
разъеданию (рис. 140). В отличие от остаточных зернышек пирита он
сохранил хорошо выраженные кристаллографические очертания.
При замещении аллотриоморфнозернистых минеральных агрегатов
иногда наблюдаются определенные закономерности. Чаще всего заме-
щение начинается по периферии агрегатов или отдельных кристалличе-
ских зерен и следует затем по нормали к их внешним ограничениям,
162
йсйользуя & первук) очередь ослабленные пути проникновения растворрб
(границы между зернами, трещинки в минералах, плоскости спайности
и т. п.).
При этом нередко сохраняющиеся по фронту замещения остатки
прежнего минерала переходят в незатронутую замещением массу минера-
лов либо постепенно (рис. 141), либо резко, как это мы видим
на рис. 142. Подобного рода явления могут служить бесспорным
признаком замещения не только отдельных кристаллов, но и минераль-
ных агрегатов, в целом, как это имеет место в только что рассмотрен-
Рис. 138. Раздробленные зерна пирита (белое) в массе халькопирита
(серое). Халькопирит выполняет серию параллельных трещин. Замеще-
ние проявилось не очень сильно (большая часть обломков обладает
угловатой формой). Месторождение Уруп (Сев. Кавказ). По Т. Н. Шад-
лун. Полированный шлиф. X 85
ных случаях (рис. 141 и 142). Само собой разумеется, что замещаю-
щий минерал, кроме того, может развиваться также вдоль трещинок,
вдоль границ между отдельными зернами и т. д.
Однако следует особо подчеркнуть, что к этому критерию замеще-
ния, т. е. нахождению вокруг более крупных зерен мелких неправиль-
ной формы разобщенных выделений того же минерала, не следует под-
ходить формально. Дело в том, что весьма сходные по форме срастания
минералов могут иметь совершенно иное происхождение.
Поэтому во всех сомнительных случаях необходимо прибегать
к структурному травлению, которое позволяет установить внутреннее
строение агрегатов, особенно для изотропных минералов. Этим путем
удается не только правильно определить возрастные взаимоотношения
минералов, но и установить, имеем ли мы дело с явлениями замещения
или с разновозрастными генерациями одного и того же минерала.
Для иллюстрации сказанного приведем пример срастания двух мине-
ралов •—халькопирита и сфалерита (рис. 143). На микрофотографии
около крупных зерен сфалерита мы видим много мелких зернышек его
среди халькопирита, напоминающих остатки от замещения, подобно
Ц* 163
Рис. 139. Зернышки пирита (белое) как остатки от замещения халько-
пиритом (светло-серое). По расположению остаточных зернышек пирита
можно составить представление о размерах и форме первоначального
зерна пирита. Черное—карбонат. Месторождение Кафан. Полированный
шлиф. X 57
Рис. 140. То же, после травления в царской водке. Выявилось мелко-
зернистое строение халькопирита, образовавшегося путем замещения
пирита. Халькопирит же, окружающий кристаллы пирита и представ-
ленный на микрофотографии темным фоном, является крупнозернистым.
Полированный шлиф. X 57
Рис. 141. Замещение магнетита (серое) халькопиритом (белое). Справа
виден незамещенный участок магнетита, а слева остатки от замещения
магнетита в халькопирите. Полированный шлиф. X 85
Рис. 142. Замещение блеклой руды (серое) халькопиритом (светло-серое).
Наблюдается зона многочисленных остатков блеклой руды, располагаю-
щихся по фронту замещения. Полированный шлиф. X 165
тому, как это имело место в предыдущих случаях. Структурное травле-
ние, однако, показывает, что более крупные зерна сфалерита представ-
ляют собой отдельные полисинтетически-сдвойникованные порфировид-
ные зерна, в то время как мелкие зернышки его являются самостоятель-
ными выделениями среди халькопирита (рис. 144). Характерно, что они
165
Рис. 143. Сфалерит (серое) в виде более крупных сплошных участков
и более мелких выделений среди халькопирита (белое). Черное —
нерудные минералы. Полированный шлнф. X 210
Рис. 144. То же, после травления в парах царской водки. Хорошо
видно, что более крупные выделения представляют собой порфиро-
видные полисинтетически-сдвойникованные зерна, в то время как
мелкие зерна сфалерита представляют собой вторую генерацию, выде-
лившуюся в халькопирите. Полированный шлиф. X 210
также сдвойникованы, но ориентировка двойников самая различная
и не совпадает с направлением двойников в крупных индивидах. Сле-
довательно, мелкие выделения сфалерита, распределенные среди халько-
пирита, не могут быть остатками от замещения, а представляют собой
вторую, более позднюю генерацию его в срастании с халькопиритом.
На описанном примере мы можем убедиться в том, насколько боль-
шое значение для установления признаков замещения имеет определе-
ние оптической ориентировки разъединенных зерен одного минерала
в массе другого. Одинаковую оптическую ориентировку зерен и тем
самым принадлежность их к одному первоначальному индивиду мы
можем устанавливать прежде всего по одновременному угасанию зерен
в скрещенных николях или по одинаковой затравливаемое™ их при
структурном травлении (для оптически изотропных минералов). Кроме
того, решению этого вопроса помогают такие признаки, как одинаковая
ориентировка в разъеденных зернах трещинок спайности или отдель-
ности, одинаковая ориентировка и ширина пластинок двойниковых инди-
видов и т. д.
Наблюдались, например, случаи включений среди массы пирита
остатков сидерита неправильной формы и различных размеров. При
скрещенных николях все они угасают одновременно. Кроме того,
в отдельных включениях заметна одинаковая ориентировка трещинок
спайности. Эти признаки с несомненностью приводят к заключению
о том, что замещению пиритом подверглось крупное зерно сидерита
и что сохранившиеся участки сидерита представляют не что иное, как
остатки от замещения.
В другом случае при травлении в парах царской водки рассеянных
в карбонатной массе включений сфалерита выявилось, что все они
обладают полисинтетически-двойниковым строением, причем, что харак-
терно, отдельные двойниковые индивиды в пределах определенного
участка одинаково ориентированы во всех зернах и остатках от заме-
щения, сохраняя в них одинаковую ширину двойниковых пластинок.
Эти факты определенно свидетельствуют о том, что наблюдаемые
в шлифе зерна сфалерита принадлежат к одному крупному зерну, кото-
рое после сдвойникования подверглось разъеданию и замещению карбо-
натной массой.
Интересный пример замещения сфалеритом тонкосдвойшжованного
зерна кальцита наблюдался Т. Н. Шадлун (рис. 145). Присматриваясь
к узору замещения, нетрудно заметить, что путями проникновения суль-
фидоносных растворов в первую очередь являлись границы между
отдельными двойниковыми индивидами. Вследствие этого проникающие
в кальцит «втеки» сфалерита, равно как и незамещенные полностью
остатки кальцита в сфалерите, параллельны направлению двойниковых
швов в кальците.
Остановимся еще на одном примере. На рис. 146 показаны взаимо-
отношения между пиритом и магнетитом. На первый взгляд не сразу
можно сказать, какой минерал является более ранним образованием.
Если подойти к этому вопросу, как это часто делается, с точки зрения
«взаимных границ» («mutual boundaries»), то может создаться впе-
чатление, что магнетит является относительно более ранним минералом,
так как он имеет более правильные наружные очертания, выпуклые
по отношению к пириту. Внутри зерен пирита местами наблюдаются
включения магнетита даже округлой формы.
Однако нетрудно заметить, что выделения магнетита всюду приуро-
чены к стыкам и границам между более крупными по своим размерам
зернами пирита. Кроме того, в местах скоплений можно видеть мелкие,
167
Рис. 145. Замещение сфалеритом (белое)’ полисинтетически-сдвойнико-
ванного зерна кальцита (серое). Месторождение Гавасай (Ср. Азия).
По Т. Н. Шадлун. Полированный шлиф. X 165
Рис. 146 Замещение магнетитом (серое) пирита (белое) по грани-
цам зерен. Месторождение Калата (Ср. Урал). По А. Г. Бетехтину.
Полированный шлиф. X 300
неправильной формы зерна пирита, как типичные остатки от замещения.
Эти факты не позволяют сомневаться в том, что магнетит является более
поздним, замещающим пирит минералом. Геологические наблюдения
в забоях также убеждают в этом: магнетит в, пиритовой залежи распро-
странен лишь у самых контактов с секущей дайкой измененного пор-
фирита.
168
Таким образом, все приведенные выше примеры разъедания и заме-
щения одного минерала другим показывают, насколько разнообразны
могут быть критерии возрастных взаимоотношений между минералами.
Во многих случаях при изучении под микроскопом эти взаимоотноше-
ния бывают настолько не ясны, что не сразу удается найти правильный
ответ. Приходится прибегать к изучению текстурных особенностей руд,
а иногда привлекать на помощь геологические данные по место-
рождению.
Замещение с образованием новых химических соединений или твер-
дых растворов. Сущность этого типа замещения наиболее наглядно мы
можем проследить на примерах образования так называемых реакцион-
ных кайм. Как и другие возникающие при реакционном замещении ново-
образования, каймы появляются главным образом в результате воздейст-
вия растворов на ранее отложенные минералы. В значительно более ред-
ких случаях они могут образоваться и иным путем, например в результате
повышения температуры при метаморфизме, когда устойчивые при низких
температурах минералы подвергаются превращениям с образованием но-
вых минералов, более устойчивых во вновь создавшихся условиях. Та-
ковы новообразования пирротина по пириту вблизи даек изверженных
пород.
Характерной особенностью состава рассматриваемых здесь ново-
образований, возникающих в результате реакционного замещения,
является то, что в их состав входит часть унаследованных химических
элементов, а часть привнесенных извне. Это относится не только к катио-
нам, но во многих случаях и к анионам.
Реакционные каймы встречаются в рудах месторождений самых
различных генетических типов. В строении их могут принимать участие
один, два или несколько минералов, причем нередко наблюдается
одновременное присутствие сульфидов и окислов.
Форма реакционных кайм может быть различной. Большей частью
они протягиваются в виде непрерывной полоски более или менее постоян-
ной толщины, но нередко они являются прерывистыми или же обладают
переменной толщиной, образуя иногда втеки внутрь минералов, вдоль гра-
ниц кристаллических зерен или вдоль трещинок спайности.
Строение реакционных кайм в том случае, когда они состоят
не из одного минерала, может быть весьма своеобразным; нередко наблю-
даются графические структуры. Интересные примеры таких кайм опи-
сывает П. В. Покровский (1941). Им наблюдались каймы графического
строения, сложенные тетраэдритом и галенитом и располагающиеся
по границе халькопирита с более поздним джемсонитом., а также каймы
из бурнонита и галенита по границам между блеклой рудой и джемсо-
нитом.
Многочисленные примеры реакционных кайм приводятся также
в работе Рамдора (Ramdohr, 1955). Он отмечает, например, каймы
бурнонита (CuPbSbS3) по границе галенита и вольфсбергита (CuSbS2),
галенита и блеклой руды, блеклой руды и геокронита (Pb5(Sb, As)2S8);
сложные каймы, состоящие из бурнонита, галенита и блеклой руды
и образующиеся в результате привноса свинца по границе халькопирита
и вольфсбергита; каймы гудмундита (FeSbS), возникающие в брейт-
гауптите (NiSbS) по границе с более поздним халькопиритом, и многие
Другие.
Рассмотрим подробнее несколько примеров реакционных кайм.
А. Г. Бетехтин (1955) описал интересный случай образования
реакционных кайм борнита по краям выделений халькопирита, распола-
гающихся в кальцитовой массе (рис. 147). На первый взгляд при
169
наблюдении с небольшим увеличением эти каймы кажутся состоящими
только из одного борнита. Однако при большом увеличении в перифе-
рических частях борнитовых кайм всюду удается наблюдать в виде
включений мелкие неправильной формы рельефные выделения гётита
(рис. 148).
Возникновение этих кайм, как показал А. Г. Бетехтин, связано
с окислением халькопирита при наложении сульфидной минерализации
вдоль трещин в баритовой жиле. Барит как богатое кислородом соеди-
нение в местах соприкосновения с восстановительными сульфидоносными
растворами оказывается неустойчивым и подвергается разложению
с образованием за его счет, по всей вероятности, сернистого бария (BaS),
который легко растворяется в воде и удаляется из сферы действия реак-
ции. В сущности, превращение катиона S6+( в барите) в анион S2~
(в BaS) должно сопровождаться поглощением 8 электронов за счет
наружных электронных оболочек 4 анионов кислорода ( в барите)
с превращением их в молекулы свободного кислорода.
Последний является сильным окислителем и под его влиянием проис-
ходит прежде всего окисление в поступившем растворе ионов Fe2+ в Fe3+,
в результате чего в местах разлагающихся участков барита происходит
отложение нерастворимых окислов железа — гематита или гётита (в зави-
симости от температуры, при которой совершается реакция).
В тех местах кальцитовой сульфидоносной массы, которые распола-
гаются в непосредственной близости к обломкам барита, также наблю-
даются признаки окисления выкристаллизовавшихся железосодержащих
сульфидов, в частности халькопирита. Эти признаки выражаются в том,
что часть железа, входящего в халькопирит, обособляется в виде само-
стоятельных выделений гётита, в результате чего на месте халькопирита
образуется более бедный железом сульфид меди — борнит (см. рис. 148).
Таким путем и возникают реакционные каймы замещения борнитом
зерен халькопирита. Образование их свидетельствует о том, что возни-
кающий при разложении барита в восстановительных условиях свобод-
ный кислород способен диффундировать в окружающую среду.
Следует обратить внимание также на то, что мощность реакционных
кайм борнита в крупных зернах халькопирита более или менее одина-
кова. Зато размер сохранившихся остатков халькопирита находится
в зависимости от первоначальных размеров халькопиритовых зерен,
подвергшихся замещению (см. рис. 147). Мелкие его зерна, естественно,
целиком замещены борнитом.
Аналогичные реакционные каймы замещения А. Г. Бетехтиным
(1935) описаны в выделениях самородной платины (поликсена) из ко-
ренных месторождений Нижне-Тагильского дунитового массива. Было
установлено, что в тех случаях, когда месторождения залегают в сильно
серпентинизированных участках дунитового массива, поликсен подвер-
гается химическому изменению, заметному лишь в полированных шли-
фах после травления царской водкой. Как показано на рис. 149 и 150,
легко травящаяся измененная платина располагается в виде кайм вдоль
границ выделений ксеноморфной платины и вокруг включенных в нее
зерен хромита. Местами изменения проникают вдоль границ между
зернами поликсена (см. рис. 149). В разных образцах можно проследить
все стадии метаморфизма самородной платины, начиная от едва замет-
ных изменений вдоль контакта с серпентином или хромитом и кончая
полным замещением вторичной (медистой) платиной первичных выде-
лений.
Любопытно, что в первые моменты травления на месте медистой
платины появляется ровный налет, среди которого по истечении некото-
170
Рис. 147. Реакционные каемки борнита (серое), образовавшиеся за счет
халькопиритовых зерен (белое), находящихся в кальцитовой массе (темио-
серое). По А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 45
Рис. 148. То же, что и иа рис. 147, но снято с большим увеличением.
Хорошо видно, что реакционная каемка вокруг выделения халько-
пирита (белое) состоит не из одного борнита, а из срастания борнита
(серое) с гетитом (мелкие серовато-белые рельефные выделения
неправильной формы). Темио-серое — кальцитовая масса. По А. Г. Бе-
техтину. Полированный шлнф. X 165
Рис, 149, Реакционная кайма медистой платины (серое)' вокруг
зерен хромита (темно-серое) и вдоль границ между зернами
поликсена (белое). Протравлено разбавленной царской водкой.
По А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 90
Рис. 150. Реакционная кайма медистой платины вокруг вкрапленных
зерен хромита. Протравлено царской водкой. Белое—первичная
платина (поликсен), серые идиоморфные зерна — хромит. Черное —
пустоты. По А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 90
poto времени обнаруживается мелкозернистая структура новообразова-
ний, нередко с признаками радиального расположения отдельных вытя-
нутых зерен (см. рис. 150).
Фракционный химический анализ специально отобранных зерен,
содержащих каемки измененной платины^ показал, что последняя
по сравнению с первичной платиной содержит значительные количества
(до 8—17%) меди (в поликсене обычно отсутствует) и до 1—4% нике-
ля (в поликсене обычно следы); содержание железа вместо 9—11%
доходит до 14—16%. Следует подчеркнуть, что каких-либо самостоятель-
ных минеральных видов среди измененной платины не наблюдается.
Рис. 151. Псевдоморфоза виоларита по пентландиту, остаток которого
сохранился в центре зерна (белое). Окружающий фон — халькопирит.
Норильское месторождение. Полированный шлиф. X 160
Таким образом, реакционные каймы в данном случае представляют
собой не что иное, как твердый раствор Pt, Fe, Си и NL
Признаки реакционного замещения широко распространены в тех
месторождениях, руды которых в, эпигенетическую стадию претерпели
те или иные превращения, связанные с изменением окислительно-восста-
новительного потенциала среды. Особенно это относится к остаточным
растворам, с которыми ранее выделявшиеся минералы могли вступать
в химическое взаимодействие.
В качестве простого примера приведена микрофотография (рис. 151)
псевдоморфозы виоларита по пентландиту, остаток которого сохранился
в центральной части зерна. В виоларите, как известно, часть никеля пред-
ставлена трехвалентиыми катионами, указывающими на то, что образова-
ние этого минерала могло происходить в более окислительных условиях,
нежели пентландита.
Подобного рода замещению часто подвергаются те минералы,
в которых катионы металлов представлены низшими степенями валент-
ности, и потому в окислительных условиях с той или иной скоростью
способны претерпевать превращения с образованием минералов иного
состава. Так, например, сравнительно легко окисляются гаусманит
173
И МАнганит, превращаясь в йиролкэзйт или АсйЛомелан. Магнетит
в окислительной обстановке гораздо труднее переходит в гематит (для
этого необходима повышенная температура) и т. д.
Реакционные каймы могут иногда также возникать в результате воз-
действия сульфидоносных растворов на вмещающие породы. Характер-
ный пример такого рода кайм наблюдался нами в .медно-никелевых суль-
фидных рудах Норильского месторождения. Здесь на контакте рудной
массы, представленной сульфидами, с лабрадоровым порфиритом часто
наблюдаются цепочки зерен магнетита, проходящие параллельно кон-
такту на некотором расстоянии от него. Отдельные изолированные
Рис. 152. Каемка из зерен магнетита (серое), точно повторяющая перво-
начальные контуры частично замещенного обломка лабрадорового порфи-
рита (темио-серое). Норильское месторождение. Полированный шлиф. X 6
обломки порфирита, включенные bi рудную массу, со всех сторон окру-
жены цепочками магнетита, образующими местами весьма своеобразные
рисунки, которые напоминают кокардовые текстуры (рис. 152).
Отличительной особенностью этих цепочек является то, что они
располагаются примерно на одинаковом расстоянии от границ уцелев-
ших участков порфирита и точно повторяют контуры обломков, перво-
начально существовавшие до появления сульфидной массы. Сами
обломки с периферии претерпевают замещение и местами даже почти
совсем исчезают. Так что о первоначальных контурах их можно судить
лишь по цепочкам магнетита.
Приведенные данные ясно показывают, что цепочки магнетита
представляют собой не что иное, как реакционные каймы, возникшие
в начальный момент реакционного взаимодействия сульфидоносного
раствора и лабрадорового порфирита. В тех случаях, когда процесс
реакции проходит более интенсивно, выделения магнетита имеют менее
закономерное расположение, образуя скопления неправильной формы.
Чрезвычайно широко признаки реакционного замещения распро-
странены, естественно, в коре выветривания, в частности в зоне окисле-
ния рудных месторождений. Как реакционные каймы, так и другие виды
174
замещения наиболее отчетливо Можно наблюдать в Полированных Шли-
фах из полуокисленных руд и из руд зоны вторичного сульфидного обо-
гащения в медных и серебряных месторождениях.
Мы здесь не будем подробно останавливаться на характеристике
многочисленных разнообразных явлений, наблюдаемых в зонах окисле-
ния рудных месторождений. Приведем лишь в качестве иллюстрации две
наиболее наглядные микрофотографии (рис. 153 и 154), характеризую-
щие текстурные особенности полуокисленных руд.
На рис. 153 изображена каемка самородного серебра по периферии
зерна пираргирита. Взаимоотношения между этими минералами таковы,
Рис. 1БЗ. Замещение самородным серебром (белое) пираргирита
(светло-серое). Окружающая темно-серая масса — частично лимони-
тизированный сидерит. Месторождение Безымянное (Верхоянье). По
А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 150
что можно предположить замещение серебром пираргирита. Судя по тому,
что самородное серебро местами развивается вдоль спайности в полу-
разложенном (замещенном лимонитом) сидерите, можно предполагать,
что оно образовалось в результате разложения сульфантимонита
серебра.
На следующей микрофотографии показан результат начальной ста-
дии окисления манганитовой руды осадочного происхождения. Как
известно, в состав манганита марганец входит в двух степенях валент-
ности: Мп2+ и Мп4+. В процессе окисления двухвалентный марганец
переходит в четырехвалентный и в результате образуется безводный
высший окисел — МпО2 (пиролюзит). На микрофотографии хорошо
видно, как пиролюзит с характерной для него спайностью развивается
за счет манганита по периферии его зе^е«. ГЬул xs&swvw,
мягкая, часто сажистая пиролюзитовая масса.
Как уже упоминалось, растворы для своего проникновения в твер-
дый минеральный агрегат используют различные ослабленные места,
прежде всего всевозможные трещины, секущие отдельные зерна и агре-
гаты минералов, границы зерен, трещины спайности или отдельности,
двойниковые швы и пр. Нередко вдоль этих направлений возникают
тонкие прожилки или ответвления от замещающих минералов.
175
Прожилки являются одним из наиболее важных критериев отно-
сительного возраста минералов в рудах, хотя сами они могут лишь
частично образовываться путем замещения. Среди них вообще следует
различать два крайних типа: прожилки выполнения и прожилки
замещения.
Прожилки выполнения характеризуются тем, что вещество запол-
няет раскрытые трещинки. Критерием выполнения служит параллель-
ность стенок прожилков. Если выполняющее вещество мысленно убрать,
то при закрытии трещинной полости стенки ее должны более или менее
совпадать. Кроме того, встречающиеся в прожилках выполнения
Рис. 154. Замещение манганита (серое) пиролюзитом (белые каймы
со спайностью). Никопольское месторождение. По П. Ф. Андрущенко.
Полированный шлиф. X 165
обломки минералов боковых пород обладают остроугольными формами,
что указывает на отсутствие замещения.
Однако в большинстве случаев при выполнении раскрытых трещи-
нок почти всегда можно наблюдать хотя бы слабо проявленные признаки
разъедания боковых стенок. На рис. 155 изображена сеть марказито-
пиритовых прожилков среди сфалеритовой массы. Как показало струк-
турное травление, прожилки сульфидов железа располагаются в основ-
ном вдоль границ отдельных зерен сфалерита. Но местами они явно
рассекают полисинтетически-сдвойпикованные сфалеритовые зерна (см.,
например, в правой части снимка). В местах скопления прожилков!
нетрудно заметить признаки частичного замещения сфалерита.
Прожилки замещения возникают как вдоль волосных (нераскры-
тых) , так и вдоль раскрытых трещин. Реакционное замещение проис-
ходит в стороны от стенок трещин с образованием оторочек замещающего
минерала. При этом мелкие обломки минералов обычно нацело подвер-
гаются замещению, а от крупных сохраняются лишь остаточные зерна
закругленной формы.
176
Рис. 155. Прожилки пирита и марказита (белое), проникающие между
различно ориентированными зернами сфалерита. Протравлено царской
водкой. Амтхеллское месторождение. Полированный шлиф. X 85
Рис. 156. Прожилки магнетита (серое) среди халькопирита (белое).
Черное — нерудные минералы (в центральной части прожилков) и от-
части пустоты среди халькопирита. Мончегорское месторождение.
Полированный шлиф. X 90
Следует заметить, что границы прожилков замещения редко
являются прямолинейными. Обычно они крайне неровные (рис. 156).
То, что эти прожилки образуются не путем выполнения раскрытой тре-
щины, иногда можно определить по наличию в прожилке центральной
12 Зак. 153 177
разделительной линии, намечающем первоначальное положение трещины,
в обе стороны от которой происходило замещение. На рис. 156, где пока-
заны прожилки магнетита поздней генерации среди халькопирита,
на месте следа разделительной линии образовались цепочки мелких зерен
нерудного минерала.
Часто разделительные линии наблюдаются в прожилках из руд зоны
окисления сульфидных месторождений, в частности в прожилках ковел-
лина в блеклой руде, халькозина в борните и др. В тех случаях, когда
прожилки пересекают различные по составу минералы, заметно влия-
ние химического состава заметаемого минерала на толщину прожил-
ков замещения. В борните, содержащем в своем составе 63,3% меди
и 11,2% железа, прожилки замещающего его халькозина (79.8%меди)
значительно толще, чем в халькопирите, содержащем 34,57% меди
и 30 54% железа. Это, по-видимому, объясняется более высоким содержа-
нием меди, идущей на образование халькозина при реакциях, протекаю-
щих среди борнита.
Прожилки замещения образуются не только вдоль различных тре-
щин, по нередко также по контактам зерен минерала. В результате воз-
никают петельчатые структуры замещения. Следует, однако, иметь
в виду, что на первый взгляд несколько сходные структуры, также
характеризующиеся петельчатым расположением одного минерала
вокруг другого, иногда образуются в результате распада твердых
растворов. Поэтому в некоторых сомнительных случаях петельчатые
структуры как признак замещения могут быть использованы лишь при
наличия других указаний на возрастные взаимоотношения минералов.
Значение прожилков замещения определяется также тем, что они
позволяют установить возрастные взаимоотношения минералов в тех
случаях, когда замещение продвинулось настолько далеко, что от пер-
воначального минерала сохраняются лишь незначительные остатки
и нелегко выяснить, какой минерал является замещаемым, а какой
замещающим 1.
Из направлений внутри отдельных кристаллических зерен, которые
используются растворами при замещении, следует прежде всего указать
спайность. В подавляющем большинстве случаев именно по трещинкам
спайности начинают замещаться зерна минералов. Наиболее четко заме-
щение по спайности бывает проявлено у минералов, обладающих хорошо
выраженной спайностью, таких, например, как галенит, сфалерит, каль-
цит и др.
Замещение минералов, обладающих двумя или несколькими направ-
лениями спайности, иногда приводит к возникновению решетчатых струк-
тур замещения представляющих собой несколько систем пересекающихся
прожилков. Такого рода решетчатые структуры замещения нередко
наблюдаются, например, при замещении сфалерита халькопиритом, гале-
нита церусситом, ковеллином и другими вторичными минералами.
Интересный пример решетчатого замещения борнита халькозином
описан Эдвардсом (Edwards, 1954). На приводимой им микрофотогра-
фии, снятой при большом увеличении, можно видеть начальную стадию
этого замещения. Халькозин проник в боринт по трещинке спайности
в виде тончайшего прожилка и затем распространился в обе стороны
в виде тончайшей решетки вдоль плоскостей (111).
Решетчатые структуры замещения по форме иногда бывает трудно
отличить от решетчатых структур, возникающих в результате распада
1 Правда, в литературе (Edwards. 1954) приводятся случаи избирательного заме-
щения. когда после образования прожилка замещению подвергался вмещающий его
минерал, а сам прожилок сохранился нетронутым среди нового минерала.
178
Твердых растворов. Ряд давно известных в литературе признаков, харак-
терных для каждых из них, помогает иногда провести между ними раз-
личия. Этими признаками являются следующие.
1. В отличие от замещения в случае распада пластинчатые выде-
ления обладают резкими, ровными границами.
2. При замещении благодаря тому, что привнос материала проис-
ходит по трещинкам, в местах пересечения жилок образуются утолще-
ния, тогда как при распаде твердых растворов, наоборот, имеет место
сужение или даже полное выклинивание пластинок в местах их пере-
сечения.
3. В случае замещения иногда наблюдается увеличение числа
пластинчатых выделений около жилок того же минерала, а также связь
этих выделений с границами зерен, трещинками и пр.
4. Пластинчатые выделения в случае их образования путем заме-
щения иногда обладают тонкозернистым строением, в то время как при
распаде твердых растворов они всегда представляют собой единые
кристаллические зерна.
Указанные признаки, конечно, в ряде случаев не могут дать пра-
вильного однозначного решения. Вследствие этого значение решетчатых
структур для доказательства замещения в общем невелико.
Следует отметить также, что с замещением по спайности иногда
бывает связано возникновение некоторых графических структур, но бла-
годаря большому числу возможных способов образования последние
не могут являться надежным признаком замещения.
Если вдоль трещинок среди ранее сформировавшихся минеральных
агрегатов отлагаются минералы, выпадающие из растворов иного
состава, связанных с более поздней стадией минерализации, то, как
показывают минераграфические исследования, не все ранние минералы
одинаково химически реагируют с ними. Одни из них около жилок
вновь отложенных минеральных веществ не испытывают никаких изме-
нений, другие, наоборот, сравнительно легко взаимодействуют с ними.
Наглядный пример этого явления показан на рис. 157. Здесь изобра-
жен кристалл вольфрамита среди арсенопиритовой массы. Трещинки
заполнены сидеритом. Обращает на себя внимание тот факт, что в арсе-
нопирите в связи с сидеритовыми прожилками не наблюдаются какие-
либо изменения, зато вольфрамит в местах подхода этих прожилков
подвергается замещению сидеритом. Характерно, что сидерит разви-
вается преимущественно вдоль направлений спайности в вольфрамите.
Данный пример интересен также в другом отношении. Здесь при
замещении унаследуются катионы железа, а анионы меняются (на место
WO42“ становятся СОз2-), что, очевидно, связано с высокой концентра-
цией ионов СО3 в пришедших растворах.
В случае, если поступающие растворы обогащены ионами кальция,
наблюдается замещение вольфрамита шеелитом. Однако известны
и обратные случаи. О. Д. Левицкий (1939) описал признаки замещения
с периферии и вдоль трещин кристаллов шеелита тонкозернистым агре-
гатом вольфрамита.
На рис. 158 показаны детали замещения вольфрамитом шеелита.
Легко заметить, что новообразования вольфрамита развиваются как
вдоль границ шеелитовых зерен (сохранились разделительные линии
между зернами), так и вдоль трещинок (по-видимому, направлений
спайности) внутри зерен шеелита.
При избирательном замещении минеральных агрегатов или сраста-
ний признаки этого процесса часто легко устанавливаются по релик-
там трудно замещаемых минералов.
12* 179
Рис. 157. Идиоморфный кристалл вольфрамита (серое) в арсеиоппритовой
массе (белое). Сидерит (темно-серое) замещает вольфрамит. По
Д. О. Онтоеву. Полированный шлиф. X 40
Рис. 158. Замещение шеелита (серое) вольфрамитом (белое). Ново-
образования вольфрамита развиваются как вдоль границ шеелитовых
зерен, так и вдоль трещинок. По И. В. Дубровой. Полированный
шлиф. X 165
Особенно показательны случаи, когда до замещения минералы
находились в ориентпров.анном закономерном срастании, образуя,
например, структуры распада твердых растворов. Тогда при избиратель-
ном замещении одного из минералов наблюдаются совершенно необыч-
ные минеральные срастания. Например, среди образующегося на месте
сфалерита кальцита иногда можно обнаружить закономерно распо-
ложенные эмульсиевпдпые включения халькопирита, находившиеся
до замещения в сфалерите. То же самое удавалось устанавливать
з случаях замещения карбонатом пирротина, содержавшего пентландит
з виде продуктов распада твердого раствора. Пластинчатые выделения
пентландита в карбонатной массе сохранялись в той же ориентировке,
как и в пирротине.
Диффузионное замещение. Под этим названием мы понимаем в сущ-
ности обмен ионами или атомами между кристаллическим веществом и
раствором путем диффузии с сохранением или перестройкой кристалли-
ческой структуры замещаемого минерала. Для того чтобы нагляднее по-
казать особенности этого типа замещения, приведем несколько конкрет-
ных примеров.
Среди различных случаев замещения одних рудных минералов дру-
гими большой интерес представляет замещение, происходящее с сохране-
нием кристаллической структуры и вместе с тем деталей внутреннего
строения зерен замещаемого минерала, наблюдавшееся нами в образцах
сульфидно-касситеритовых и свинцово-цинковых руд. Такие случаи,
з частности, были подмечены при замещении сфалерита станнином и
халькопиритом.
Возрастные взаимоотношения между сфалеритом и станнином, уста-
навливаемые в полированных шлифах руд, указывают на относительно
более раннее отложение сфалерита. Наблюдаются тонкие прожилки стан-
чина, секущие сфалерит (рис. 159). Изучение изрезанной границы между
этими минералами позволяет допускать замещение сфалерита станнином.
Однако совершенно четкие и на первый взгляд необычные доказательства
замещения удается получить при травлении полированных шлифов в па-
рах царской водки. При этом выявляется полисинтетически-двойниковое
строение зерен сфалерита и, что самое интересное, унаследование за-
мещающим станнином двойникового строения сфалерита (рис. 160).
На приведенной микрофотографии нетрудно видеть, что двойнико-
вые индивиды сфалерита как бы продолжаются в замещающем его
станнине, причем сохраняют не только ориентировку, но и форму и
размеры.
Аналогичное явление удалось наблюдать в свинцово-цинковых рудйх
также и для другой пары минералов — сфалерита и халькопирита. На
микрофотографиях, изображающих срастание сфалерита и халькопирита
до травления (рис. 161) и после травления (рис. 162), можно видеть
точное повторение халькопиритом полисинтетических двойников сфале-
рита, указывающее на то, что в пределах срастания халькопирит произо-
шел путем замещения сфалерита.
Представляет интерес также тот факт, что при структурном травле-
нии сфалерита, содержащего эмульсиевидные выделения халькопирита,
образующегося, по всей вероятности, в результате распада твердого рас-
твора. иногда можно наблюдать, что тонкие двойниковые пластинки поли-
синтетически сдвойникованного сфалерита, не меняя своей ориентировки
и размеров, как бы проходят через выделения халькопирита. Это указы-
вает на то, что включения халькопирита сдвойпикованы одинаково с окру-
жающей массой сфалерита, т. е. внутреннее строение продуктов распада
подчиняется кристаллической структуре сфалерита.
Описанные выше оригинальные случаи замещения, происходящие
с сохранением двойникового строения замещаемого минерала, находят
свое объяснение в чрезвычайной близости кристаллических структур сфа-
лерита, халькопирита и станнина.
181
Рис. 159. Взаимоотношения сфалерита (серое) и станнина (/). В пра-
вой верхней части снимка станнин соприкасается со сфалеритом по
неровной зубчатой границе, а также образует в нем тончайшие
прожилки; 2 — халькопирит; рельефные серые зерна (в правом нижнем
углу снимка) —касситерит; черное—кварц. Полированный шлиф. X 165
Рис. 160. То же, что и на рис. 159, после травления в парах царской
водки. Отчетливо выявилось полисинтетически-двойниковое строение
в сфалерите и станнине, причем двойниковые пластинки последнего
как бы служат продолжением двойниковых пластинок сфалерита.
Полированный шлиф. X 165
Рис 161. Срастание сфалерита (серое в центре снимка) н халько-
пирита (/) с неровной границей между ними. Черное — нерудные
минералы и отчасти пустоты в халькопирите и сфалерите; 2 — зерна
пирита. Полированный шлиф. X 210
Рис. 162 1о же, что и на рис. 161, после травления в парах царской водки.
Обнаруживается сохранение в замещающем халькопирите двойникового
строения сфалерита. Наиболее отчетливо это можно видеть в третьей слева
группе полисинтетических двойников (при сравнении с рис. 161).
Полированный шлиф, х 210
Согласно Н. В. Белову (1947, 1951), структурный мотив сфалерита
полностью повторяется в халькопирите и станнине. На рисунке 163 вос-
произведены кристаллические структуры этих минералов в виде тетраэд-
ров (А, Б, В) и решеток из центров ионов металлов и серы (а, б, в)
Хорошо видно, что анионный остов у всех этих минералов одинаков,
а различаются они в основном по размещению
металлов в катионных
6
• Zn
®Fe ®$n OS
8
Рис. 163. Кристаллические структуры сфалерита (А, а), халькопирита (5, б) и
станнина (В, в)
А, Б, В — структуры в виде тетраэдров, внутри каждого из которых располагаются
катионы (в изображении по способу Н. В. Белова). В тетраэдрах, показанных
редкой штриховкой располагаются катионы цинка; в тетраэдрах с густой штрихов-
кой — катионы железа; в тетраэдрах с точками — катионы меди; в тетраэдрах с пере-
крещенной штриховкой — катионы олова; а, б, в — структуры в виде решеток из
центров ионов металлов и серы
листах и порядку чередования последних. В халькопирите (рис. 163,5,5),
элементарная ячейка которого состоит как бы из удвоенной по высоте
ячейки типа сфалерита, в первом и пятом листах по углам квадрата рас-
полагаются катионы железа, в середине — меди. В третьем листе, наобо-
рот, по углам квадрата катионы меди, а в середине его — железа. Второй
1 В вершинах тетраэдров располагаются центры анионов серы, как крупных
структурных единиц, а центры тетраэдров заселены катионами тяжелых металлов.
Принадлежность катионов к тем или иным металлам показана различной штриховкой
на тетраэдрах. Рисунки а, б, в, на рис. 163 показаны в том же масштабе, что
и А, Б, В, ио несколько в иной проекции с тем, чтобы более наглядно представить
размещение металлов в отдельных катионных листах.
184
и четвертый листы состоят из двух катионов железа и двух катионов
меди. Структура станнина (рис. 163, Де) совершенно аналогична и отли-
чается лишь тем, что в нем в нечетных листах по углам квадрата попере-
менно располагаются катионы олова и железа, а четные листы целиком
заняты катионами меди.
Следует также отметить близость ионных радиусов катионов метал-
лов, входящих в состав станнина и сфалерита. Действительно, ионные
радиусы катионов в станнине 1 Fe2+, Sn4+ и Cul+, соответственно равные
0,83, 0,74 и 0,96 А, не очень существенно отличаются от ионного радиуса
Zn2+ в сфалерите, размер которого равен 0,83 А.
Представляют интерес и данные химического состава рассматривае-
мых нами минералов. Установлено, например, что в состав станнина не-
редко входит цинк, содержание которого иногда достигает 10,1%. И во-
обще содержания отдельных металлов в этом минерале колеблются
в довольно широких пределах, что отражается и на некоторых физиче-
ских свойствах разновидностей станнина (например, на отражательной
способности, окраске в полированных шлифах и пр. ).
В сфалерите нередко обнаруживается примесь железа, меди и олова,
объясняющаяся, как показывает микроскопическое изучение полирован-
ных шлифов руд, присутствием в нем мельчайших включений пирротина,
халькопирита и реже станнина, как продуктов распада твердых раство-
ров.
Вообще, как известно, для сфалерита, халькопирита и станнина
весьма характерны структуры распада твердых растворов. В качестве
продуктов распада последних широко распространены халькопирит в
сфалерите, реже сфалерит в халькопирите, станнин в сфалерите, сфале-
рит и халькопирит в станнине.
Эти данные показывают, что цинк, железо, медь и олово в этих мине-
ралах при относительно высоких температурах действительно способны
изоморфно замешать друг друга. Однако в условиях пониженных темпе-
ратур, когда изоморфизм резко ограничивается, возникают более одно-
родные по составу минералы, но способные, как мы видели, метасомати-
чески развиваться друг по другу.
Что же в сущности происходит в случаях замещения сфалерита
халькопиритом или станнином? Унаследование двойникового строения,
обусловленное близостью кристаллических структур этих минералов, со-
вершенно определенно показывает, что анионный остов из крупных анио-
нов при замещении остается без изменения. Следовательно, механизм за-
•мещепия сводится к тому, что качественно меняется лишь состав катион-
ной части соединений: при замещении сфалерита халькопиритом на места
катионов цинка садятся катионы железа и меди (в определенном законо-
мерном расположении), а при замещении сфалерита станнином — места
катионов цинка занимаются катионами меди, железа и олова. Эта смена
катионов в анионном остове при замещении сфалерита халькопиритом
•..'и станнином, очевидно, совершается путем диффузии.
Что касается причины, вызывающей описанное нами замещение, то
>;от процесс, по всей вероятности, обусловлен изменением соотношения
а яцептрации компонентов в остаточных растворах, с которыми уже не
i >г более находиться в равновесии ранее отложившийся сфалерит. Весь-
i возможно, что это в свою очередь связано с изменением окислительно-
сстановительного потенциала, а вместе с тем и реакции среды. В создав-
Как указывает Н. В. Белов (1947), «тетраэдры Sn в станииие совеошенно изо-
сваны от других Sn-тетраэдров, т. е. можно говорить о радикалах (SnS^:4”». Олово
их- радикалах является четырехвалентным, а медь, исходя из этого, должна быть
станнине одновалентной.
185
шихся условиях (каких именно, мы пока ничего определенного сказать не
можем) катионы цинка могли переходить в раствор, а на их место путем
диффузии садились катионы меди, железа и олова, которыми остаточные
растворы, очевидно, были пересыщены.
Таким образом, описанный выше случай замещения одного минерала
другим относится к типу замещения «атом за атом» или, вернее, «ион за
ион» (в собственном смысле этого слова). Само собой разумеется, что
подобного рода явления могут наблюдаться лишь при взаимоотношениях
изоструктурных минералов, т. е. таких, кристаллические структуры кото-
рых однотипны.
Рис. 164. Прожилок блеклой руды (белее) в сфалерите (серое),
содержащий кристаллики кварца (черное). В сфалерите н местах
соприкосновения с жилкой блеклой руды видны мельчавшие вклю-
чения халькопирита (белое). Полированный шлиф. X 165
Следует также добавить, что ионно-диффузионное замещение мине-
ралов не всегда обязательно проявляется в виде «сплошного фронта».
Встречаются случаи, когда замещающий минерал развивается в виде тон-
чайшей метасоматической вкрапленности.
Например, в рудах месторождения Киртишо (Грузинская ССР)
в полированных шлифах под микроскопом наблюдаются тонкие жилки
блеклой руды в сфалерите (рис. 164), содержащие кристаллики кварца.
Самое интересное заключается в том, что в сфалерите в местах сопри-
косновения с жилками блеклой руды можно видеть мельчайшие включе-
ния халькопирита, очень похожие на то, что наблюдается в эмульсиевид-
ных структурах распада твердых растворов этих соединений. Пластинча-
тые обломки сфалерита в жилке, погруженные в массу блеклой руды,
сплошь переполнены включениями халькопирита.
Однако факт пространственной приуроченности этих включений
в сфалерите к контактам с жилками блеклой руды, очень четко наблю-
даемый также на следующей микрофотографии (рис. 165), снятой с боль-
шим увеличением, не оставляет сомнения в том, что они являются эпиге-
нетическими по отношению к сфалериту. В таком случае образование
186
у* м — т-лргта приходится связывать с явлениями
т-ъ::-х*~:ъг. а гжегн-:- с н::-:но-диффузионным замещением.
СИс-азсвание халькопирита в виде тонкой рассеянной вкрапленности,
: всей' вероятности, обусловлено избыточным количеством ионов меди
ытаточном растворе (после образования блеклой руды).
3 связи с рассматриваемым вопросом большой интерес представляют
-• шеэиментальные исследования А. А. Филимоновой (1952) по нагрева-
- :< бсрнитсодержащих колчеданных руд. Опыты показали, что при на-
- зевании борнит-пиритовой руды в вакууме или в инертной среде (в токе
начиная с 250—260°С, на границе между борнитом и пиритом
Рис. 165. Прожилки блеклой руды (белое) в сфалерите (серое).
Вдоль всех прожилков, даже около тончайших, в сфалерите
наблюдаются мельчайшие включения халькопирита (белое). Черный
кристаллик в правой части снимка—кварц. Полированный
шлиф. X 325
появляются реакционные образования халькопирита. На рис. 166 и 167
показаны микрофотографии полированных шлифов борнит-пиритовых руд
до и после нагревания.
Возникновение вокруг зерен пирита кайм халькопирита, т. е. мине-
рала,-более богатого железом, чем борнит, свидетельствует о диффузии
ионов этого элемента из массы пирита. Характерно также, что за преде-
лами кайм наблюдаются новообразования халькопирита в виде мельчай-
ших включений среди борнита.
Следует отметить, что аналогичные явления в природных условиях
наблюдались В. П. Логиновым па Левихинском месторождении на Урале
при пересечении дайкой порфиритов колчеданной руды. В участках кон-
такта с дайкой руды борнит-пиритового состава в последней наблюдается
разъедание зерен пирита и появление вокруг них кайм халькопирита, а
также отдельных мелких новообразований его в борнитовой массе. Ха-
рактерна приуроченность к этим участкам также большого числа пор,
возникающих, по-видимому, при удалении паров серы.
К такого же рода явлениям диффузии ионов во время замещения
одними минералами других относится замещение пирротина пиритом, по-
187
Рис. 166. Борнит-пиритовая рула до нагревания. Борнит (серое) выполняет
пространства между идиоморфными зернами пирита (белое). Месторо-
ждение Левиха (Урал). По л л Филимоновой. Полированный
шлиф. X 46
Рис. 167. Результат нагревания бориит-пиритовой руды. Вокруг зерен
пирита (рельефные белые зерна) появились каймы халькопирита. Границы
их с борнитом (серое) весьма неровные, а с пиритом более ровные. Среди
борнита видны также включения халькопирита. По А. А. Филимоновой.
Полированный шлиф. X 170
лучившее кристаллохимическое обоснование благодаря исследованиям
Н. В. Белова (1953).
Как известно, в кристаллической структуре пирротина имеется некото-
рый недостаток катионов железа вследствие того, что часть катионов
железа представлена не двухвалентными, а трехвалентными ионами.
В силу этого для достижения баланса валентностей часть мест, которые
должны были быть заняты катионами Fe2+, остаются вакантными (возни-
кают «дырки») и потому формулой пирротина будет Fe^S.
Сульфиды и, в частности, пирротин, как мы зиаем, построены по
принципу плотнейшей упаковки крупных анионов серы, в промежутках
между которыми располагаются обычно маленькие по размерам катионы.
Поэтому при превращении пирротина в пирит, т. е. более богатый серой
минерал, нельзя допустить внедрение крупных анионов серы в кристалли-
ческую структуру пирротина.
Н. В. Белов считает, что переход пирротина в пирит является «даль-
нейшим продолжением процесса выноса катионов железа из решетки пир-
ротина (уже доходящего до 15% в обычном пирротине Fe5S6). Когда де-
фицит превысит некоторый предел, то начинается окисление анионов
через полимеризацию — спаривание двух S2" в S22-, происходящее со зна-
чительным выигрышем объема. Поэтому остающиеся катионы железа
имеют возможность в присутствии возникающих спаренных анионов серы
весьма свободно сочетаться с ними в свежие, хорошо образованные кри-
сталлики пирита FeS2, развивающиеся метасоматическим путем среди
пирротина».
Таким образом, в процессе замещения пиритом пирротина должна
иметь место диффузия части катионов железа из кристаллической струк-
туры пирротина наружу (т. е. вынос освободившихся ионов железа при
образовании пирита).
Для превращения пирротина в пирит, по Н. В. Белову, отнюдь не
обязательно присутствие сероводорода. Если вынесенные наружу катионы
железа не встречают там свободных анионов S22~ или S2-, то они соеди-
няются с любыми иными ионами, характерными для окислительной об-
становки и в первую очередь с анионами О2-. В результате за счет пир-
ротина возникает характерная парагенетическая ассоциация пирита с маг-
нетитом (в тонком срастании друг с другом), а иногда с гематитом.
Следует, однако, иметь в виду, что Н. В. Белов рассматривает
возникновение пирита в кристаллических зернах пирротина, лишенных
трещинок или каких-либо иных путей проникновения растворов. Вполне
естественно, что он не учитывает возможности растворения пирротина при
воздействии на него растворов.
Очень часто, однако, пирит наблюдается в виде прожилков и выде-
лений неправильной формы вдоль трещин в пирротине, возникая в ре-
зультате химических реакций с привнесенными компонентами в раство-
рах. При этом, как указывает А. Г. Бетехтин (19510, «в таких случаях
трудно бывает решить вопрос, происходит ли образование пирита при
помощи окислительных реакций (без привноса серы) или в силу повыше-
ния концентрации ионов серы в остаточных растворах».
Аналогичным образом объясняет Н. В. Белов (1953) замещение маг-
нетита гематитом (процесс мартитизации) при сохранении первоначаль-
ной формы минерала. Он указывает, что «не кислород при этом прони-
кает внутрь кристалла (на что кислород не способен из-за слишком
большого диаметра его ионов), но дырочный механизм используется для
перемещения избыточных окисленных катионов железа по основному кар-
касу из плотно упакованных кислородных анионов до самой поверхности,
189
6 образованием свежего гематита по периферии и вдоль трещинок к маг-
нетитовых кристаллах».
В рассмотренных примерах замещения пирротина и магнетита кри-
сталлическая структура замещаемого минерала уже претерпевает суще-
ственное изменение и отличается от структуры минерала, возникающего
на его месте.
Таким образом, диффузия из раствора в подвергающийся замеще-
нию минерал одних ионов и вынос из него других ионов могут происхо-
дить в одном случае с сохранением кристаллической структуры минерала,
а в другом — с полным преобразованием его первоначальной кристалли-
ческой структуры.
Помимо диффузии в растворах, обусловливаемой разностью концен-
траций тех или иных ионов в растворе и в твердом минерале, ионно-диф-
фузионное замещение может также осуществляться благодаря так назы-
ваемой «диффузии в твердом состоянии».
За последнее время в иностранной литературе по метаморфизму
большое значение стали придавать реакциям между твердыми кристал-
лическими телами путем диффузии вещества через кристаллические ре-
шетки, совершающейся при полном отсутствии растворов («диффузия
в твердом состоянии»).
Не останавливаясь здесь на деталях предлагаемого различными ис-
следователями механизма замещения, отметим лишь, что основное зна-
чение приписывается «реакционной пленке», развивающейся на поверх-
ности контакта двух исходных минералов. Действие ее основано на том,
что наружные ионные или атомные слои кристаллов, в отличие от внут-
ренних частей их, обладают ненасыщенными валентностями. Эта реак-
ционная пленка характеризуется неупорядоченным атомным состоянием
с повышенной подвижностью ионов, что создает благоприятные условия
для хода химических реакций. Внутри этой пленки ионы постепенно
организуются в новую решетку, которая образует слой между кристалли-
ческими средами реагирующих минералов. Как показали эксперименталь-
ные исследования, скорость реакции зависит в основном от температуры
и становится заметной только выше некоторой минимальной темпера-
туры, разной для различных веществ.
Советские исследователи (Коржинский, 1950) на основании геоло-
гических и петрографических данных показали, что трещинки в минера-
лах и породах всегда облегчают проникновение растворов и тем самым
чрезвычайно способствуют проявлению метасоматоза, но препятствуют
диффузии вещества через твердые минералы. Установлено также, что
мелкозернистые силикатные породы труднее поддаются замещению по
сравнению с более крупнозернистыми, в которых легче возникают тре-
щины по стыкам зерен, в то время как в случае диффузии более благо-
приятны были бы мелкозернистые породы, так как в них больше развиты
неупорядоченные «поверхностные слои». Известно, наконец, что в мине-
ралах метасоматических, метаморфических и магматических горных по-
род постоянно присутствуют жидкие и газово-жидкие включения, указы-
вающие па участие растворов в образовании и изменении этих пород. Все
эти данные определенно говорят за перенос вещества при метаморфизме
поровыми растворами и полностью опровергают гипотезы о преобладаю-
щей роли диффузии через кристаллические решетки.
Следует, однако, иметь в виду, что некоторые явления замещения
одних рудных минералов другими, в частности, образование реакционных
кайм, иногда могут совершаться путем диффузии в твердом состоянии,
хотя такого рода диффузия и не может привлекаться для объяснения ме-
ханизма метасоматических процессов.
190
Большое значение для выяснения сущности процесса диффузии
з твердом состоянии среди сульфидов и металлов имеют исследования
Я. II. Ольшанского (1953). Своими опытами он доказал, что металлы и
сульфиды обладают не только электронной, но и ионной проводимостью.
Им было произведено нагревание медной проволоки в фарфоровой ло-
дочке, заключенной в газонепроницаемой фарфоровой трубке, в атмо-
сфере сероводорода до 700—800°. Оказалось, что после обработки серо-
водородом медная проволока превратилась в сульфид меди (халькозин),
в массе которого возникли цилиндрические полости, представляющие по
своему положению, форме и размерам не что иное, как негативное изо-
бражение медной проволоки.
Явление это, согласно Я. И. Ольшанскому, обусловлено тем, что воз-
никающая сернистая медь, окружающая в виде пленки медную прово-
локу, обладает смешанной ионно-электронной проводимостью, вследствие
чего возникает замкнутый гальванический элемент Cu|Cu2S|H2S и про-
исходит постоянная диффузия через пленку ионов меди, которые, выходя
на поверхность, встречаются с анионами серы и образуют новый слой
сернистой меди. Последняя возникает до тех пор, пока полностью не ис-
чезает медная проволока.
Я. И. Ольшанский особо подчеркивает, что в опытах по нагреванию
сульфидов необычайной является исключительно большая скорость
миграции меди в твердой фазе, во много раз превосходящая скорость
диффузии в твердых телах.
В настоящее время трудно сказать, насколько широко может быть
распространено в сульфидных рудах описанное выше явление диффузии
в твердом состоянии. Во всяком случае с ним необходимо считаться, по-
скольку руды значительного числа месторождений после своего возникно-
вения нередко подвергаются позднейшим преобразованиям, одной из при-
чин которых является повышение температуры. Таковы, например, случаи
переотложения самородного висмута (отчасти в виде висмутина) из жил
никеле-кобальтовых арсенидных руд под влиянием нагрева от секущих
базальтовых даек в Яхимовском месторождении (Чехословакия). В этих
случаях на месте первоначальных дендритов самородного висмута возни-
кают полые пространства (отрицательные дендриты).
Таким образом, ионно-диффузионное замещение по существу яв-
ляется разновидностью реакционного замещения. Новые минералы, возни-
кающие па месте старых, обладают общими с ними компонентами, хотя
и в иных соотношениях. Различия заключаются лишь в механизме про-
цесса замещения. Ионно-диффузионное замещение в отличие от реакци-
онного осуществляется не путем перехода в раствор всех компонентов,
а путем диффузии отдельных ионов (привнос и вынос). Диффузия может
быть вызвана различными причинами. Наиболее часто она бывает обус-
ловлена изменением концентрации ионов в остаточном растворе.
Не следует, однако, думать, что замещение сфалерита станнином и
халькопиритом, пирротина пиритом и др. происходит обязательно с ис-
пользованием ионно-диффузионного механизма. Весьма часто, например,
халькопирит образуется за счет сфалерита путем обычного замещешия
с образованием мелкозернистого агрегата и не сохраняет особенностей
внутреннего строения его зерен. Пирит также часто возникает за счет
пирротина благодаря химическому взаимодействию последнего с раство-
рами, окислительная обстановка в которых или повышение концентрации
ионов серы способствует образованию спаренных анионов серы. Кроме
того, весьма вероятно, что реакционное и ионно-диффузионное замещение
могут происходить одновременно.
191
Таким образом, уже приведенные в этой главе примеры замещения
показывают многообразие этих явлений, хотя они далеко не исчерпы-
вают наблюдающихся в природе взаимоотношений минералов. Рассмот-
ренные выше признаки замещения могут оказать определенную помощь
при установлении последовательности образования минералов.
Следует отметить, что при изучении возрастных взаимоотношений
минералов многие исследователи до сих пор пользуются критериями,
опубликованными в известной статье Е. Бастина, Л. Грейтона и др.
(Bastin, Graton а. о., 1931). Однако сами авторы этой статьи указы-
вали, что выдвигаемые ими критерии не являются окончательно уста-
новленными и что требуется еще дальнейшая их разработка. По имею-
щимся в настоящее время данным, приводившиеся ими критерии, такие,
как «взаимные границы» («mutual boundaries») и некоторые из «общих
законов замещения», оказались несостоятельными.
Практика исследования руд показала, что во многих случаях по
чисто формальным признакам взаимоотношений минералов невозможно
прийти к правильному разрешению затронутых здесь вопросов. Для пра-
вильного установления последовательности отложения минералов необ-
ходимо детальное изучение каждого конкретного случая с внимательным
рассмотрением всех минеральных срастаний, наблюдающихся в полиро-
ванных и прозрачных шлифах. Важное значение имеет также учет воз-
растных взаимоотношений минеральных агрегатов в полированных шту-
фах руд.
ГЛАВА IX
О МЕ1л1\гиыл«11«1шл
Процессы метасоматоза, широко распространенные как в различных
горных породах, так и в рудных месторождениях, нередко сопровождают-
ся образованием хорошо развитых кристаллов некоторых минералов,
идиоморфных по отношению к окружающим их минералам породы или
руды. Такие кристаллы, возникающие метасоматическим путем в твердой
среде и развивающие при этом явно выраженные кристаллические огра-
ничения, получили название метакристаллов или идиобластов.
В литературе неоднократно описывались метакристаллы в породах,
подвергшихся метасоматическим изменениям или претерпевших мета-
морфизм. Хорошо известны, например, кристаллы андалузита, граната
в сланцах, турмалина, топаза в грейзенах и других минералов в различ-
ных метаморфических породах.
Для минералов метаморфических пород устанавливается даже опре-
деленная последовательность образования хорошо ограненных кристал-
лов, так называемый кристаллобластический ряд, в котором каждый пре-
дыдущий по времени образования минерал является идиоморфным по
отношению к последующим.
Значительно меньше сведений имеется в литературе о кристаллах
рудных и жильных минералов, возникающих метасоматическим путем
в рудных месторождениях и вмещающих их породах. Необходимость
уметь различать метакристаллы вызывается прежде всего тем, что они
помогают установить правильную возрастную последовательность мине-
ралов. Это тем более важно, что при описании рудных минералов и их
возрастных взаимоотношений хорошо образованные кристаллы очень
часто ошибочно истолковывают как основной признак их раннего обра-
зования.
Именно это обстоятельство побуждает специально остановиться на
этом вопросе, обобщить имеющиеся к настоящему времени отрывочные
данные по метакристаллам из месторождений различных генетических
типов и попытаться установить важнейшие отличительные признаки их.
Характеристика метакристаллов, встречающихся в рудных месторо-
ждениях. Последнее время все большее внимание начинает уделяться
изучению метасоматических явлений в месторождениях различных гене-
тических типов. Большие успехи в этом отношении достигнуты для кон-
тактово-метасоматических месторождений, весьма интересные данные
получены для пегматитов, проводятся исследования по детальному изуче-
нию околорудных изменений вмещающих пород. Однако описание возни-
кающих при этих явлениях метакристаллов встречается еще очень редко.
13 Зак. 153 193
-отээм a aon.n.BT3HqxBT9M иннваоввцдо uqoMHqn мэдэанцп нм эжнН
,хиаотнтвмт9п .хнязэрнтвмтвм :яопнт хнжхдантэнэт хнпрнгхвц хкннэджоц
эннвмнна эонаонэО .хмннвяовнфчомвтэм н хмнродвэо (хиня11.вмц9точднт
-oqorosM xidHdRBMqsToqjun ян aoEEBT3HqxBT9M сяннвэнпо онэдэду тэдуо
ЙНН9ДЖ
39q9THH HOIHdEOd XRHHSbMOqOTOSM ХНЯЭЭРНТВМТВМ Я
NOHROqOMB3 ИННЭДЖОХВН Йняодэу НТЗОПНЗСЭОЭО 9IdqOTOX9H T0iRE3BT3E9qn
9NaT3TY3Nqn вН ,XRHH9bX0qOT39M XkiaOTHMOqx ХШНЭОНОННТВЕП Я МННТВЕП
йондодомвэ aoRRBT3HqxBT9M HNH9AxoqoT39M хняэаднтвТ-энжнН хвд’/q a
idReqgHHM .(8801) ннтхэтэЯ .1 .А эннвмнна EHTBqSo oidaqgna hhntbiui
-oqx л стнизшонто on квнфдомонээя , (aotwd) вннтвкп квндодомвЭ .831 энЧ
нтэвр HSHxqaa ftoasqn 3 .спэ RBWOiBnajesq онрнтэвр н (aoqao) утнм
-OqHIton .уннтхэтэа Л .А оП .ИННТВКП KK6T3HqXBT9M STHMoqx а вямннэ
331 X .фнкш ныннвв
онйврмЭоэн HMopuTgimBqBn xBEYq хнте а нннтвеп йондочомвз idnnyqn
-нм иед отр .тэврэмто ннтхотэЯ Л .A .HMBAHEOHHnmizoqx э шнвякаэ онээт
оп мен4щомонэзя H9qsTXBqBX онйврмаяэдр «аннтвдп ftoHEoqoMB3 aoRBqgH
BAoq озэоаэ кэтэкдак вннтвдп Mopuqn .мвдндэпнпшмодх и ошнэшонто
H9q9E 9HHBE9cTEBq ЭЖЯ'ВТ КЗТ9ВДО1ДЭВН ОЯДЭдзН ,H9q»E ХН ЛЕД МОТН9М9Д
RHHBE9d'£Bq oioxBT idqgMHqn 9idHq9TXBqBX .йоннтвеп aoEHEgnnnniMoqx
. (181 н 081 ,3Hq ,мз) эшна азнЕндоандп
-<РНПНТ ХНХЕ9М RHH9POiEX8 НЗТО1ВДО1ЕдвН ВДЗОНН МИТЕ 9 YERqBH ОЯВНДО
.aoENE9HHnuiMoqx ngqoe xnnioiBXYqxo HqTYna ыннтвеп aoxHEEBT3Hqx хнн
-NEoanqn ви оидна оте явх ,нянеевтэ1ЩХ энявт отр .оняеэтвевяоп вмаэоЯ
MOARq эдт ,мвт ашнЕ R3TOiBPoqT3a , (8Э1 .onq) HHcjjBq'iOTOtJtoqxHM йом
ланнтвЕП иннэеэдия 9idH(f)qoMOH93x иэтидохвп BTHMoqx HMBHqgE yahom
HMIdHtJiqOMOHO:»! 9 aOXHEEBTSHqX d£R33 RBHH9aT3HBqT3Oqn RBH39T btC
-ОЯЕОП ,TNMOqX ЙНД1О1ВД19Ма HMHUIOiBE9d'£Bq ОТЭВР .НННТВЕП НМИННЭЕПОИЭ
HIdHH9XBqida CHAR ЙОЯЭ ВН- RqTOM39II ,NXNEEBT3NqX нте OTP. ,dTBTNP9 T9RE
ROHMHmanaEBq .э .т .нмвеевтэ^хвтэм нмннрнпнт нэтхииеян ,менс{щомондн
.BTHMoqx XBHqgs a m9tyii мнязэрнтвмоовтэм
tei
Форма кристаллов в ряде мест также свидетельствует о их метасо-
матическом происхождении. Наряду с правильными хорошо образован-
ными со всех сторон кристалликами часто встречаются кристаллики со
скелетными (недоразвитыми) формами. На рис. 169 представлены раз-
личные стадии захвата растущими гранями кристалликов платины окру-
жающей хромитовой массы.
В щелочных породах Кольского полуострова известны интересные
месторождения лопарита, приуроченные к стратифицированному Лов-
озерскому плутону. Лопаритовое оруденение, согласно Н. А. Елисееву и
Н. К. Нефедову (1940), сосредоточено главным образом в лопаритовых
Рис. 169. Различные стадии захвата хромита (темно-серое) растущими
метакристаллами самородной платины (белое). По А. Г. Бетехтину.
Полированный шлиф. X 106
малиньитах, уртитах и ювитах, слагающих верхнюю часть лопаритонос-
ного комплекса. Лопарит в этих породах обычно встречается в виде хоро-
шо образованных сдвойникованных кристаллов размером от долей мил-
лиметра до нескольких миллиметров в поперечнике.
Особенности условий нахождения лопарита позволили Н. А. Елисе-
еву и Н. К- Нефедову считать, что, несмотря на свою правильную форму,
кристаллы лопарита образовались позже заключающих их минералов и
представляют собой, таким образом, типичные метакристаллы. Авторы
обратили внимание на тот факт, что зерна лопарита наблюдаются боль-
шей частью внутри зерен эгирина, что подтверждается и нашими иссле-
дованиями малиньита в полированных шлифах (рис. 170). По их наблю-
дениям кристаллики лопарита иногда отчетливо приурочены к неправиль-
ным ветвящимся трещинкам внутри эгирина.
Как это можно видеть на рис. 171, помимо явной приуроченности
к эгирину большое число зерен лопарита располагается также в участках
развития такого позднего минерала, как эвдиалит. Среди нефелина, наи-
более раннего породообразующего минерала, представленного в шлифах
идиоморфными кристаллическими зернами, лопарит встречается редко.
Однако даже и в нем он образует кристаллики, идиоморфные по отно-
шению к нефелину.
О возникновении лопарита позже эгирина, помимо приведенных
выше данных, свидетельствует также наличие в нем местами включений
эгирина, обладающих той же оптической ориентировкой, что и окружаю-
щая их масса эгирина. На рис. 172 видно, что кристалл лопарита при
своем росте захватил часть зерна эгирина, расположенного между кри-
сталлическими зернами нефелина. При этом наряду с эгирином во вклю-
13* 195
Рис. 170. Метакристаллы лопарита (белое) среди эгирина (серое) в лопа-
ритовом малииьите. Полированный шлиф. X 85
Рис 171 Лопаритовый малииьит. Метакристаллы лопарита (черное)
сосредоточены в эгирине (темное со спайностью) и эвдиалите. Белые
призматические зерна — нефелин. Прозрачный шлиф. X 20
чение попали и окружающие его минералы, по отношению к которым он
является идиоморфным. Характерно, что кристаллы лопарита, распола-
гающиеся среди таких поздних минералов, как эвдиалит, альбит, сода-
лит и др., часто обладают неправильными скелетными формами
(рис. 173).
Приведенные данные совершенно определенно указывают на то, что
правильная форма кристаллов лопарита объясняется не их ранним обра-
зованием, а кристаллизационной способностью при метасоматическом
росте в твердых, ранее выделившихся минералах.
В пегматитовых месторождениях весьма интересные
данные по распространению метакристаллов были получены В. Д. Ники-
Рис. 172. Лопаритовый уртит. Метакристалл лопарита (белое), в котором
сохранилась часть зерна эгирииа (серое), подвергшегося замещению.
Полированный шлиф. X 85
тиным (1955), детально исследовавшим пегматиты различных районов
СССР. Среди минералов, встречающихся в виде метакристаллов в пег-
матитовых жилах, он приводит: мусковит, биотит, турмалин, апатит, гра-
нат, все редкие минералы (ортит, ксенотим и др.), магнетит, гематит,
ильменит, тантало-ниобаты и др. В различных породах, слагающих пег-
матит, и в зонах и гнездах полевых шпатов и кварца метакристаллы
этих минералов встречаются в одиночку, в сростках или сгруппирован-
ными в цепочки. В некоторых случаях цепочки метакристаллов протяги-
ваются из одних пород пегматита в другие.
Не останавливаясь на изложении всех приводимых В. Д. Никитиным
детальных описаний особенностей роста и признаков метакристаллов от-
дельных минералов, отметим лишь некоторые интересные особенности
роста метакристаллов граната и апатита. Как указывает автор, метасо-
матический характер роста кристаллов граната отчетливо прослеживается
по их цепочечному расположению внутри пегматитового тела и на-
личии внутри граната реликтов вмещающих его минералов. Наблюдается
также преимущественное разрастание метакристаллов граната вдоль
трещинок в полевом шпате. Метакристаллы граната приобретают вслед-
197
ствие этого несколько уплощенную форму. Появление резко уплощенных
форм он объясняет тем, что разрастание метакристалла вдоль трещинки,
разрушившей в этом направлении однородность полевого шпата, проис-
ходило гораздо легче, чем в сторону однородного полевого шпата.
Не менее интересны особенности роста метакристаллов апатита. За-
ключенные внутри крупных монокристаллических глыб полевого шпата
кристаллы апатита обычно группируются в виде цепочек (рис. 174).
Иногда такие цепочки пересекают разнообразные породы пегматита.
Важно отметить, что наряду с метакристаллами апатита обычной формы
встречаются кристаллы, которые имеют правильную внешнюю огранку,
Рис. 173. Метакристаллы лопарита (белое) скелетной формы в эвдиалите
(серое) из лопаритового уртита. Полированный шлиф. X 85
а внутри заключают большие массы полевого шпата (рис. 175). Мета-
кристаллы такой своеобразной формы В. Д. Никитин называет футляро-
образными. Внутренние поверхности этих кристаллов, оконтуривающие
включения полевых шпатов, являются поверхностями их отрицательных
форм. Возникают такие формы вследствие резко неравномерного, ступен-
чатого нарастания граней. Помимо апатита, они были обнаружены
В. Д. Никитиным у турмалина, ортита и многих редких минералов.
В рудах гидротермальных месторождений и вмещаю-
щих их породах метасоматическим путем в виде метакристаллов с хоро-
шо выраженными гранями образуются прежде всего минералы, принад-
лежащие к группе пирита *. Наиболее часто в рудах и вмещающих их
породах в виде метакристаллов встречаются пирит и арсенопирит, а из
менее распространенных минералов кобальтин, глаукодот, а также спер-
рилит, лёллингит, гудмундит и некоторые другие. Причина такого пре-
имущественного образования метакристаллов минералами группы пирита
в настоящее время еще не выяснена. Возможно, определенную роль
играют особенности кристаллической структуры минералов этой группы,
которые в основном построены по типу гранецентрированной кубической
плотнейшей упаковки.
1 На это впервые указал А. Г. Бетехтин (19501).
198
Было бы, однако, неправильно утверждать, ч«>-другие рудные мине-
ралы не наблюдаются в виде метакристаллов в рудах гидротермальных
месторождений и вмещающих их породах. Согласно нашим наблюдениям
и литературным данным, метакристаллы могут образовывать также такие
минералы, как касситерит (в грейзенах), магнетит, гематит и др., а из
нерудных минералов кварц, карбонаты и др.
Из рудных минералов в виде метакристаллов наиболее часто встре-
чается пирит. Разнообразие форм проявления его метасоматических обра-
зований позволяет хорошо проследить отличительные особенности мета-
кристаллов. Приведем несколько примеров.
Рис. 174. Цепочечное расположение метакристаллов апатита внутри
монокристалла олигоклаза. Часть кристаллов обладает футлярообразиой-
формой. По В. Д Никитину. Штуф. 4/s нат. вел.
Особенно четко выступает метасоматическая природа кристаллов
пирита в широко распространенном случае образования их в виде вкрап-
лений в породах, вмещающих рудные тела. Всем известны, например,
обильные вкрапленные выделения кристаллов пирита, развившихся мета-
соматическим путем в березитах — гранитоидах, подвергшихся гидротер-
мальному изменению на контакте с золотокварцевыми жилами. Следует
отметить, что наибольшее количество кристаллов пирита наблюдается
непосредственно вблизи жил. В сторону от контакта с жилой количество
кристаллов резко уменьшается, что доказывает возникновение их в связи
с рудообразованием.
В лиственитах, образующихся за счет изменения основных и ультра-
основных пород около тех же золото-кварцевых жил, наблюдаются инте-
ресные особенности изменения состава метакристаллов в различных по
возрасту генерациях минералов из группы пирита. Метакристаллы пи-
199
Рис. 175. Поперечный разрез ф|утлярообразиого метакристалла
апатита, находящегося в монокристаллическом микроклине. По
В. Д. Никитину. Штуф. 4/s нат. вел.
Рис. 176. Метакристалл пирита (белое) в листвените (черное), захва-
тивший при своем росте включения измеиеииого реликтового зерна
хромита (серое). Березовское месторождение. Полированный
шлиф. X 325
рита, встречающиеся в большом количестве лишь у самого контакта
с жилами, обычно обладают хорошо образованной формой. Иногда они
содержат включения окружающих минералов. Так, па рис. 176 показан
кристалл пирита, содержащий включения разбитого трещинками и силь-
но измененного реликтового зерна хромита. Попутно отметим, что около
подобных зерен хромита в листвените иногда скопляются чешуйчатые
выделения хромсодержащей слюды — фуксита, окрашивающей породу
в зеленый цвет. Источником хрома при образовании этой слюды, оче-
видно, является хромит.
Наибольший интерес представляет тот факт, что наряду с метакри-
сталлами пирита в листвените в тех же участках встречаются мельчай-
Рис. 177. На метакристалл пирита (белое) нарастает метакристалл бра-
воита (серое). Основной черный фон — лиственит. Березовское место-
рождение. Полированный шлиф. X 325
шие кристаллики другого минерала группы пирита —бравоита. Кристал-
лики эти часто обладают зональным строением, с чередованием зон белой
и различной интенсивности сиреневой окраски. Размер кристаллов пирита
обычно во много раз превышает размер кристалликов бравоита. Необ-
ходимо отметить, что изучение возрастных взаимоотношений показы-
вает, что бравоит образовался позже пирита и иногда нарастает на его
кристаллы (рис. 177). Наблюдается также замещение бравоитом кри-
сталлов пирита. Факт неодновременного возникновения метакристаллов
пирита и бравоита свидетельствует о том, что железо и никель, входящие
в их состав, извлекались растворами, производившими метасоматическое
изменение серпентинитов, в определенной последовательности.
Остановимся на описании метакристаллов пирита в слабометамор-
физованном слоистом известняке, примыкающем к сульфидоносным
скарнам в Турьинских рудниках. Прежде всего следует отметить, что
изучение образцов таких слоистых известняков показывает наличие в них
большого числа различно ориентированных тонких трещин и, что осо-
бенно важно, частую приуроченность кристалликов пирита к секущим
201
Рис. 178. Метакристаллы пирита (белые)
в слоистом известняке (серое). По А. Г. Бе-
техтииу. Полированный штуф. Нат. вел.
слоистость трещинам. Уже одно это, несомненно, указывает на их эпиге-
нетическое образование по отношению к вмещающему их известняку. На
фотографии полированного штуфа такого известняка (рис. 178) хорошо
видны скопления кристаллов пирита (в виде подковы в нижней части
снимка) вдоль искривленной трещины, полого секущей полированную
поверхность образца.
При рассмотрении фотографии выявляются и другие особенности
образования и расположения кристаллов пирита. Так, бросается
в глаза резкое колебание раз-
меров этих кристаллов: наряду
с мельчайшими, хорошо огра-
ненными кристалликами встре-
чаются крупные, в десятки и
сотни раз превышающие по
своей величине кристаллы пи-
рита. Это можно объяснить тем,
что зарождение различающих-
ся по размерам метакристал-
лов пирита происходило, оче-
видно, не одновременно, как
это имеет место обычно при
кристаллизации раствора, а в
разные моменты пиритизации
известняка.
Важно отметить также то,
что не подмечается каких-либо
закономерностей в расположе-
нии мелких и крупных кристал-
лов. Местами наблюдается ред-
кая вкрапленность, а местами
кучное расположение кристал-
лов с участками сплошных
агрегатов. Интересно, что в пос-
леднем случае устанавливается
любопытная деталь: неодина-
ковые по своим размерам кри-
сталлы пирита характеризуются
различной степенью идиомор-
физма по отношению друг
к другу. Это еще раз свиде-
тельствует о том, что кристал-
лы пирита возникали и разви-
вались не в одно и то же время.
К моменту зарождения более
поздних кристаллов часть их
в какой-то мере была уже сфор-
мирована. Только ртим можно
объяснить обилие генераций пирита и идиоморфизм одних его кристал-
лов по отношению к другим.
Весьма многочисленны случаи образования метакристаллов пирита
в рудах, особенно в рудах сульфидного состава. Нередко хорошо обра-
зованные кристаллы пирита возникают за счет содержащегося в рудах
пирротина. В пирротине из медно-никелевых сульфидных месторожде-
ний скопления и группки зональных кристалликов никелистого пирита
(рис. 179) появляются местами около секущих пирротин поздних кар-
202
—‘CSZ-iags. содержащих сфалерит и галенит. Нередко наряду
с -;?У"у за счет пирротина возникает также магнетит, который либо
образует самостоятельные выделения, либо встречается в тонком сра-
стании с пиритом. Местами такие срастания в виде каемки обрастают
метакристаллы никелистого пирита. На микрофотографии (рис. 180)
видно, что вначале в пирротиновой массе рос зональный кристалл ни-
келистого пирита с более темными, обогащенными никелем зонами, ко-
торый затем при изменении состава поступавших остаточных растворов,
Рис. 179. Группа метакристаллов никелистого пирита (рельефные белые
зерна с зональным строением) среди пирротиновой массы (серое) возле
выделений пентландита (/). 2 — халькопирит; черное—нерудные мине-
ралы и выбоины. Норильское месторождение. Полированный
шлиф. X ЮО
по-видимому, уже в более окислительной обстановке, обрастал тонким
срастанием пирита и магнетита.
При метасоматическом замещении пирротина пиритом обычно воз-
никают как хорошо образованные кристаллы пирита, так и тонкозерни-
стые срастания его с марказитом, что указывает на обилие генераций
этого минерала. В кристаллах пирита при этом нередко сохраняются
включения остаточных выделений пирротина. Весьма показательно, что
включения пирротина в кристаллах пирита часто обладают той же оп-
тической ориентировкой, что и окружающий кристаллы пирротин.
Весьма характерны также наблюдающиеся в некоторых штуфах и
шлифах руд особенности расположения метакристаллов пирита в пирро-
тине, выражающиеся в приуроченности их к тончайшим почти незамет-
ным трещинкам. Оригинальные новообразования пирита в виде двой-
ных цепочек мелких метакристаллов, оторачивающих с двух сторон
трещинки в пирротине, выполненные сидеритом, наблюдались в Ново-
Сибаевском месторождении (на Южном Урале).
Метакристаллы пирита часто встречаются и в рудах, лишенных
пирротина. Пирит в этих случаях нередко содержит включения окру-
жающих сульфидов—сфалерита, галенита, халькопирита и др., а также
203
Рис. 180. Зональный метакристалл никелистого пирита (белое и серое—
обогащенные никелем зоны), окруженный каймой из тонкого сраста-
ния никелистого пирита и магнетита (черное). Сплошная черная по-
лоска (в левой части снимка) по границе метакристалла и тонкого
срастания — нльваит. Норильское месторождение. Полированный
шлиф. X 430
Рис. 181. Метакристаллы пирита (белые, хорошо образованные кристал-
лики), содержащие местами включения сфалерита (серое) и нерудных
минералов (черное). Полированный шлиф. Х40
нерудных минералов. На рис. 181, например, кристаллики пирита сс
держат включения сфалерита и нерудных минералов, причем в кристалле
расположенном в нижнем левом углу снимка, хорошо видно, что гра
ница между сфалеритом и нерудным минералом во включении продол
жает границу между этими минералами за пределами кристалла. Эт
определенно свидетельствует о том, что кристалл пирита, как боле<
поздний минерал, образовался метасоматическим путем как за сче:
сфалерита, так и за счет нерудных минералов.
Нередко метакристаллы пирита в сфалерите и других минерала?
обладают скелетообразными формами. На рис. 182 хорошо видно, чтс
отдельные метакристаллы пирита в сфалерите как бы прекратили свой
Рис. 1К2. Скелетные (недоразвитые) кристаллы пирита (белое)с вклю-
чениями сфалерита (серое, основная масса). Черное--нерудные мине-
ралы. Березовское месторождение (Алтай). По Т. Н. Шадлуи. Поли-
рованный шлиф. X 85
рост, не успев полностью захватить включения сфалерита, вследствие
чего они оказались недоразвитыми.
Следует заметить, что подобного рода образования иногда непра-
вильно описываются как результат «бухтообразного» замещения сфале-
ритом пиритовых кристаллов. При самом внимательном изучении вза-
имоотношений этих минералов с применением структурного травления
в данном случае мы не находим каких-либо признаков в пользу такого
заключения. Это, конечно, не означает того, что сфалерит не способен
замещать пирит. Известны случаи, когда сфалерит, так же как халько-
пирит, галенит и другие минералы, развивается в ранее образовавшихся
кристаллах пирита вдоль трещинок, в той или иной мере замещая их.
Совместно с пиритом, в частности, в месторождениях свипцово-цин-
ковых руд нередко образует метакристаллы также марказит. Иногда при
этом пирит развивается путем замещения ранее возникших метакристал-
лов марказита с появлением местами полных псевдоморфоз пирита по
кристаллам марказита.
205
Из минералов группы пирита широко распространены в рудных ме-
сторождениях также метакристаллы арсенопирита. Последние наблю-
даются как во вмещающих породах, например, в ссрицитизированных
гранитах близ зол ото-мышьяковых жил, так и в самих рудах.
Так, например, в свинцово-цинковых рудах идеально образованные
метакристаллы арсенопирита иногда встречаются в тесной ассоциации
с поздним кальцитом, выполняющим промежутки между агрегатами
более раннего сфалерита, а также образующим прожилки в нем. Кристал-
лики арсенопирита наблюдаются не только в кальците, но и вдоль гра-
ниц его со сфалеритом и в самом сфалерите в виде цепочек зерен или
Рис. 183 Метакристаллы арсенопирита (белое) в сфалерите (серое).
Черное—кальцит. Месторождение Тетюхе. Полированный шлиф. X 40
скоплений в виде полос (рис. 183). Размер возникающих в сфалерите
кристаллов арсенопирита подвержен значительным колебаниям, как это
вообще характерно для метакристаллов. Обращает на себя также внима-
ние обилие в них местами мелких включений окружающих минералов
как остатков от замещения.
Метакристаллы арсенопирита, развивающиеся в боковых породах,
часто бывают переполнены включениями нерудных минералов. На
рис. 184 представлен хороший пример массового захвата включений при
метасоматическом росте кристаллов арсенопирита.
Для некоторых кристаллов арсенопирита метасоматическое происхо-
ждение их бывает настолько очевидным,'что не требует никаких доказа-
тельств. Здесь имеется в виду представленный на рис. 185 метакристалл
арсенопирита, выросший среди халькопирита из арсенопирит-ильваито-
вого прожилка. Выполнение арсенопиритом совместно с ильваитом тре-
щинки в халькопирите совершенно определенно говорит о более позднем
его образовании. Поскольку отросток арсенопирита (книзу па рис. 185),
обладающий правильными кристаллографическими очертаниями, вплот-
ную срастается с прожилковидным его выделением в трещинке и состав-
ляет с ним одно целое, то естественно, что и та часть арсенопирита,
206
Рис. 184. Метакристаллы арсенопирита (белое), переполненные вклю-
чениями нерудных минералов (серпентин и Др.), слагающих основную
массу. Полированный шлиф. X 40
Рис. 185. Неполностью образованный метакристалл арсенопирита (белое),
выросший среди халькопирита (серое) из арсенопирит-ильваитового про-
жилка. Черное—ильваит. Месторождение Тетюхе. Полированный
шлиф. X 40
которая образовалась среди халькопирита в виде кристалла, несмотря
на явный идиоморфизм, представляет собой более позднее образование
по отношению к халькопириту.
При разложении сурьмяной блеклой руды, согласно литературным
данным, возникают метакристаллы другого минерала группы, пирита —
207
гудмундита (FeSbS), который при этом обычно сопровождается халько-
пиритом и пирротином. Аналогичные явления происходят и при разло-
жении мышьяковой блеклой рудьк Согласно нашим наблюдениям, в на-
чальные моменты разложения по трещинкам в блеклой руде появляются
отдельные кристаллики арсенопирита как новообразования. При более
далеко зашедшем разложении блеклая руда превращается в агрегат,
состоящий в основном из арсенопирита и халькопирита.
Миллерит, как известно, в рудах обычно встречается в виде иголь-
чатых кристаллов в друзовых пустотах, реже он образует зернистые
агрегаты. Однако обнаруженные нами игольчатые кристаллы миллерита
Рис. 186. Песчаник, состоящий из обломочных зерен кварца (белое)
и измененных зерен полевых шпатов (серое). Сульфиды (черное)
в виде вкрапленных выделений замещают цемент песчаника. Кроме
того, в обломочных зернах кварца в виде хорошо образованных
игольчатых кристалликов развивается миллерит. Норильское месторо-
ждение. Прозрачный шлиф. X 76
в песчаниках представляют особый интерес, так как имеются четкие
доказательства их метасоматического образования. В этих песчаниках,
являющихся боковой породой жил медно-никелевых сульфидных руд,
миллерит совместно с халькопиритом развивается путем замещения це-
мента песчаника и, кроме того, образует правильные игольчатые вростки
в обломочных зернах кварца, реже полевого шпата, что хорошо видно на
рис. 186 (в левом нижнем углу). Поскольку игольчатые кристаллики
миллерита пространственно связаны с цементирующей сульфидной
массой, то не остается никакого сомнения в том, что они по отно-
шению к включающим их песчинкам кварца являются более поздними,
т. е. представляют собой метакристаллы.
Интересный случай образования пластинчатых метакристаллов гема-
тита наблюдался А. Г. Бетехтиным (1934) в Чатахском железорудном
месторождении в Грузии. В отдельных участках, в рудах этого месторо-
ждения отчетливо устанавливается наличие двух разновозрастных мине-
ральных агрегатов: более раннего — кварц-хлоритового, возникшего
в результате гидротермального изменения пород, и более позднего мета-
соматически развивающегося гематит-магнетитового агрегата (рис. 187).
208
Среди рудной массы сохранились остатки незамещенной породы, что
подтверждает относительно более поздний возраст рудных минералов.
Изучение тонких прожилков под микроскопом при больших увеличе-
ниях показывает, что рудная масса в основном сложена прекрасно выра-
женными, несмотря на свое позднее образование, пластинчатыми кри-
сталликами гематита, идиоморфными по отношению к кварцу (рис. 188).
Характерно, что рост кристалликов гематита происходил в обе стороны
от трещинки, вдоль которой происходил метасоматоз.
В заключение обзора метакристаллов в рудах различных месторо-
ждений остановимся на описании кварца, кристаллы которого в некото-
Рис. 187. Петельчатая текстура замещения гематитом и магнетитом
(белое) кварц-хлоритовой массы (черное). Чатахскос место-
рождение. По А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 85
рых месторождениях, несмотря на свою правильную форму, возникают
позже заключающих их сульфидов и поэтому могут быть отнесены к ме-
такристаллам. Описание таких кристаллов кварца представляет интерес
также по той причине, что они обладают разнообразными признаками,
характерными для метакристаллов. Приведем несколько примеров.
В медно-никелевых сульфидных рудах Норильского месторождения
кварц является редким минералом. Он наблюдался на верхних горизон-
тах вертикальных жил, сложенных главным образом халькопиритом,
пиритом и в небольшом количестве миллеритом. Среди халькопиритовой
массы он представлен как отдельными хорошо образованными кристал-
лами, так и агрегатами их. Важно отметить, что местами в халькопирите
встречаются прожилки кварца (рис. 189), не похожие на трещинные
прожилки выполнения, обладающие прямолинейными ограничениями. От
обычных прожилков замещения с их характерными неправильными гра-
ницами они отличаются тем, что слагающие их кристаллические инди-
виды кварца вдаются в массу халькопирита хорошо образованными
гранями. Кроме того, по обе стороны прожилка (рис. 189) наблюдаются
пространственно приуроченные к нему вкрапленные идиоморфные зерна
кварца.
14 Зак. 153 209
Большой интерес представляют взаимоотношения кварца, пиритг
и халькопирита, наблюдаемые на рис. 190. Отчетливо видно, что кри
сталлы кварца нарастают на пирит, более поздний по отношению к халь
копириту и располагающийся между его зернами в виде петельчаты:
образований (см. рис. 189). В правом нижнем углу рис. 190 можно ви
деть, что кристалл кварца, нарастая на пирит, не замещает его, благо
даря чему в нем возникает входящий угол. В тех случаях, когдг
кристаллы кварца, растущие в халькопирите, встречают на своем пуп
выделения пирита, они их захватывают. То же происходит с мелким;
Рис, 188. Пластинчатые метакристаллы гематита
(белое) в кварц-хлоритовом агрегате (черное).
Светло-серые зерна — магнетит. Чатахское место-
рождение По А. Г. Бетехтину. Полированный
шлиф. X 365
изометричными зернами раннего магнетита, рассеянными среди халько-
пиритовой массы. Все эти ф^кты несомненно указывают на то, что кри-
сталлы кварца, несмотря на свою правильную форму, возникли позже
халькопирита.
Не менее интересны случаи более позднего образования кристаллса
кварца в сфалерите руд свинцово-цинковых месторождений. В месторо-
ждении Тетюхе кварц, тесно ассоциирующий с кальцитом, образует
местами среди агрегатов сфалерита прожилкообразные выделения, сви-
детельствующие о его относительно более позднем возникновении
Наряду с этим по границам агрегатов кварца и сфалерита и внутри
зерен сфалерита в большом количестве наблюдаются кристаллы кварца
с правильными гранями. Весьма характерно, что почти все кристаллы
210
Рис. 189. Прожилок кварца (черное) в халькопирите (серое, основная
масса). Обращают иа себя внимание идиоморфные очертания зерен
кварца в прожилке по отношению к халькопириту. Между зернами
последнего располагаются петельчатые выделения пирита (белое, с релье-
фом). Ярко-белое в нижней части снимка — миллерит. Норильское место-
рождение. Полированный шлиф. X 85
Рис. 190. Хорошо образованные кристаллы кварца (черное) в халь-
копирите (светло-серое). Наблюдается нарастание кристаллов кварца
иа пирит (белое, с рельефом). У кристалла кварца, расположенного
в правой нижией части снимка при иарастаиии возникает входящий
угол. Белое справа — миллерит. Норильское месторождение. Полиро-
ванный шлиф, х 85
Рис. 191. Неполностью .образованный скелетообразный кристалл кварца
(темно-серое) в сфалерите (белое). Серые ксеноморфные зерна <\ низким
рельефом — кальцит. Месторождение Тетюхе. Полированный шлиф. X 85
Рис. 192. Футлярообразный кристалл кварца (черное) в сфалерите (светло-
серое). Белые эмульсиевидиые выделения в сфалерите — халькопирит.
Месторождение Тетюхе. Полированный шлиф. X 165
кварца, образовавшиеся в сфалерите, либо представлены скелетообраз-
ными. не полностью развитыми формами (рис. 191), либо содержат
включения сфалерита (рис. 192).
Обращает на себя внимание то, что контакты'сфалерита и кварца
во внутренней части кристалла большей частью прямолинейны. Особенно
хорошо этот факт наблюдается на рис. 192, где изображен кристалл
футлярообразной формы., весьма напоминающий формы метакристаллов
апатита, описанные В. Д. Никитиным в пегматитах (1955). В кристалле
кварца, расположенном в правом верхнем углу рисунка, наблюдается
зтросток, закапчивающийся маленьким кристалликом кварца с шести-
Рис. 193. Кристаллы кварца (темно-серое) в сфалерите (серое), пере-
полненные включениями сфалерита. Белое — халькопирит. Полирован-
ный шлиф. X 160
угольным сечением, что свидетельствует о неодновременном зарождении
и росте различных кристаллов кварца в сфалерите.
В сфалеритовой руде из другого свинцово-цинкового месторождения
наблюдались интересные особенности расположения поздних кристаллов
кварца. Кварц в этих рудах совместно с баритом и небольшими количе-
ствами халькопирита и галенита располагается между сравнительно
крупными зернами сфалерита, местами окружая их со всех сторон на-
подобие петель. Весьма характерно, что по границе зерен сфалерита
можно видеть отдельные недоразвитые скелетные зерна кварца, а также
явно уплощенные кристаллы его, ориентированные своим уплощением
вдоль границ зерен сфалерита.
Как видно на рис. 193, кристаллы кварца в сфалерите обычно
бывают переполнены включениями сфалерита, нередко обладающими
прямолинейными ограничениями, параллельными граням кристаллов
кварца. В то же время любопытно, что кристаллы кварца, расположенные
среди барита и халькопирита, никаких включений не содержат. Для
доказательства более позднего образования кристаллов кварца по отно-
шению к сфалериту имеет значение также тот факт, что включения сфа-
лерита в кварце при травлении в парах царской водки оказываются
213
одинаково оптически ориентированными со сфалеритом, окружающим
кварц.
На микрофотографии (рис. 194) можно видеть, что в пределах
одного кристалла кварца, расположенного по границе двух зерен сфале-
рита, включения сфалерита нс только одинаково ориентированы с сосед-
ними крупными зернами сфалерита, но и во всех деталях сохраняют
особенности двойникового строения одного из них. На этой же микро-
фотографии наблюдается еще один интересный факт, свидетельствующий
о позднем образовании кристаллов кварца. У кристалла кварца, в сто-
рону подходящей к нему справа трещинки, наблюдается небольшой
Рис. 194. Хорошо образованный кристалл кварца (темно-серое) распола-
гается на границе двух крупных зерен сфалерита, что хорошо видно
по различной затравленности их после травления в парах царской водки
(белое и темно-серое). Включения сфалерита в кварце ориентированы
одинаково с соседними и ближними к иим зернами сфалерита и даже
сохраняют двойниковое строение одного из зерен сфалерита (нижняя
часть снимка). Полированный шлиф. X 210
отросток, ориентированный вдоль этой трещинки. Это указывает на то,
что метакристалл кварца в последние моменты своего роста использовал
также трещинки в окружающих минералах.
В осадочных ме с то рож де н и я х и породах также иногда
встречаются метакристаллы некоторых минералов. Возникают они боль-
шей частью в процессе диагенеза осадков.
Довольно крупные метакр'исталлы пирита наряду с конкрециями
встречаются иногда среди песчаников. Любопытно, что отпрепарирован-
ные кристаллы представлены^ обычно типичными кубическими формами
Однако в изготовленных из них полированных шлифах обнаруживаются
многочисленные включения слагающих песчаник нерудных минералов,
труднее поддающихся замещению.
В отношении формы метакристаллов пирита в осадочных породах
определенный интерес представляют недавно опубликованные данные
Смитсона (Smithson, 1956). Исследование пиритов в тяжелой фракции
различных осадочных пород показало, что кристаллы его представлены
214
в основном наипростейшими формами, из которых преобладают куб
и октаэдр.
В метаморфизованных осадочных месторожде-
ниях изменение рудных образований, возникших в процессе осадко-
накопления и последующего диагенеза, происходит главным образом
путем перекристаллизации без привноса каких-либо новых компонентов.
Появляющиеся при этом хорошо образованные кристаллы некоторых
минералов, по существу, ничем не отличаются от метакристаллов, возни-
кающих в твердых минеральных массах, не испытавших перекристалли-
зации.
Рис. 195. Порфиробласты магнетита в магнетитово-гематитовом сланце
Черное — прожилки кварца, белое — пирит. Месторождение Караджал
По А. С. Голикову. Полированный штуф. Нат. вел.
В метаморфизованных осадочных местооождениях железа в виде
метакристаллов часто встречается магнетит. Весьма эффектны, например,
метакристаллы' магнетита, обнаруженные А. С. Голиковым в рудах место-
рождения Караджал. На приводимой фотографии полированного штуфа
руд из этого месторождения (рис. 195) можно видеть, что метакристаллы
магнетита располагаются среди тонкозернистой магнетито-гематитовой
руды в виде параллельных рядов. Такое расположение обусловлено, оче-
видно, образованием метакристаллов вдоль трещинок, следовавших со-
гласно слоистости или сланцеватости рудной массы. При наблюдении
с большими увеличениями можно видеть, что кристаллики магнетита
часто по определенным кристаллографическим направлениям заме-
щаются гематитом.
В метаморфизованны'Х марганцевых месторождениях в виде мета-
кристаллов нередко образуются такие минералы, как браунит, гаусма-
нит и др.
215
В карбонатсодержащих породах при метаморфизме часто возни-
кают крупные новообразованные ромбоэдрические кристаллы сидерита,
анкерита, доломита и других карбонатов.
Признаки метакристаллов. Поскольку при определении возрастной
последовательности минералов идиоморфизм тех или иных минералов
ч)асто используют как главный критерий раннего образования их, то
весьма важно знать и уметь находить те признаки, которые позволяют
относить хорошо образованные кристаллы некоторых минералов к мета-
кристаллам. На основании наших наблюдений и литературных данных
ниже мы охарактеризуем основные признаки метакристаллов. Последние
могут быть связаны как с особенностями формы и внутреннего строения
отдельных метакристаллов, так и с особенностями их пространственного
расположения во вмещающих их рудах и породах.
1. Одним из наиболее бросающихся в глаза признаков метакристал
лов часто является наличие идеально выраженных кристаллических огра-
ничений их по отношению к окружающим минералам. Минералы же, вы-
деляющиеся первыми из сложных природных растворов, редко бывают
представлены хорошо образованными со всех сторон кристаллами1 и
часто несут следы разъедания или иные признаки воздействия оста-
точных растворов.
Следует, однако, отметить, что одна лишь правильная форма зерен
минерала при отсутствии других признаков метасоматического проис-
хождения в ряде случаев, конечно, не может служить основанием для
отнесения их к метакристаллам.
2. Необходимо также иметь в виду, что в рудах один и тот же ми-
нерал может быть нередко представлен несколькими генерациями.
В одном и том же шлифе наряду с относительно ранними и более круп-
ными по размерам кристаллами могут встречаться мелкие метакристал-
лы, центры зарождения которых возникли сравнительно позднее. Об этом
же свидетельствует идиоморфизм одних метакристаллов по отношению
к другим (того же состава) в местах кучного их расположения. Особенно
часто несколько генераций метакристаллов образуют такие минералы,
как пирит, арсенопирит и др.
3. Интересную особенность формы кристаллов в метаморфических
породах приводят Грубенман и Ниггли (1933). Они указывают, что грани
кристаллов минералов, образующихся во время метаморфизма, всегда
принадлежат к наипростейшим часто встречающимся формам. Богатые
гранями кристаллы никогда не наблюдались. Там, где встречаются раз-
витые формы, они представлены медленно растущими, в известной сте-
пени наиболее устойчивыми гранями.
Эти данные могут быть использованы для характеристики формы
метакристаллов как дополнительные признаки. Следует, однако, отме-
тить, что изучение форм метакристаллов в рудах с этой точки зрения
надлежащим образом еще не проводилось.
4. Важным и характерный признаком метакристаллов являются
часто наблюдающиеся в них включения окружающих мине-
ралов, захваченных ими при росте. В метакристаллах рудных минера-
лов, находящихся в осадочных, метаморфических и изверженных поро-
дах, эти включения обычно представляют собой остатки незамещенного
1 Следует напомнить, что А. Г. Бетехтин (1937s) давно уже подчеркивал, что
среди рудных структур «прекрасно образованные кристаллы — явление сравнительно
редкое» и что «такие формы минералов в сплошных агрегатах являются характерным
признаком для метакристаллов». Это ценное указание, к сожалению, не учитывается
многими исследователями.
216
кластического материала вмещающей породы, а в метакристаллах, встре-
чающихся в рудах,—остатки окружающих рудных и нерудных мине-
ралов.
Для определения метакристаллов особенно показательны такие
включения, которые обладают одинаковой оптической ориентировкой
с минералом, окружающим метакристалл, что определяется либо по од-
новременному угасанию в скрещенных никелях включения и окружаю-
щего метакристалл минерала в случае анизотропных минералов, либо
по одинаковой затравливаемости их при структурном травлении в слу-
чае изотропных минералов (например, для включений сфалерита в ме-
такристаллах кварца). Иногда об этом же можно судить и по одинако-
вой ориентировке плоскостей спайности. Как указывает В. Д. Никитин
(1955), в том случае, когда метакристаллы возникают в зернистой по-
роде, одинаковая ориентировка включений и окружающей породы опре-
деляется по сходной ориентировке в них слоистости или по одинаковому
расположению удлиненных минеральных зерен, составляющих породу.
Следует иметь в виду, что наблюдаемые в шлифах включения в кри-
сталлах иногда могут представлять собой не захваченные при их росте
остатки более ранних минералов, а более поздние образования, возник-
шие в кристаллах путем их замещения. Дело в том, что в шлифах мы
видим лишь отдельные сечения кристаллов, не позволяющие в ряде
случаев правильно судить о пространственных взаимоотношениях их
с включениями. Некоторые срезы, например, могут давать ложное пред-
ставление об изолированности включений, тогда как в других срезах
можно видеть, что эти включения соединяются с окружающим кристалл
минералом и тем самым, возможно, образовались путем замещения кри-
сталла этим минералом.
В полированных шлифах правильно определить, с какими включе-
ниями мы имеем дело, можно иногда путем применения метода после-
довательного сошлифовывания. Совершенно изолированные и одинаково
ориентированные с окружающим минералом включения при этом в по-
давляющем большинстве случаев являются остаточными, тогда как
включения, соединяющиеся при сошлифовании с окружающим мине-
ралом в виде типичных прожилков, чаще всего являются более позд-
ними и возникают при замещении или разъедании кристаллов.
В. Д. Никитин (1955) отмечает еще одну интересную особенность
уцелевших от замещения включений в метакристаллах. Поверхность та-
ких включений несет на себе отпечатки граней вмещающего их мета-
кристалла. Оконтуренные гранями остаточные включения олигоклаза
наблюдались им, например, в метакристаллах редких минералов в пег-
матитах. Этот факт безусловно представляет большой интерес, хотя
универсальность этого признака должна быть еще проверена, поскольку
во многих метакристаллах, содержащих несомненные остаточные вклю-
чения, форма последних нередко бывает округлая, а не оконтуренная
прямолинейными гранями, как то следует из указания В. Д. Никитина.
5. Следует иметь в виду, что включения в метакристаллах и других
метасоматических образованиях являются иногда единственными сви-
детелями возникновения их путем замещения того минерала, который
сохранился теперь лишь в виде остаточных включений.
В измененных породах такие случаи имеют место, например, в эпи-
дозитах. Пироксены в них сохраняются местами лишь в виде остаточ-
ных включений только в метакристаллах пирита. Первоначальное при-
сутствие пирротина в рудах удается установить иногда лишь по наличию
его реликтов в метакристаллах пирита. Необходимо, наконец, упомя-
нуть о тех весьма редких случаях, когда лишь по одним включениям
217
можно с уверенностью судить о том, что мы имеем дело с метакристал-
лами. Речь идет о таких включениях, которые первоначально представ-
ляли собой закономерно ориентированные мельчайшие выделения какого-
либо минерала. При росте метакристалла эти включения были
избирательно им захвачены и при этом сохранили свою первоначальную
ориентировку. Примером могут служить кристаллы кварца, захватившие
при своем росте ориентированно расположенные включения станнина
Известны также случаи захвата метакристаллами пирита включений
станнина, представлявших собой ранее продукты распада твердого раст-
вора.
6. Хотя мы отмечали, что правильная форма весьма характерна для
метакристаллов, однако нередко особенности их роста в твердой среде
приводят к искажению формы метакристаллов. Здесь уместно будет
кратко перечислить особенности роста метакристаллов, изложенные
В. Д. Никитиным (1955).
Рост метакристаллов происходит в результате взаимодействия раст-
воров, поступающих по мельчайшим трещинкам или канальцам, с за-
мещаемой породой или минералом. Тот факт, что метакристаллы нередко
равномерно разрастаются во все стороны с послойным наращиванием
вещества, устанавливаемым по их зональному строению, свидетельст-
вует о том, что они соприкасались с раствором не только в местах под-
хода к его поверхности, а всей поверхностью, т, е. вокруг всей поверх-
ности метакристалла существовала тончайшая пленка растворов. Осо-
бенности передвижения этой пленки во многом определяют особенности
форм метакристаллов. Большое значение имеет нарушенность породы
или минерала, наличие в них трещинок, спайности и т, п., вдоль которых
они легче подвергаются растворению. Ненарушенные же участки ока-
зываются более устойчивыми, и нарастание граней метакристаллов в этих
направлениях тормозится, что приводит к искажению их формы.
Типичным примером влияния условий роста на форму метакристал-
лов, а также характерным признаком метакристаллов являются
кристаллы уплощенной Формы. ориентированные вдоль тре-
щинок. В. Д. Никитин приводит эфектные примеры уплощенных кристал-
лов граната, обнаруженных вдоль трещинок в крупных кристаллах по-
левого шпата. Нами наблюдались подобные же метакристаллы кварца,
вытянутые своим удлинением вдоль границ зерен сфалерита, представ-
лявших удобный путь для проникновения растворов. Уплощенная форма
метакристаллов кварца в сфалеритовой массе выявлялась среди остат-
ков ппи растворении сфалерита в концентрированной соляной кислоте.
Малозаметные на пепвый взгляц искажения Формы метакристал-
лов приобретают иногда большое значение для их распознавания. Мы
имеем здесь в виду небольшие отростки на углах кристаллов, появляю-
щиеся у некоторых хорошо образованных метакристаллов. Показательно
то, что такие отросточки обычно бывают приурочены к местам подхо-
дящей к метакристаллу трещинки.
7. В ряде случаев метакристаллы, начавшие расти в отдельных
центрах кристаллизации в твердой среде, нередко в дальнейшем пре-
кращают свой рост, не успевая полностью захватить включения окру-
жающих их минералов, что приводит к возникновению недоразви-
тых или скелетных форм кристаллов, как это мы видели
на примере самородной платины, пирита и др. Такие метакристаллы по
своим формам бывают весьма сходны со скелетными кристаллами роста,
образование которых, как известно, обусловлено тем. что в вязкой среде
в условиях затрудненной диффузии ионов рост кристаллов осущест-
218
вляется главным образом вследствие неравномерного поступления ве-
щества в основном к ребрам и вершинам.
К метакристаллам по своим формам проявления в рудах часто
весьма близки бывают кристаллы, возникающие в вязкой среде или в ге-
левых массах. Поэтому полезно напомнить о тех интересных эксперимен-
тальных данных по выращиванию кристаллов различных соединений в вяз-
кой среде, которые были получены В. А. Мокиевским и С. Н. Семенюк
(1952). Скелетные кристаллы алюмокалиевых квасцов выращивались
в растворах, вязкость которых создавалась добавкой желатины и гли-
нистого вещества — монтмориллонита. Образование скелетных кристал-
лов происходило в насыщенных растворах при комнатной температуре
лишь при добавке не менее 0,75 г желатины на 100 мл раствора. В этих
условиях возникали октаэдрические кристаллы с неполностью заросшими
гранями, состоящими из большого количества треугольных пластинок,
ориентированных параллельно грани октаэдра. При большем количестве
(1 г) желатины появлялись кристаллы с воронками на гранях, свиде-
тельствующими о том, что рост кристаллов происходил в основном по
вершинам и ребрам октаэдра.
Весьма интересна также серия опытов по выращиванию кристаллов
в монтмориллонитовой суспензии, насыщенной квасцами при 30°. Кри-
сталлы квасцов возникли как внутри слоя монтмориллонита, осевшего
в течение суток, так и в совершенно прозрачном растворе над этим
слоем. В монтмориллонитовом слое образовались полностью скелетные
кристаллы. Зародыши, появлявшиеся в прозрачном растворе, оседали
вниз до границы раздела с монтмориллонитом и вырастали здесь в кри-
сталлы размером до 1,5 см. Замечательно- то, что верхняя часть этих
кристаллов, росшая в сторону чистого раствора, представляла собой нор-
мальный кристалл с развитыми гранями октаэдра, в то время, как ниж-
няя часть являлась скелетным кристаллом, рост которого происходил
по ребрам октаэдра. Полученные данные позволили авторам прийти к вы-
воду, что скелетный рост кристаллов вызывался причинами физического
характера, а именно вязкостью. Химизм же растворов в этих случаях не
играл существенной роли.
Весьма интересны также данные В. А. Мокиевского и М. Д. Капито-
нова (1955) о впервые обнаруженных ими природных скелетных кристал-
лах кварца, рост которых происходил в рыхлой среде. Эти кристаллы были
встречены около хрусталеносных жил в участках вмещающих пород,
наиболее сильно измененных гидротермальными процессами. Скелетные
кристаллы развивались непосредственно в наиболее разрыхленном, по
существу, глинистом материале. В свободном же пространстве полостей
в жилах развивались хорошо образованные кристаллы горного хрусталя.
Характерно, что остаточные зерна таких минералов, как рутил, цир-
кон, альбит, калиевый полевой шпат, содержавшиеся в глинистом мате-
риале, постоянно наблюдаются захваченными скелетными кристаллами
кварца. Важно также то обстоятельство, что кристаллы анкерита и пи-
рита, развивавшиеся во вмещающих породах в сходных условиях, со-
держат включения захваченных минералов, но скелетных форм роста
среди них не наблюдалось. Указанные исследователи объясняют это тем,
что предельная вязкость раствора для скелетообразования этих минера-
лов должна быть более высокой, чем для кварца. Отмечается также, что
растущие скелетные кристаллы являются двухголовыми и без следов
места прикрепления.
8. Из других характерных для метакристаллов, но значительно
реже встречающихся форм следует упомянуть футлярообразные
формы, впервые отмеченные В. Д. Никитиным в пегматитах для ме-
219
такрпсталлов апатита, турмалина, ортита и редких минералов. Такие
полые внутри кристаллы, состоящие лишь из периферической кристалли-
ческой оболочки, были обнаружены нами и в месторождениях других
генетических типов. В гранит-порфирах около кварц-молибденитовых
жил наблюдаются, например, иногда кристаллики альбита оригинальной
футлярообразиой формы. На рис. 196 такой метакристалл альбита можно
видеть в зерне калиевого полевого шпата. Футлярообразные кристаллы
альбита наряду с обычными его метакристаллами располагаются часто
по границам зерен полевого шпата. Наблюдался случай, когда такой кри-
Рис. 196. Метакристалл альбита футлярообразной формы среди
калиевого полевого шпата. В правом нижнем углу зерно решетчатого
микроклина. Джидинское месторождение. Прозрачный шлиф. Николи
скрещены. X 46
сталл захватил при своем росте в виде включений периферические уча-
стки двух соседних зерен полевого шпата.
Футлярообразные формы метакристаллов наблюдались и в гидротер-
мальных месторождениях. Так, например, А. Т. Сусловым были встречены
подобные кристаллы апатита столбчатой формы в магнетитах Рудно-
горского месторождения. Аналогичные формы бывают свойственны кри-
сталлам кварца в рудах свинцово-цинковых месторождений.
Для распознавания метакристаллов весьма показательно то, что
ь рудах, даже в одном шлифе, широко распространено совместное на-
хождение как искаженных, особенно недоразвитых форм, так и прекрасно
образованных метакристаллов того же минерала, не содержащих даже
никаких включений. Как справедливо указывает В. Д. Никитин, обилие
различных форм, обусловленное неодинаковыми условиями роста от-
дельных кристаллов, отнюдь не свидетельствует о наличии нескольких
генераций этого минерала.
С другой стороны, ряд признаков и, прежде всего, большие различия
в размерах метакристаллов одного и того же минерала указывают на
неодновременное зарождение центров кристаллизации при метасомати-
ческом росте в твердой среде, что не могло бы иметь место в случае
роста в жидкой, ионно-дисперсной среде. Так, например, в Сибаевском
220
колчеданном месторождении (на Урале) размер кристаллов пирита, об-
разовавшихся метасоматическим путем в пирротине, по С. Н. Иванову,
колеблется от долей миллиметра до нескольких сантиметров. Относи-
тельные различия в возрасте отдельных метакристаллов, как было ука-
зано, устанавливаются также иногда и по частичному ксеноморфизму
одних кристаллов по отношению к другим.
9. Среди признаков метакристаллов очень большое значение имеют
особенности их п р о с т р а н с т в е н н о го расположения в ру-
дах или вмещающих их породах. Циркуляция растворов, производящих
замещение по тончайшим, большей частью невидимым трещинкам, и
расположение вдоль них зародышей, от которых начинается рост мета-
кристаллов, приводит нередко к цепочечному расположению
метакристаллов. Примеры такого распределения метакристаллов апа-
тита, граната и редких минералов встречаются в пегматитах. В гидро-
термальных месторождениях цепочечное расположение наблюдается не-
редко для метакристаллов пирита, бравоита, арсенопирита и др. Весьма
характерна наблюдающаяся местами приуроченность метакристаллов
к границам зерен минералов. Часто они встречаются в виде скоплений
или располагаются группами, причем размер отдельных кристаллов
в пределах этих групп подвержен значительным колебаниям.
При распознавании метакристаллов весьма важно, наконец, обра-
щать внимание па другие минералы, находящиеся с ними в пространст-
венной ассоциации. Изучение возрастных взаимоотношений минералов
и выяснение приуроченности метакристаллов к какой-либо группе их мо-
гут помочь в установлении относительного времени возникновения мета-
кристаллов. При описании кристаллов кварца мы приводили пример,
когда среди относящегося к ранней ассоциации крупнозернистого сфа-
лерита возникали метакристаллы кварца, находящиеся в тесной ассо-
циации с более поздними минералами (баритом, халькопиритом и гале-
нитом).
В заключение необходимо подчеркнуть, что при использовании при-
веденных выше признаков метакристаллов надо, конечно, иметь в виду,
что отнесение кристалла того или иного минерала к метакристаллам сле-
дует проводить не на основании какого-либо одного признака, а по со-
вокупности их с учетом возрастных взаимоотношений и парагенетиче-
ских ассоциаций всех минералов изучаемого образца. Кроме того, следует
иметь в виду, что метакристаллы в ряде случаев не так просто отличить
от скелетных кристаллов, возникающих в результате разъедания.
ГЛАВА X
РАСТВОРЕНИЕ МИНЕРАЛОВ С ПОСЛЕДУЮЩИМ
ЗАПОЛНЕНИЕМ ВОЗНИКАЮЩИХ ПОЛОСТЕЙ
НОВООБРАЗОВАНИЯМИ
При реакционном замещении, как мы видели выше, в состав ново
го минерала, возникающего на месте старого, входят те или иные, та;
называемые, унаследованные химические элементы, а часть других эле
ментов привносится. В этих случаях обычно нетрудно бывает составит!
схему химической реакции, в результате которой образуется новый ми-
нерал.
Однако распространены случаи замещения, когда замещающий ми
нерал по своему химическому составу не имеет ничего общего с со-
ставом замещаемого минерала. Таковы, например, псевдоморфозы
кварца по кристаллам барита, сульфидов — по кристаллам кальцита
и др.
Микроскопические исследования подобных псевдоморфоз убеждают
в том, что вещество первоначального минерала полностью переходит
в раствор, а в образовавшейся вследствие выщелачивания полости от-
лагаются один или несколько новых минералов.
Иными словами, между первоначально существовавшим минералом
и раствором, так же как в случае реакционного замещения, происходит
химическая реакция, но только с тем различием, что продукты этой
химической реакции являются растворимыми и
переходят в остаточные растворы. Однако отлагаю-
щееся на месте выщелоченного минерала вещество никакого отношения
к этой реакции ие имеет. Отложение его связано с теми химическими
превращениями, которые происходят в окружающей среде в последую-
щее время. Об этом свидетельствует тот факт, что в полостях от выще-
лачивания кристаллов выпадают те же более поздние минералы, что
и за пределами разложившихся кристаллов.
Хотя такие случаи образования псевдоморфоз и относят к числу
явлений замещения, но по существу это неправильно, так как между
растворением старого минерала и отложением новых соединений суще-
ствует разрыв во времени. Фактически здесь происходит не за-
мещение (в собственном смысле этого слова), а выполнение минераль-
ными новообразованиями полости, возникшей в пределах пространст-
венного ограничения выщелоченного минерала («отрицательного кри-
сталла»).
Такие псевдоморфозы в отличие от других видов псевдоморфных
образований мы в дальнейшем будем называть «псевдоморфозами вы-
полнения*.
222
Интервал времени между выщелачиванием и выполнением, естест-
венно, может быть различным. Отложение нового минерального ве-
щества может начинаться вскоре после выщелачивания или отделено
значительным промежутком времени. По всей вероятности, это зависит
прежде всего от момента образования минерала, подвергшегося выще-
лачиванию, в ряду последовательности отложения минеральных веществ.
Затем, по-видимому, важную роль играет скорость изменения концентра-
ции химических компонентов, оказывающих влияние на растворение дан-
ного минерала в изменившихся по составу растворах.
В зависимости от состава растворов, из которых выпадают мине-
ральные вещества, образующиеся при выщелачивании полости выпол-
няются либо одним минералом (мономинеральные псевдоморфозы вы-
полнения), либо несколькими (полиминеральные псевдоморфозы выпол-
нения). В последнем случае различные минералы нередко образуются
в определенной последовательности.
Наконец, следует упомянуть о том, что встречаются случаи, когда
полости от выщелачивания минералов вообще не заполняются минераль-
ным веществом или покрываются лишь тонкой корочкой новообразова-
ний по стенкам «отрицательного кристалла».
Мономинеральные псевдоморфозы выполнения. Процесс выщелачи-
вания и последующего заполнения образующихся полостей легче всего
удается проследить на хорошо образованных кристаллах, подвергаю-
щихся разложению. При этом наряду с полными псевдоморфозами
нередко наблюдаются частично растворенные кристаллы, позволяющие
судить, какой минерал подвергался разложению. Рассмотрим несколько
примеров, иллюстрирующих это явление.
Наиболее показательным примером является растворение относи-
тельно ранних кристаллов кварца, нередко наблюдаемое в сульфидных
рудах.
Кварц, как известно, является минералом весьма стойким в хими-
ческом отношении. Этот минерал способен подвергаться разложению
лишь фтористоводородной кислотой или в растворах, богатых щелочами.
Поэтому факты растворения его в сульфидных рудах представляют
особый интерес для выяснения химизма рудообразующих растворов.
Детальное минераграфическое изучение руд гидротермальных место-
рождений различных генетических типов показало, что растворение ран-
них кристаллов или зерен кварца с последующим отложением на его
месте сульфидов—явление сравнительно широко распространенное.
В некоторых месторождениях удалось даже установить такие случаи
разъедания зерен кварца, располагающихся среди сульфидной массы,
когда более поздние сульфиды, отлагающиеся из остаточных растворов,
образуют типичные псевдоморфозы выполнения на месте хорошо обра-
зованных кристаллов кварца. Остановимся более подробно на этих яв-
лениях, наблюдавшихся нами в рудах золото-сульфидных, сульфидно-
касситеритовых, свинцово-цинковых и других месторождений.
Особенно показательны случаи растворения кварца и отложения
на его месте станнина и блеклой руды. В полированных шлифах кварц
представлен хорошо образованными кристаллами или агрегатами его
зерен, идиоморфных по отношению к сульфидам (халькопириту, сфале-
риту и др.), выполняющим промежутки между ними.
Судя по минераграфическим данным, станнин и блеклая руда выде-
лялись из растворов позже сфалерита и халькопирита, на что указывают
устанавливаемые в них местами секущие прожилки. Новообразования
наблюдаются преимущественно вдоль границ между ранними сульфи-
дами и кварцем. Наибольший интерес для нас представляют те случаи,
223
Когда более поздние сульфиды развиваются за счет хорошо образован-
ных кристаллов кварца с сохранением их кристаллических ограничений.
Растворению подвергаются не только периферические части агре-
гатов кварца, но и его кристаллы, вкрапленные в сульфидную массу
В полированных шлифах можно проследить все стадии отложения стан-
нина или блеклой руды на месте кварца вплоть до образования полных
псевдоморфоз.
На рис. 197 мы видим поперечный разрез хорошо образованного
кристалла кварца среди сфалерита. Часть его псевдоморфно замещена
станнином с сохранением первоначальных ограничений кристалла.
Рис. 197. Кристалл кварца (черный шестиугольник) в сфалерите (светло-
серое поле), частично замещенный станнином (белое) с сохранением пер-
воначальных ограничений. В правой части снимка — сидерит (черное),
замещаемый гидроокислами железа, а в иижием правом углу — рельеф-
ное зерно касситерита. Полированный шлиф. X 210
В данном случае растворение кристалла кварца в сущности останови-
лось в самом начале. Возникшая при этом полость несколько позднее
заполнилась станнином. О том, что станнин является относительно более
поздним минералом, говорят также тонкие, отчетливо выраженные про-
жилки его в сфалерите (в правой стороне от кристалла кварца). Об
этом же свидетельствует и описанный выше факт замещения сфалерита
станнином с унаследованием двойникового строения сфалерита (см. рис.
160). Все эти данные совершенно определенно показывают, что станнин
в описываемых рудах отлагался позже сфалерита, очевидно, из оста-
точных растворов.
На рис. 198 приведен пример более существенно проявленного раст-
ворения кристаллов кварца и отложения на месте их блеклой руды. При
этом реликтовые грани кристаллов кварца сохранились очень хорошо
(см. левую часть снимка). Это могло произойти при том условии, что
до отложения блеклой руды растворению подвергались только кристаллы
кварца. Позднее в возникшей полости, так же как и в предыдущем
случае, отложилась блеклая руда.
224
В тех случаях, когда процесс растворения кристаллов кварца дохо-
дит до конца (т. е. до образования так называемых «отрицательных
кристаллов») и блеклая руда заполняет пустоты, создается ложное впе-
чатление о наличии среди халькопирита хорошо образованных кристаллов
блеклой руды с формами сечений в виде удлиненных (см. рис. 198,
в правой части снимка) или изометрических правильных шестиуголь-
ников (рис. 199). Подобные формы сечений не могут быть у блеклой
руды, которая обычно кристаллизуется в виде тетраэдров.
При отложении на месте зернистых агрегатов кварца блеклой руды
последовательность образования минералов установить, конечно, труд-
Рис. 1ЭЬ. Псеадоморфное замещение кварца (черное) блеклой рудой
(серое). В левой части снимка видно частично замещенное зерно,
а в правой — уже полная псевдоморфоза блеклой руды по кварцу,
в которой сохранились лишь игольчатые кристаллики турмалина
(черное), обычно наблюдаемые в кварце и халькопирите (белое).
Дарасунское месторождение. Полированный шлиф. X165
нее. Тем не менее внимательное изучение (рис. 200) реликтовых кри-
сталлографических форм позволяет уверенно судить о том, что блеклая
руда выделялась после кварца, силикатов и халькопирита.
Таким образом, в шлифах наблюдаются все стадии псевдоморфного
замещения блеклой рудой кристаллов кварца, причем не остается
никакого сомнения в том, что эти псевдокристаллические формы блек-
лой руды обусловлены реликтовыми очертаниями кристаллов кварца.
Среди кварца, халькопирита и блеклой руды в рудах Дарасунского
месторождения нередко встречается турмалин в виде игольчатых кри-
сталликов. Наблюдавшиеся в ряде мест среди халькопирита мельчайшие
образования блеклой руды игольчатой формы, (см. рис. 198), особенно
хорошо видные при больших увеличениях и местами содержащие остатки
турмалина, свидетельствуют о том, что турмалин также подвергается
лсевдоморфному замещению блеклой рудой.
Кроме описанных выше случаев, нами наблюдались аналогичные
явления растворения кристаллов кварца, располагающихся среди сфа-
лерита и галенита, и отложение на их месте халькопирита. Процесс обра-
15 31К. 153 225
Рис. 199. Псевдоморфоза блеклой руды (серое) по кристаллу кварца
(шестиугольник в сечении). Выделения нерудных минералов (черное),
главным образом турмалина, в халькопирите (белое) местами окру-
жены тонкой каемкой борнита (темно-серое). Дарасунское месторо-
ждение. Полированный шлиф. X 165
Рис. 200. Псевдоморфное замещение кварца (черное) блеклой рудой
(серое) с сохранением первоначальных очертаний хорошо образован-
ных граней кристаллов кварца. В левой части снимка в шестиуголь-
нике блеклой руды сохранилось остаточное зерно кварца. Белое —
халькопирит. Дарасунское месторождение. Полированный шлиф. X 85
зования псевдоморфоз в этих случаях происходил опять-таки с сохране-
нием первоначальных кристаллических ограничений кварца.
Итак, во всех примерах, приведенных выше, весьма характерным
является то, что растворение кварца с последующим выполнением воз-
никавших пустот сульфидами приурочено к более поздним моментам
процесса рудообразования. Это позволяет предполагать, что состав оста-
точных растворов претерпел существенные изменения. В частности,
разъедание кварца, по всей вероятности, свидетельствует о повышении
в них содержания щелочей. Последние, как известно из химии и экспе-
риментальных исследований систем типа Na2O—SiO2—Н2О, сравни-
Рис. 201. Кристаллический дендрит самородного висмута (,в срезе;, окру-
женный корочкой диарсенидов никеля и кобальта (белое). Черное —
карбонат и кварц. Месторождение Шнееберг (Саксония). Полированный
шлиф. X 280
тельно легко переводят кремнезем в растворимое состояние в виде си-
ликатов щелочей.
Об участии щелочей в составе рудообразующих растворов свиде-
тельствует также описанный А. В. Пэком и Л. И. Лукиным (1947) факт
образования водяно-прозрачных реакционных оторочек альбита в зернах
плагиоклаза вдоль границ с наиболее поздними выделениями сульфи-
дов.
Все эти данные, в сущности, подтверждают теоретические выводы
А. Г. Бетехтина (1955;) о том, что в остаточных сульфидоносных
растворах могли участвовать комплексные сернистые соединения, в состав
которых входили и щелочи, освобождавшиеся в момент распада этих
соединений и выделения сульфидов тяжелых металлов. Обогащение
в силу этого остаточных растворов щелочами и могло обусловить разъе-
дание кварца и других неустойчивых в этих условиях минералов.
Описанные выше процессы растворения кристаллов кварца с от-
ложением на их месте сульфидов, сохраняющих реликтовые кристалли-
ческие ограничения, скорее всего могли происходить именно этим путем.
15* 227
С такой точки зрения становится понятным казавшийся ранее загадоч-
ным механизм замещения кварца сульфидами тяжелых металлов, по-
скольку трудно было представить какие-либо химические реакции-между
минералами (кварцем и сульфидами), не имеющими общих ионов. При
реакции с остаточным раствором, обогащенным щелочами, кварц мог
переходить в растворимое состояние в виде ионов ($iO4) 4“, а в освобож-
дающемся пространстве могли отлагаться выпадающие из раствора
сульфиды. Таким образом, в отличие от типичных случаев реакционного
замещения мы здесь имеем дело с полным переводом в раствор вещества
минерала, химически реагирующего с остаточными растворами, обра-
зующимися в процессе рудоотложения.
Очень интересные данные были получены при минераграфическом
изучении коллекции никель-кобальт-висмутовых руд из месторождения
Шнееберг (Саксония). В рудах наблюдались обильные кристаллические
дендриты самородного висмута, со всех сторон окруженные кристалли-
ческими корочками диарсенидов никеля и кобальта (ряда раммельсбер-
гит— саффлорит). Типичный срез такого дендрита (перпендикулярно на-
правлениям его ветвей) представлен на рис. 201. Судя по взаимоотно-
шениям минералов, самородный висмут в этих рудах принадлежит
к числу самых ранних минералов, выделившихся среди кварц-карбонат-
ной массы *.
Местами в дендритах самородного висмута удается наблюдать при-
знаки выщелачивания с заполнением образовавшихся пустот кварцем
или кальцитом. Так, например, на рис. 202 часть дендрита самородного
висмута (примерно в середине снимка) занята кварцем, и лишь в самой
верхней части индивида сохранился небольшой остаток висмута (с тем-но-
серой, неровно протравившейся поверхностью), свидетельствующий о том,
что вся масса этой ветви дендрита, как и других, первоначально была
представлена самородным висмутом. Замечательно, что растворению
подвергся только висмут (окружающие его корочки диарсенидов никеля
и кобальта не несут никаких следов разъедания).
На следующей микрофотографии (рис. 203), где изображен продоль-
ный разрез дендрита, почти весь самородный висмут замещен агрегатом
карбоната и кварцем (за исключением периферических частей). Харак-
терно, что карбонаты и кварц слагают все пространство между дендри-
тами. Поскольку эти нерудные минералы выделялись в числе последних
продуктов минерализации, можно допустить, что заполнение ими пустот,
возникших путем растворения самородного висмута, происходило в более
поздние моменты процессов минералообразования. Следует обратить
также внимание на то, что в правой нижней части снимка, за пределами
оторочки диарсенидов, среди кварц-карбонатной массы возникли ново-
образования самородного висмута поздней генерации. Подобного рода
1 Впервые дендриты висмута и серебра, отороченные тонкими каймами диарсе-
нидов никеля и кобальта, в жильном доломите из месторождений Рудных гор были
описаны в известном труде по минераграфии Ван дер Веема (Veen, 1925). По его
мнению, дендритовидные образования‘являются результатом дедоломитизации: в до-
ломите в местах пересечения линий ромбоэдрической спайности происходило выщела-
чивание карбоната с образованием пустых ромбоэдров, следующих друг за другом
как по простиранию, так и вкрест плоскостей спайности. Образовавшиеся таким путем
ромбоэдрические пустоты обволакивались вначале тонкими каймами диарсенидов,
а оставшееся пространство заполнялось либо самородным висмутом, либо серебром,
либо кальцитом н другими минералами. Поэтому он эти образования называет псев-
додендритами.
Согласно нашим данным (см. рис. 20'.), диарсениды в виде кристаллических
корок явно обрастают дендриты самородного висмута, а нерудные минералы (карбо-
наты и кварц) кристаллизовались еще позднее. Кроме того, направление ветвей денд-
ритов в более грубозернистых карбонатах не совпадает с направлениями спайности
в них.
228
Рис. 202. Часть дендрита самородного висмута псевдоморфно замещена
кварцем (темно-серое с гладким рельефом). Белое—диарсениды никеля и
кобальта. Месторождение Шнееберг. Полированный шлиф. X 280
Рис 203. Дендрит самородного висмута, почти полностью псевдоморфно заме-
щенный кварцем (темио-серое с гладким рельефом). Белое — диарсениды
никеля и кобальта. Окружающая темная масса—кварц и карбонаты. Место-
рождейие Шнееберг. Полированный шлиф. X 145
поздние выделения, наблюдавшиеся в ряде мест, фактически представ-
ляют продукты переотложения самородного висмута из дендритов.
Особенно интересен также факт, представленный на рис. 204, где
показана масса самородного висмута дендритового строения с отороч-
ками диарсенидов никеля и кобальта. Бросается в глаза, что в перифе-
рической части этой массы, особенно в выступающих участках, самород-
ный висмут целиком или частично замещен кварцем. Сохранились лишь
рубашки диарсенидов никеля и кобальта в виде петлевидных образова-
ний. В центральной части дендритовой массы мьг нигде не наблюдаем
Рис. 204. Периферическая часть дендрита самородного висмута
псевдоморфно замещена кварцем (черное). Белое — диарсениды
никеля и кобальта. Месторождение Шиесберг. Полированный
шлиф. X 145
признаков растворения висмута с последующим выполнением пустот
кварцем.
Этот факт совершенно определенно говорит о том, что выщелачива-
ние висмута происходило в последние 'моменты процессов минерализации
и связано, очевидно, с нарушениями химических равновесий в остаточных
растворах, из которых кристаллизовались кварц., карбонаты и редкие
сульфиды,, встречающиеся в рудах.
В чем может выражаться сущность нарушения химических равнове-
сий в остаточных растворах в данном случае? На этот вопрос можно
ответить следующим образом.
Как мы знаем из электрохимии, металлы в истинных растворах
мигрируют в виде ионов, например Bi3+. Следовательно, для того чтобы
катион висмута мог восстановиться и выпасть из растворов в металличе-
ском состоянии, необходимо присоединение к нему трех электронов1
(Bi3++3e = Bz°).
1 Электрические токи в природных растворах, вызываемые разностью потенциа-
лов, могут возникать в силу различных причин (при окислительно-восстановительных
процессах, под влиянием боковых пород, содержащих углеродистые вещества, при
процессах трещииообразования в связи с растрескиванием и трением пород при
смещениях и др.).
230
Но так как окислительный потенциал реакции окисления висмута
сравнительно невелик (Ео=+0,23 в), то выделившийся из растворов
самородный висмут при изменившихся условиях в окружающей среде
(в сторону окисления) способен легко отдавать' наружные электроны
и вновь превращаться в состояние трехвалентного • катиона. Это озна-
чает, што в окислительных условиях он должен перейти в водный ра-
створ, чем и объясняется образование полостей на месте самородного
висмута.
Дальнейшая судьба перешедших в раствор катионов висмута может
быть различной. Если в остаточных растворах отсутствуют какие-либо
анионы, с которыми ионы Bi3+ могли связаться с образованием трудно-
растворимых соединений, то этот металл может уйти за пределы реак-
ций растворения. В случае изменения окислительно-восстановительных
условий в сторону восстановления он может вновь выпасть в самород-
ном состоянии. О таком случае переотложения мы уже упоминали выше
(см. рис. 203). Если же в остаточном растворе возникают анионы серы,
тогда среди жильной массы кварц-карбонатного состава (по соседству
с выщелоченными дендритами самородного висмута) наблюдаются выде-
ления сульфида — висмутина. Иногда этот минерал образуется в самих
дендритах, часто совместно с кварцем или кальцитом. Изредка он сплошь
псевдоморфно замещает отдельные ветви дендритов. Такие образова-
ния, очевидно, возникают в момент растворения самородного висмута,
т. е. в момент превращения его в катионы Bi3+. О том, что в остаточных
растворах появляются анионы серы, свидетельствуют редкие вкрапления,
главным образом среди карбонатов, таких сульфидов, как миллерит,
линнеит, халькопирит, арсенопирит, герсдорфит и др.
В свое время Ван дер Вееном (Veen, 1925) были опубликованы
микрофотографии шлифов руд, иллюстрирующие совершенно аналогич-
ные рассмотренным выше явления растворения дендритов самородного
серебра. Они были обнаружены в ряде месторождений Рудных гор
шнеебергского типа. Как известно, богатые серебром арсенидные руды
в этих месторождениях вырабатывались лишь в верхних .горизонтах руд-
ных жил. С глубиной самородное серебро и другие серебросодержащие
минералы уступали свое место самородному висмуту. Вопрос о причине
вертикальной зональности в распределении серебряных и висмутовых руд
остался неизученным.
Кристаллические дендриты самородного серебра в отличие от вис-
мута характеризуются расположением ветвей под прямым углом друг
к другу в пространстве. В полированных шлифах под микроскопом денд-
риты самородного серебра в сечении часто имеют крестообразные формы,
окруженные той или иной толщины корочками диарсенидов никеля и ко-
бальта (подобно тому, как это мы видели у дендритов самородного
висмута).
Так же как и в самородном висмуте, в дендритах серебра нередко
наблюдаются явления выщелачивания с последующим заполнением обра-
зовавшихся полостей другими минералами, кристаллизующимися в более
поздние моменты. На микрофотографии (рис. 205) мы видим явные при-
знаки выщелоченных дендритов самородного серебра, контуры которых
хорошо видны благодаря сохранившимся тонким корочкам смальтина
(белое). Вмещающая масса представлена доломитом (серое). Большая
часть пустот, образовавшихся в результате растворения самородного
серебра, выполнена кальцитом (черное, после травления разбавленной
уксусной кислотой) и лишь местами—доломитом (серое). Среди окру-
жающей массы доломита и отчасти среди кальцита наблюдаются
неправильной формы выделения аргентита и галенита.
231
Реакция растворения самородного серебра в сущности означает
переход металла в состояние иона (AgH), т. е. реакцию окисления его
(с потерей атомом одного наружного электрона). Поскольку окисли-
тельный потенциал этой реакции (Ао) меньше 1 в (+0,81), то нет ничего
удивительного в том,- что в природных окислительных условиях самород-
ное серебро способно переходить в раствор в состоянии иона.
В тех случаях, когда в остаточных растворах возникают анионы
серы, катионы серебра образуют нерастворимый сульфид — аргентит
(Ag2S) или другие сернистые соединения серебра. Аргентит иногда
Рис. 205. Выщелоченные дендриты само-
родного серебра, заполненные кальцитом
(черное, в результате травления). Тонкие
белые каемки — смальтин. Серый окружаю-
щий фон—доломит. Белые зерна в доло-
мите и кальците — аргентит н галенит.
Месторождение Химмельфарт (Саксония).
По Ван дер Веену. Полированный
шлиф. X 35
частично замещает дендриты
самородного серебра или обра-
зует около них неправильной
формы выделения среди неруд-
ной массы (см. рис. 205).
Ван дер Веен описал ори-
гинальный псевдодендрит пру-
стита (AgsAsSs), образовав-
шегося на месте самородного
серебра (рис. 206). Белые ото-
рочки в данном случае пред-
ставлены самородным мышья-
ком.
Можно было бы усомнить-
ся в том, что прустит отложился
на месте дендритов самород-
ного серебра и предположить,
что он мог самостоятельно об-
разоватыкристаллические денд-
риты. Однако Ван дер Веен
отмечает, что в месторождении
того же типа (Мариенберг в
Саксонии) он наблюдал в са-
мородном мышьяке дендриты
прустита в ассоциации с само-
родным серебром и другими
серебросодержащими минера-
лами. Для месторождения Ан-
наберг (Саксония), кроме того, он приводит микрофотографию дендрита
самородного серебра (в самородном мышьяке), не показывающего ника-
ких признаков разложения. Наконец, необходимо принять во внимание
то соображение, что сернистые соединения в месторождениях шнееберг-
ского типа, как показывают минераграфические исследования, выпадают
из растворов в числе последних минералов.
В данном случае при окислении самородного серебра (т. е. при
превращении его атомов в ионы) имел место привнос не только серы, но
и мышьяка при выносе части ионов серебра.
Вообще говоря, явления растворения рудных минералов с отложе-
нием на их месте либо нерудных, либо рудных минералов иного состава
распространены гораздо шире, чем это представлялось до сих пор.
Иногда эти явления легко бросаются в глаза при изучении шлифов под
микроскопом. Однако во многих случаях при первом взгляде они усколь-
зают от внимания исследователя и выявляются лишь при более деталь-
ном изучении взаимоотношений минералов с учетом всех наблюдаемых
в рудах фактов.
232
Эффектный пример разъедания хорошо образованного кристалла
гирита. расположенного среди магнетитовой массы, представлен на
риг. 207. На микрофотографии виден неправильной формы остаток от
:зсгзорения кристалла пирита и карбонаты, отложившиеся на месте
выщелоченной его периферической части и точно повторяющие его пер-
воначальные очертания. В правой стороне среди карбоната (очевидно,
сидерита) заметны новообразования магнетита, относящегося к более
поздней генерации. Можно предполагать, что избирательное разложение
сульфидов железа в этом случае происходило под воздействием остаточ-
ных растворов, обогащенных анионами (СО3)2-.
Рис. 206. Псевдодепдрит прустита по самородному серебру,
опоясанный со всех сторон самородным мышьяком (белое).
Черное — пустоты. Месторождение Яхимов (Чехословакия). По
Ван дер Веену. Полированный шлиф. X 80
Гораздо труднее заметить признаки выщелачивания с последующим
отложением более поздиих минералов на другой микрофотографии
(рис. 208), где мы видим следующую картину. В центре снимка на гра-
нях кристаллов барита в виде ровной корочки отложилась урановая
смолка, за которой кверху следует поле зернистого кальцита. Среди
кристаллов барита возникли неправильной формы скопления гётита
в ассоциации с сульфидами (в виде мельчайших зернышек).
Поскольку выделения гётита встречаются только среди барита,
можно было бы подумать, что они захвачены в процессе роста кристал-
лов барита. Однако внимательное изучение показывает, что гётит часто
приурочен к трещинкам и что скопления его связаны друг с другом про-
жилками гидроокислов железа. Иными словами, гётит является более
поздним минералом по отношению к бариту и отложился, очевидно,
в местах выщелачивания, возникавших при реакциях растворения суль-
фата бария.
Разложение барита — богатого кислородом минерала — как известно,
может происходить в восстановительных условиях (Бетехтин, 1955]),
в которых за счет его образуется, очевидно, сернистый барий, способный
легко растворяться в водных средах и уходить из сферы" действия реак-
233-
Рис. 207. Псевдоморфоза карбоната (темно-серое) по кристаллу пирита
(белое). Окружающий серый фон — магнетит. Месторождение Згид (Сев.
Кавказ). По Н. М. Прокопенко. Полированный шлиф. X 70
Рис. 208. Кристаллы барита, обросшие каймами урановой смолки.
Внутри кристаллов барита, в местах его разложения, отложился
эндогенный гётит. Вверху снимка (серая масса)—зернистый кальцит.
По А. И. Тишкину. Полированный шлиф. X 300
ции. Образующийся при этом свободный кислород производит окисляю-
щее воздействие на ионы двухвалентного железа в растворах и высажи-
вает его в форме гётита или гематита (в зависимости от температуры
растворов).
Факт отложения на кристаллах барита корок урановой смолки
и наличие сульфидов железа 1 в карбонатной массе, отложившейся позд-
нее, совершенно определенно говорит о том, что окислительная обста-
новка, в которой отложились кристаллы барита, сменилась восстанови-
тельной. Это обстоятельство и привело к тому, что барит под коркой
Рис. 209. Отложение кальцита (темно-серое) в выщелоченных зонах
кристалла смальтина (белое). По П. Рамдору. Полированный
шлиф. X 30
урановой смолки начал подвергаться разложению и растворению,
а взамен его в местах выщелачивания стали отлагаться гидроокислы
железа, как нерастворимый продукт взаимодействия двухвалентных
ионов железа с кислородом, освобождавшимся при разложении барита.
В некоторых случаях наблюдается зональное выщелачивание внут-
ренних частей кристаллов. Обычно это явление характерно для тех мине-
ралов, которые характеризуются кристаллически-зональным внутренним
строением. Таковы, например, случаи отложения кальцита в выщелочен-
ных зонах кристаллов смальтина (рис. 209), описанные Рамдором
(Ramdohr, 1955). По наблюдениям А. А. Филимоновой, в скарново-поли-
металлических месторождениях встречаются хорошо образованные кри-
сталлы граната в галенитовой массе, внутренние части которых выпол-
нены галенитом (рис. 210).
Следует также -указать, что полные псевдоморфозы выполнения
часто характеризуются тем, что отлагающийся позднее минерал не
является монокристаллом, а состоит из агрегата различно ориентирован-
ных зерен в пределах замещенного минерала. Таково, например, строе-
ние псевдоморфоз кварца по кристаллам барита, флюорита, кальцита
или гипса по кристаллам галита и др. Пример мелкозернистого халько-
1 В рамку микрофотографии (см. рис. 208) они не попали.
235
пирита, образовавшегося на месте кристалла пирита, приводился нами
ранее (см. рис. 140).
Полиминеральные псевдоморфозы выполнения. Внутреннее строение
псевдоморфоз, характеризующееся агрегатом различных по составу ми-
нералов, удается наблюдать сравнительно редко. Это конечно, не озна-
чает того, что они не пользуются широким распространением в рудах.
Дело в том, что далеко не всегда можно доказать псевдоморфное обра-
зование полиминеральных агрегатов по ранее возникшим минералам.
Рис 210. Псевдоморфное замещение кристалла граната (серое)
в галенитовой массе (белое). Месторождение Алтын-Топкан. По
А. А. Филимоновой. Полированный шлиф. X 365
Как видно из предыдущего, полиминеральные псевдоморфозы
нередко можно наблюдать наряду с мономинеральными псевдоморфо-
зами. Если в реагирующем растворе, в который переходят составные
компоненты разлагающегося минерала, присутствуют какие-либо ионы
(например, анионы- серы), способные с теми или иными элементами
давать труднорастворимые соединения, то естественно, что они могут
удерживать на месте какую-то часть металлических ионов (например,
висмута или серебра).
Для нас изучение полиминеральных псевдоморфоз выполнения пред-
ставляет тот интерес, что в ряде случаев мы можем проследить последо-
вательность отложения минералов в «отрицательных кристаллах» и срав-
нить ее с последовательностью выделения минералов в остаточных
растворах. Остановимся на некоторых примерах.
Очень интересный с этой точки зрения случай образования псевдо-
морфоз по кристаллам барита изображен на рнс. 211. Здесь, как не-
трудно видеть, пластинчатые или таблитчатые кристаллы бывшего барита
своими основаниями прикреплены' к стенке боковой породы (внизу
снимка), что свидетельствует о том, что барит из растворов выделился
в числе первых минералов. Грани этих кристаллов обволакиваются
почковидными массами урановой смолки и притом двух 'генераций.
236
Почки более ранней генерации располагаются непосредственно на гранях
и обладают чуть более светлой окраской (вследствие примеси тонкодис-
персных сульфидов). Более поздняя генерация урановой смолки обле-
кает выделения ее ранней генерации.
На урановой смолке в виде бахромчатой каймы отложились точко-
кристаллические арсениды никеля и кобальта, а затем кварц. Харак-
терно, что те же арсениды выкристаллизовались на внутренних стенках
бывших баритовых кристаллов. Особенно наглядно это можно видеть
в правой части снимка, где остаточное пространство «отрицательного
кристалла» (после образования кристаллической корки арсеиидов)
Рис. 211. Псевдоморфозы арсенидов (белое) и кварца (серое) по кристал-
лам барита, выросшим на стенке прожилка. Колломорфные образования
вокруг псевдоморфоз — урановая смолка (серое и светло-серое). Вверху
снимка—кварц (рельефный) и карбонаты. Полированный шлиф. X 46
выполнено кварцем. В центре снимка на месте тонких пластинчатых
кристаллов барита, естественно, возникли мономинеральные псевдомор-
фозы арсенидов. В левой стороне снимка, где пластинка баритового
кристалла имеет несколько большую толщину, кварц располагается
в центральной части в виде цепочки ксеноморфных зерен (в интерсти-
циях между кристалликами арсенидов).
Эти фактьь свидетельствуют о том, что к началу отложения арсени-
дов баритовые кристаллы (после окоркования их урановой смолкой)
были разложены и полностью выщелочены с образованием «кристалли-
ческих полостей». Арсениды выкристаллизовались не только иа поверх-
ности почек урановой смолки и в пустотах от выщелачивания, но и обра-
зовались в виде вкрапленности и в боковой породе (внизу снимка).
Аналогичное явление мы видим и на следующей микрофотографии
(рис. 212). Здесь наблюдается тот же порядок отложения минералов,
что и в предыдущем случае. Разница заключ-ается лишь в том, что арсе-
ниды здесь, так же как и урановая смолка, отлагались в виде колло-
морфных образований (из резко пересыщенных растворов). Этим
объясняется то, что корки арсенидов на стенках пустот от выщелачива-
ния обладают очень неровной толщиной.
237
В левой части микрофотографии хорошо видно, что арсениды отла-
гались по обе стороны ураносмолковой «рубашки», облекавшей кристалл
барита; это еще раз подтверждает, что на месте баритового кристалла
к моменту образования арсенидов существовала уже полость.
Кроме того, следует отметить, что в данном случае разъедание ура-
новой смолки арсенидами проявлено более отчетливо, чем в предыдущем
случае. Тонкие корки смолки во многих местах рассечены поперечными
жилками, а местами почти полностью замещены арсенидами.
Так, например, в левом нижнем углу снимка корка урановой смолки
по направлению вправо бесследно исчезает и здесь уже нельзя просле-
Рис. 212. Полиминеральные псевдоморфозы по кристаллам барита.
Черное — кварц, серое — урановая смолка, белое — диарсениды никеля
и кобальта. Полированный шлиф. X 90
дить первоначальные границы баритового кристалла. Если бы всюду
исчезли эти границы, то не было бы* возможности решить вопрос, имеем
мы дело с первичными текстурными особенностями руд, образовав-
шихся при выпадении минеральных веществ непосредственно из раство-
ров, или они обусловлены в какой-то мере псевдоморфным замещением
ранее образовавшихся минералов. Этим в значительной мерс, очевидно,
объясняется то, что псевдоморфозы выполнения не так часто описы-
ваются в минераграфической литературе.
Чем могло быть вызвано образование кристаллов барита на стенках
гидротермальных жил и последующее их разложение? На псевдомор-
фозы кварца по хорошо образованным кристаллам барита давно уже
обращалось внимание геологов, однако не делалось попыток разобраться
в причинах этого явления.
Ранее уже указывалось, что BaSO4, как соединение, богатое кисло-
родом, может образоваться в явно окислительных условиях, в которых
анион S2' превращается в анион SO4, содержащий серу в виде шестива-
лентного катиона. Тот факт, что кристаллы барита образовались в числе
первых минералов на стенках трещийных жил, позволяет допускать, что
первые порции гидротермальных растворов, попадая в близповерхност-
238
ные зоны земной коры, обогащенные кислородом, естественно, должны
были подвергаться окислению, в результате чего и могли образоваться
как труднорастворимые продукты химических реакций сульфаты бария,
находившиеся в равновесии с окружающими растворами.
Однако при наступлении восстановительных условий, что могло
осуществляться, например, при продвижении с глубины новых порций
растворов, установившееся химическое равновесие должно было нару-
шаться, вследствие чего неустойчивый в этих условиях сульфат бария
мог подвергаться разложению. При этом, как мы видим, кристаллы
барита вначале обволакивались корками урановой смолки, а затем из
Рис. 213. Кварц (светлое), отложившийся на месте первоначальных кри-
сталлов пирита. Среди кварца (во внутренних частях псевдоморфоз)
наблюдаются новообразования сульфидов. Месторождение Алтыи-Топкан.
По А. А. Филимоновой. Прозрачный шлиф. Снято при одном николе. X 46
растворов выпадали арсениды, кварц, карбонаты и сульфиды. Если раз-
ложению подвергались небольшие количества барита, то освобождаю-
щийся при этих реакциях кислород мог не оказывать существенного
влияния на состав вновь образующихся минералов.
На рис. 213 приведен еще один пример полиминеральной -псевдо-
морфозы по кристаллам пирита в эпидозите. На месте выщелоченного
пирита отложен агрегат зерен кварца, среди которого выделились ксено-
морфные новообразования сульфидов (черное). Здесь отсутствуют какие-
либо «защитные» корочки вокруг разложившихся минералов, и потому
реликтовые формы кристаллов менее четки, чем в предыдущих случаях.
Тем не менее, судя по очертаниям кристаллов, можно не сомневаться
в том, что они принадлежат пириту.
Однако наблюдаются случаи, когда первоначальные кристаллогра-
фические очертания при процессах метаморфизма руд или горных пород
настолько искажаются, что псевдоморфное замещение кристаллов стано-
вится неузнаваемым. Такой случай изображен на рис. 214, где среди
сплошной массы урановой смолки наблюдаются сильно деформированные
оторочки диарсенидов никеля и кобальта, которые, как можно судить по
239
другим шлифам из того же образца, первоначально образовались вокруг
дендритов самородного висмута. Последний в том месте, с которого сде-
лана микрофотография (см. рис. 214), выщелочен полностью с образо-
ванием пустого пространства. Процесс выщелачивания, очевидно, проис-
ходил в тот момент, когда осевший вокруг дендритов самородного
висмута гель урановой смолки находился еще в полужидком состоянии.
Иначе трудно объяснить столь существенную деформацию корочек диар-
•сеиидов, которые обычно своими внутренними поверхностями точно от-
ражают кристаллографические грани дендритов самородного висмута
{ср. с рис. 201 и 202).
До сих пор мы рассматривали примеры псевдоморфного замещения
{с выщелачиванием первоначального минерала) на хорошо образован-
Рис. 214. Деформированные оторочки диарсенидов никеля и кобальта
(белое) вокруг выщелоченных дендритов самородного висмута. Серый
окружающий фон — урановая смолка. Белые тонкие прожилки в ней —
сульфиды. Черное — пустоты. Месторождение Шнееберг (Саксоиия).
Полированный шлиф. X 90
ных кристаллах или кристаллических дендритах. Понятно, что в этих
случаях легче всего можно заметить признаки этого процесса.
Тем не менее нет никакого сомнения, в том, что то же самое проис-
ходит и при разложении и выщелачивании минеральных агрегатов, сло-
женных кристаллическими зернами неправильной формы. К сожалению,
в этих случаях псевдоморфное замещение устанавливается не всегда
с полной достоверностью. Приходится прибегать к косвенным признакам
и нередко руководствоваться общими геохимическими соображениями.
Так, например, на рис. 215 показано замещение галенитовой массой
карбонатной породы, содержащей в виде включений мелкие кристал-
лики кварца. Тот факт, что эти кристаллики сохраняются среди заме-
щающего галенита, естественно, наводит на мысль о том, что сульфиды
свинца и цинка могли отлагаться при условии постепенного предваритель-
но
ного растворения карбоната. Во всяком случае, это явление не носит
характера типичного реакционного замещения, поскольку химические
элементы, входящие в состав карбонатов, не участвуют в составе заме-
щающих сульфидов.
При изучении свинцово-цинковых сульфидных руд метасоматиче-
ского происхождения удалось также наблюдать расположение чешуйча-
тых выделений серицита в галените именно в тех местах, где последний
путем замещения развивается по кварцу. Возникновение наряду с суль-
Рис. 215. Псевдоморфное замещение галенитом (белое) карбонатной
массы. Среди галенита сохранились мелкие идиоморфные кристаллики
кварца (темно-серое), ранее находившиеся среди карбоната (см. левую
часть снимка). Месторождение Гавасай (Ср. Азия). По Т. Н. Шадлун.
Полированный шлиф X 106
фидами новообразований силикатов, содержащих щелочи, в подобных
случаях, несмотря на отсутствие бесспорных доказательств замещения
кварца или силикатов, позволяет допускать его. Это допущение основы-
вается на том, что водные растворы., обогащенные щелочами (натрием
или калием), как известно, способны разлагать кварц, выщелачивать его
или образовывать новые соединения с использованием в их составе части
кремнезема.
Само собой разумеется, что выводы, которые делаются па основа-
нии микроскопических исследований, должны быть обязательно увязаны
с данными изучения текстурных особенностей руд и изменений вмещаю-
щих рудные тела пород. Вместе с тем, мы вновь должны! подчеркнуть,
что устанавливаемые под микроскопом признаки разъедания, растворе-
ния или замещения еще не означают того, что минеральная масса в це-
лом отложилась метасоматическим путем. Эти признаки могут наблю-
даться в самых различных генетических типах месторождений, особенно
испытавших те или иные последующие изменения.
16 31К. 153
ГЛАВА XI
ЯВЛЕНИЯ РАЗЛОЖЕНИЯ РУДНЫХ МИНЕРАЛОВ
Разложение рудных минералов представляет собой результат пере-
группировки вещества в минералах, находящихся уже в твердом состоя-
нии, в связи с изменением главным образом окислительно-восстанови-
тельного потенциала среды. При этом под влиянием химических реакций
на месте подвергающегося разложению минерала 'во многих случаях
возникает агрегат новых минералов, обычно тесно срастающихся друг
с другом.
Следует отметить, что в состав новых минералов большей частью
входят те же элементы, которые слагали первоначальный минерал, по
при этом некоторые из них часто меняют свою валентность, иными сло-
вами претерпевают окисление или восстановление.
Главной причиной, вызывающей явления разложения минералов
в рудах, как это указывалось ранее (Бетехтин, 19511), является измене-
ние копцетрации серы и кислорода в остаточных растворах или при нало-
жении новых стадий минерализации. Поэтому нередки случаи, когда
среди минералов-новообразований при разложении сернистых соединений
появляются окислы, а при разложении окисных соединений — сульфиды.
Особенности срастаний минералов-новообразований, возникающих
в связи с изменением окислительно-восстановительного потенциала раст-
воров, заслуживают самостоятельного рассмотрения.
Ниже будет приведен ряд примеров разложения сложных сернистых
соединений и окислов под влиянием изменения концентрации кислорода
или серы в остаточных растворах еще в процессе рудообразования,
а также разобраны некоторые эпигенетические превращения в минера-
лах, наблюдаемые в рудных месторождениях и горных породах при
воздействии последующих послемагматических растворов. Вначале будут
рассмотрены случаи наиболее широко распространенного в рудах разло-
жения сернистых и окисных .соединений в окислительной обстановке,
а затем будут приведены более редкие примеры разложения в восстано-
вительных условиях.
Разложение минералов под влиянием окислительных процессов. Мы
здесь не будем останавливаться на общеизвестных процессах разложе-
ния руд и пород в коре выветривания под влиянием атмосферы с обра-
зованием на их месте труднорастворимых гидроокислов, карбонатов,
сульфатов и других кислородных соединений. Обратим внимание на
менее известные явления разложения минералов, устанавливаемые
при минераграфической изучении в рудах эндогенного происхождения.
242
Наиболее наглядно разложение сложных сернистых соединений
з окислительных условиях удается наблюдать в минералах некоторых
месторождений сульфидно-касситеритовой формации.
В эндогенных рудах месторождения Синанча (ДВК.) были встречены
весьма оригинальные тонкие срастания галенита с касситеритом
(т. е. сульфида с окислом) с более или менее постоянными количествен-
ными соотношениями этих минералов, близкими к 1 : 1. При этом обра-
щало на себя внимание реликтовое пластинчато-зернистое строение быв-
ших минеральных индивидов (рис. 216). В косом свете в полированных
шлифах касситерит выглядел совершенно прозрачным бесцветным мине-
ралом подобно кварцу.
Рис. 216. Агрегат реликтовых пластинчатых зерен бывшего' тиллита (PbS-SnS),
разложившегося с образованием галенита (белое) и касситерита (черное). По
Е. А. Радкевич. Полированный шлиф. X 200
Эти факты навели на мысль (Бетехтин, 1940], стр. 311), что здесь мы
имеем дело с продуктами разложения сульфида свинца и олова — тил-
лита, имеющего химическую формулу PbS SnS и характеризующегося
пластинчатой формой кристаллов. Позднее Е. А. Радкевич! (1948) уда-
лось установить этот минерал как в неразложенном состоянии, так
и в начальных стадиях разложения.
Интересно, что аналогичные явления наблюдались в рудах месторо-
ждения Каргуайколо в Боливии. Главным оловосодержащим минералом
в рудах этого месторождения также является тиллит, хорошо образован-
ные кристаллы которого нередко располагаются среди сфалерита. С пе-
риферии кристаллы тиллита большей частью подверглись разложению
и внешние части их характеризуются тонким срастанием галенита и кас-
ситерита. Кристаллики же меньшего размера уже целиком состоят из
галенита и касситерита, и только внешние очертания срастаний дают
возможность определить, что они образовались за счет пластинчатых
кристаллов тиллита. Микрофотография (рис. 217), снятая с имевшегося
16* 243
в распоряжении Минераграфической лаборатории ИГЕМ АН СССР
шлифа из руд этого месторождения, дает возможность подметить также
некоторые детали строения срастаний, возникающих при разложении
тиллита. На рисунке можно видеть, что разложение тиллита начиналось
на периферии кристалла и прогрессировало затем по направлению к его
центральной части.
Любопытно, что формы срастаний галенита и касситерита, возни-
кающие в начальный момент разложения, отличаются от форм срастаний,
появляющихся в его заключительную стадию. В периферической части
срастания представлены удлиненными пластинчатыми зернами касси-
Рис. 217. Кристалл тиллита, разложившийся на агрегат из тонкого сра-
стания галенита (белое) и касситерита (темно-серое). В центральной
части кристалла сохранилось остаточное выделение тиллита (белое).
Серое — сфалерит. Месторождение Каргуайколо (Боливия). Полированный
шлиф. X 85
торита, чередующимися также с удлиненными выделениями галенита, в то
время как в срастаниях, расположенных по границе с сохранившейся
частью тиллита в центральной части кристаллов, касситерит и галенит
имеют уже не пластинчатый, а скорее изометричный облик.
Различия в форме срастаний галенита и касситерита, по-видимому,
вызваны' некоторым перерывом в процессе разложения и связанным
с этим изменением концентрации растворов, производивших разложение.
Само же появление этих оригинальных срастаний обусловлено измене-
нием состава остаточных растворов. Олово, как известно, обладает
сильно выраженным сродством с кислородом, и. сульфиды его, следова-
тельно, могут возникать в восстановительной обстановке, т. е. в условиях
очень низкого парциального давления кислорода в растворах. Факт пре-
вращения тиллита в смесь двух минералов определенно свидетельствует
о том, что концентрация кислорода в остаточных растворах или в эпи-
генетическую стадию образования месторождения повысилась настолько,
244
что соединение олова с серой стало невозможным, тогда как сульфид
свинца мог быть еще устойчивым.
Не меньший интерес представляют явления разложения сульфо-
станнатов, обнаруженные О. П. Поляковой в рудах Смирновского место-
рождения (Восточное Забайкалье). В тонкозернистых галенито-кассите-
рито-буланжеритовых рудах она наблюдала участки со своеобразной
сферической формой и концентрически-зональным строением слагающих
их агрегатов (рис. 218).
Исследование этих агрегатов в полированных шлифах в отражен-
ном свете показало, что они состоят из чрезвычайно тонких срастаний
Рис. 218. Тонкозернистая руда, состоящая из галенита, касситерита и
буланжерита. В руде наблюдаются участки с концеитрически-зональ-
ным строением, сложенные теми же минералами. Смирновское место-
рождение. По О. П. Поляковой. Полированный шлиф. X 7
касситерита, буланжерита (или джемсонита) и галенита (рис. 219),
располагающихся нередко в виде концентрически чередующихся зон
с различным соотношением указанных минералов. Касситерит в этих
образованиях представлен изогнутыми пластинчатыми зернами. Помимо
этих агрегатов, были обнаружены также касситерито-галенитовые сра-
стания, весьма напоминающие пластинчатые срастания этих минералов
в Синанчииском месторождении, возникшие при разложении тиллита.
Более детальное изучение руд позволило О. П. Поляковой устано-
вить присутствие в рудах сульфостаннатов — франкеита, цилиндрита и
тиллита. Причем формы выделений франкеита весьма сходны в ряде слу-
чаев с формами описанных выше агрегатов сложного состава, что позво-
лило ей предположить образование этих агрегатов за счет разложения
франкеита или может быть первоначально присутствовавшего в рудах
цилиндрита.
Явления разложения устанавливаются и для станнина (Cu2FeSnS4).
В ряде случаев подмечено, что этот сложный по составу сульфид частично
замещается касситеритом, нередко в сопровождении халькопирита как
новообразования, возникшего за счет того же станнина. Иногда за счет
245
станнина при его разложении возникают касситерит и тетраэдрит.
Начальная стадия такого разложения станнина показана на рис. 220
и 221. На микрофотографиях хорошо видно, что касситерит и тетра-
эдрит располагаются по трещинкам в станнине, причем в центре про-
жилкообразных выделений повсюду наблюдается касситерит, а по краям
тетраэдрит. Весьма характерно, что эти прожилкообразные выделения
касситерита и тетраэдрита не выходят за пределы выделений станнина
и в окружающий их сфалерит (см. рис. 220) не продолжаются, что поз-
воляет рассматривать эти образования как продукты начальной стадии
разложения станнина, возникшие при прохождении по трещинкам в нем
Рис. 219. Концснтрически-зональное строение агрегатов, состоящих из
касситерита (темно-серое), галенита (белое) и буланжерита (светло-
серое). Смирновское месторождение. По О. П. Поляковой. Полирован-
ный шлиф. X 85
остаточных растворов, обогащенных кислородом и содержащих сурьму.
Не подлежит также никакому сомнению, что встречающиеся в олово-
носных сфалеритах мельчайшие распыленные включения касситерита
произошли не иначе, как путем разложения первоначально образовав-
шегося станнина (в виде продукта распада твердого раствора в сфале-
рите).
Остановимся еще на описании нескольких примеров, среди которых
большой интерес представляют, явления разложения, наблюдавшиеся на
месторождениях медно-никелевых сульфидных руд. Хотя нет ясных до-
казательств того, что разложение в этих случаях непосредственно свя-
зано с процессом окисления, имеющиеся геологические данные и наблю-
дающаяся смена последовательности парагенетических ассоциаций
минералов показывают, что разложение обусловлено реакциями с оста-
точными растворами, которые обычно бывают обогащены кислородом.
При изучении медно-никелевых сульфидных руд нами было подме-
чено местами необычное внутреннее строение агрегатов халькопирита,
хорошо выявляющееся при наблюдении в скрещенных николях и при
структурном травлении. Среди зерен халькопирита с характерным решет-
246
Рис. 220 Начальная стадия разложения станнина (светло-серое в цен-
тральной части снимка). По трещинкам в станнине образовались касси-
терит (темно-серый, рельефный) и тетраэдрит (белое) Окружающий
серый фон — сфалерит. Полированный шлиф. X 166
Рис. 221. То же, что на рис. 220, но снято с боль-
шим увеличением. Светло-серое — станнин, темно-
серое— касситерит, белое—тетраэдрит. Полирован-
ный шлиф. X 325
чато-полисинтетическим двойниковым строением местами встречаются
параллельно ориентированные полоски того же минерала с совершенно
иным внутренним строением (рис. 222). Эти полоски состоят из неза-
кономерно чередующихся, то исчезающих, то вновь появляющихся тон-
ких пластинок халькопирита. Обращает на себя внимание тот факт, что
в пределах этих полосок, не выходя за их границы, располагаются выде-
ления пирита и магнетита. Количество этих минералов в полосках, коли-
чественные соотношения между ними и расположение их весьма раз-
личны. Наряду с мелкими равномерно распределенными выделениями
пирита и более крупными выделениями неправильной формы, в которых
Рис. 222. Сложное строение агрегата халькопирита, выявляющееся при
травленнн в парах царской водки. Наблюдаются участки как с решетча-
тым полисиптетически-двойииковым строением, так и состоящие из парал-
лельных, незакономерно чередующихся пластинок. Среди последних
видны выделения пирита (/) и магнетита (2). Норильское месторождение.
Полированный шлиф. X 85
пирит обычно находится в срастании с магнетитом, встречаются и удли-
ненные выделения пирита и магнетита, первые располагаются под углом,
а вторые параллельно к пластинкам халькопирита (см. рис. 222).
Расположение этих полосок, состоящих из пластинчатого халькопи-
рита, пирита и магнетита, по отношению друг к другу и к нормально сдвой-
никованному халькопириту весьма напоминает расположение пластинок
кубанита, образующихся в халькопирите при распаде твердого раствора.
Встречающиеся в литературе данные также подтверждают предположе-
ние об образовании этих минералов в результате разложения кубанита.
Рамдор (Ramdohr, 1955), отмечающий малую устойчивость кубанита,
приводит интересный пример разложения этого минерала из месторожде-
ния Кавельторп. Здесь при разложении кубанита наблюдаются как
остаточные выделения этого минерала, так и минералы-новообразования:
халькопирит, магнетит, пирротин. Причем, первые два минерала пред-
ставлены пластинчатыми выделениями, располагающимися параллельно
вытянутости пластинок кубанита, а менее правильные выделения пирро-
тина ориентированы под углом по отношению к ним.
243
Интересно, что при сравнении нашей микрофотографии (см. рис. 222)
с фотографией Рамдора (рис. 223) выявляется большое сходство в рас-
положении минералов-новообразований.
Следует упомянуть также о наблюдавшихся Шольцем (Scholtz^
1936) явлениях разложения кубанита из медно-никелевого месторожде-
ния Инсизва в Южной Африке. Им отмечались все стадии разложения
кубанита с возникновением за счет него вторичного халькопирита, отли-
чавшегося от обычного отсутствием двойников и появлением в нем боль-
шого числа прерывистых параллельных трещинок, следующих по удли-
нению первоначальных пластинок кубанита.
Рис. 223. Разложение кубанита (серое) с образованием халько-
пирита (светло-серые, почти белые пластинки) и пирротина
(темно-серое, большой рельеф), пластинки которого расположены
под углом к пластинкам халькопирита. Черные пластинки —
магнетит. По Рамдору. Полированный шлиф. X 80
Приведенные выше литературные данные делают весьма правдо-
подобным вывод о том, что наблюдавшиеся пластинчатые выделения
халькопирита, выделения пирита и магнетита являются новообразова-
ниями, возникшими при разложении пластинок кубанита под воздейст-
вием на них остаточных растворов, содержащих в своем составе
повышенную концентрацию кислорода.
Как пример полного разложения сульфидных минералов можно-
привести также разложение пентландита с образованием за его счет
миллерита и никелистого пирита. Этот пример дает возможность также
судить о поведении при разложении элементов, являющихся изоморф-
ными примесями к основным элементам, которые слагают подвергаю-
щийся разложению минерал.
В богатых халькопиритом участках руд некоторых медно-никелевых
сульфидных месторождений среди халькопирита встречаются местами
своеобразные срастания миллерита, никелистого пирита и халькопирита,
обладающие обычно более или менее правильной формой (рис. 224).
Внутреннее строение этих срастаний характеризуется топким чередова-
нием мелких выделений перечисленных выше минералов, которые нередко
24»
имеют удлиненную форму и закономерное расположение (рис. 225).
Следует отметить еще тот факт, что, как показывает структурное трав-
ление, халькопирит в пределах срастаний является мелкозернистым
в отличие от крупнозернистого халькопирита, окружающего срастания.
Химический состав минералов, равномерность распределения их
в этих тонких срастаниях, правильная форма самих срастаний, правиль-
ное расположение трещин, напоминающее расположение трещин спай-
ности в пентландите, — все это совершенно ясно показывает, что образо-
вание срастаний было вызвано разложением зерен пентландита. В одном
Рис. 224. Агрегат, состоящий из никелистого пирита и миллерита и обра-
зовавшийся за счет разложения зерен пентландита. Сохранились реликто-
вые трещины спайности. Окружающий гладкий фон — халькопирит. Но-
рильское месторождение. Полированный шлиф. X 145
случае удалось даже наблюдать непосредственное образование милле-
рита за счет пентландита.
Интересные данные удается получить в отношении поведения ко-
бальта при разложении пентландита, который, как известно, обычно
содержит этот элемент в виде изоморфной примеси к никелю (Бетехтин
и Генкин, 1951). Как показывают данные спектральных анализов, нике-
листый пирит, образующийся при разложении пентландита, а также
встречающийся в рудах медно-никелевых сульфидных месторождений
в виде хорошо образованных зональных кристаллов, наряду с никелем,
постоянно содержит кобальт. Миллерит, по тем же данным, кобальта
практически не содержит. Из этих фактов следует, что в условиях повы-
шенной концентрации серы в растворах, когда за счет пентландита обра-
зуется парагенетическая ассоциация пирит-f-миллерит, кобальт входит
уже в пирит и, таким образом, связывается с железом. Однако
в весьма редко наблюдающихся случаях начальной стадии разложения
пентландита с образованием за его счет миллерита наряду с последним
среди новообразований в пентландите удается наблюдать также само-
стоятельный кобальтовый минерал — линнеит (C03S4). Как видно на
рис. 226, линнеит при этом бывает иногда представлен короткими про-
250
Рис. 225. Часть такого же агрегата, что и на рис. 224, но снято
с большим увеличением. Хорошо видно закономерное расположение
в пределах агрегата выделений миллерита (/) и никелистого пирита
(мелкие рельефные выделеиня). Среди агрегата присутствуют также
два небольших выделения сульфида палладия (2). Полированный
шлиф. X 165
Рис. 226. Начальная стадия разложения пентландита (белое)
с образованием за его счет миллерита (/). Среди выделений
пентландита наблюдаются новообразования линнеита (2). Основ-
ной светло-серый фон — халькопирит. Черное — нерудные мине-
ралы и магнетит. Полированный шлиф. Снято с иммерсией. X 230
жилочками в пентландите, не выходящими за пределы отдельных участ-
ков его, разобщенных халькопиритом.
Изучение описанных выше тонких срастаний миллерита и никели-
стого пирита позволило получить также интересные данные о поведении
палладия при разложении пентландита. Согласно литературным данным
(Вагнер, 1932), палладий, хотя и устанавливается нередко наряду
с кобальтом в виде изоморфной примеси в пентландите медно-никелевых
сульфидных месторождений, до настоящего времени не был обнаружен
в таких рудах в виде самостоятельного сульфида. Внимательное наблю-
дение этих срастаний при больших увеличениях привело к открытию
нового минерала, который после детального и кропотливого исследования
оказался сульфидом палладия. Последний в виде мельчайших (не более
0,07 мм) редких выделений неправильной формы распределен среди
миллерита, никелистого пирита и халькопирита (см. рис. 225), не встре-
чаясь вне срастаний этих минералов. Характерно, что сульфид палладия
наблюдается только среди таких продуктов разложения пентландита,
которые представлены миллеритом и никелистым пиритом. По-видимому,
для его образования необходимо повышенное содержание в растворах
серы, которая связывает палладий. В иных случаях палладий выносится
из сферы реакции.
Число примеров разложения сульфидных минералов можно было
бы значительно умножить. В литературе (Рамдор, 1955 и др.) описы-
ваются многочисленные случаи разложения сульфидов, арсенидов и раз-
личных сульфосолей. Однако и приведенные здесь примеры совершенно
определенно указывают на связь разложения сложных сульфидов с изме-
нением окислительного потенциала среды в эпигенетическую стадию
существования первоначально образовавшихся соединений.
Как показал А. Г. Бетехтин (Бетехтин, 19511), явления разложения
в рудах достаточно широко распространены также и среди окисных
минералов, содержащих часть ионов, в низших степенях валентности.
К весьма поучительным результатам приводит, например, изучение пове-
дения титансодсржащнх окислов железа в зависимости от изменения
режима кислорода и серы в растворах. Мы здесь не будем разбирать
первичных парагенетических ассоциаций в системе Fe2O3—FeO—TiO2,
а остановимся лишь на явлениях разложения, происходящих в ильмените
и титаномагнетите в условиях окислительной обстановки.
В свое время А. Г. Бетехтиным был изучен кристалл, который по
своей кристаллографической форме был. определен как ильменит
(FeTiO3). Однако исследование его в полированном шлифе показало,
что мы имеем дело с псевдоморфозой по ильмениту смеси двух минера-
лов: гематита и рутила, срастающихся друг с другом без какой-либо
строго выраженной закономерности. Сопоставляя составы, этих новооб-
разований с составом исходного вещества, нетрудно убедиться в том,
что закись железа, входящая в состав ильменита, подверглась окисле-
нию, чем и было вызвано разложение химического соединения:
2FeTi(), + О —* Fe,O3 -f- 2ТЮ.>
На рис. 227 изображена диаграмма составов системы Fe—Ti—О.
Крестиком отмечен момент разложения FeTiO3 в случае увеличения
концентрации кислорода в окружающей среде, т. е. по мере приближе-
ния к вершине О фигуративной точки состава раствора, равновесного
с существующими минералами при заданном отношении Fe: Ti. Пока-
занный на диаграмме узкий треугольник фаз (FeO—Fe2O3—TiO2) изобра-
жен отдельно (рис. 228), причем линия увеличения концентрации кисло-
252
рода в системе принимает вертикальное положение с точкой разложения
ильменита на гематит и рутил.
Аналогичный случай смеси этих двух минералов в срастании с маг-
нетитом за счет ильменита описывает также Рамдор (Ramdohr, 1926)
для района Коста-Рика. В жилах альпийского типа встречен также слу-
чай разложения ильменита с образованием гематита и брукита — ТЮ2.
Кроме того, Рамдор указывает на случаи превращения ильменита в смесь
магнетита и псевдобрукита — 2Ее20з • ЗТЮ2> наблюдавшиеся в пористых
эффузивных породах, преимущественно основных. Экспериментальным
путем псевдобрукит из ильменита возникает при температурах около
Рис. 228. Диаграмма составов мине-
ралов системы FeO—Fe2Oj—TiO2
Рис. 227. Диаграмма составов
минералов системы Fe—Ti—О
1100°С. Судя по ассоциации образующихся минералов, имевшая место
реакция происходила, очевидно, в условиях меньшей концентрации кисло-
рода в окружающей среде, нежели в предыдущем случае (см. рис. 228).
Известны явления разложения ильменита с образованием смеси из
магнетита и рутила, иногда с небольшой примесью гематита. Как видно
из диаграммы (см. рис. 228), эта ассоциация минералов может возни-
кать при еще меньшем парциальном давлении кислорода, нежели в слу-
чае разложения ильменита на магнетит и псевдобрукит.
Теперь перейдем к случаям разложения титаномагнетита в собствен-
ном смысле словд *. При процессах мартитизации титаномагнетитовых
руд довольно часто удается наблюдать в виде новообразования наряду
с гематитом также рутил или анатаз. Ясно, что при окислении титано-
магнетита растворенный в нем титан обособляется в виде окиси титана.
Точно так же при гидротермальном изменении вкрапленных титано-
магнетитовых руд в диабазах Пудожгорского месторождения встре-
чаются эффектные случаи разложения этого минерала (рис. 229),
причем за счет железа образуются силикаты (хлорит, биотит), а за счет
титана — ильменит (как новообразование), иногда сфен. Петрографам
хорошо известен так называемый лейкоксен в гидротермально измененных
основных изверженных породах, в котором еще сохраняются полуразло-
женные черные пластинки ильменита. При минераграфическом изучении
1 Обычно под названием «титаномагиетит» подразумевают механическую смесь
закономерно сросшихся магнетита и ильменита, как продуктов распада твердого ра-
створа. Такая смесь, конечно, не является самостоятельным минералом. В тех слу-
чаях, когда распад твердого раствора в силу сравнительно быстрого понижения темпе-
ратуры не доходит до конца, магнетитовый компонент, естественно, еще содержит
в твердом растворе титан и, следовательно, представляет собой титаномагиетит
в собственном смысле слова.
253
можно проследить в различной степени измененных породах все стадии
разложения титаномагнетита как минерала вплоть до превращения его
(в случае выноса железа) в лейкоксен, который по рентгенометрическим
данным представляет собой тонкодисперсную смесь рутила и анатаза,
а также, по-видимому, и сфена.
Несомненный интерес представляет также поведение железа и ни-
келя при процессах серпентинизации, оталькования и лиственитизации
ультраосновных изверженных пород. Как показывает анализ парагене-
зисов образующихся минералов, эти процессы совершаются при окисляю-
щем воздействии гидротерм, содержащих СОг-
Рис. 229. Разложение титаномагнетита с образованием за его счет
ильменита и силикатов железа. Пудожгорское месторождение. По
А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 100
При серпентинизации происходит частичное разложение изоморфной
смеси Mg, Fe и Ni в ортосиликатах, причем часть этих элементов свя-
зывается в карбонаты (брейнерит) и пылевидный магнетит. В связи
с этим образуется более богатый кремнеземом серпентин, в котором уже
значительная часть железа окислена до трехвалентного состояния.
Замечательные примеры окисления и разложения хромшпинелидов
при процессе серпентинизации описаны С. А. Кашиным (1937) для Верб-
люжьегорского месторождения. Рентгенометрически доказано, что кри-
сталлическая структура хромшпинелидов в связи с окислением двухва-
лентного железа разрушается,‘вещество становится аморфным и лишь
позднее вновь упорядочивается, но уже приобретает иной состав (бед-
ный FeO), устойчивый в создавшихся условиях.
Разложение минералов в восстановительных условиях. Из наиболее
типичных случаев разложения сернистых соединений в восстановитель-
ных условиях рассмотрим прежде всего наблюдавшееся нами разложение
блеклой руды. В изученных образцах руды, состоящей в основном из
крупных (до 3—4 мм) идиоморфных зерен пирита, халькопирита и не-
рудного минерала, блеклая руда, наряду со сфалеритом, встречается
в подчиненных количествах среди халькопирита. Разложение блеклой
254
руды отмечается появлением среди ее выделений агрегата минералов-
новообразований — арсенопирита, халькопирита и в меньших количест-
вах сфалерита.
Удается проследить все стадии разложения блеклой руды. Началь-
ная стадия обычно характеризуется образованием мелких, местами пра-
вильных, местами скелетных кристалликов арсенопирита и появлением
небольших участков халькопирита по трещинкам в блеклой руде или по
периферии ее выделений (рис. 230). В случае более далеко зашедшего
разложения иа месте зерен блеклой руды наблюдаются своеобразные
срастания, состоящие из хорошо образованных кристаллов арсенопирита
’ис. 230. Блеклая руда (серое) в халькопирите (светло-серое), затронутая
разложением в начальной стадии. Разложение характеризуется появле-
нием по трещинкам в блеклой руде цепочек мельчайших зернышек арсено-
пирита (белое), окруженных халькопиритом, а также отдельных участков
халькопирита с равномерно распределенными в нем хорошо образован-
ными кристалликами арсенопирита. Черное — нерудный минерал. Полиро-
ванный шлиф. X 165
различной величины и формы, участков халькопирита и мелких зерен
сфалерита. Блеклая руда в этих срастаниях представлена уже лишь
остатками от разложения (рис. 231).
Интересно, что халькопирит, возникающий за счет разложения блек-
лой руды, резко отличается по размеру зерен от халькопирита, окру-
жающего выделения последней, что хорошо выявляется после травления
в парах царской водки.
На микрофотографии (рис. 232) можно видеть, что в пределах сра-
станий халькопирит слагает агрегат из многочисленных мелких зерен,
часто обладающих полисинтетически-двойниковым строением, в то время
как халькопирит, окружающий срастания, представлен несколькими
крупными зернами.
Что касается образования сфалерита, то, по-видимому, его появле-
ние при разложении всецело обусловлено присутствием цинка в виде
изоморфной примеси в составе блеклых руд, как это нередко устанавли-
вается химическими анализами их, причем содержание цинка достигает
255
Рис. 231. Агрегат минералов новообразований, представляющий собой
тонкое срастание хорошо образованных кристалликов арсенопирита (бе-
лое), халькопирита (светло-серое) и сфалерита (очень мелкие темно-серые,
почти черные выделения) и возникший за счет разложения блеклой руды.
Последняя представлена среди агрегата лишь в виде реликтовых участ-
ков (серое). Окружающий фон (слева)—халькопирит. Полированный
шлиф. X 85
Рис. 232. То же, что и на рис. 231, но после травления в парах царской
водки. Выявилась мелкозернистая структура и полисинтетически-двойни-
ковое строение отдельных зерен халькопирита, образовавшегося за счет
блеклой руды, и крупнозернистая структура халькопирита окружающей
массы (слева). Полированный шлиф. X 85
иногда 9%. Следует отметить, что возникающие при разложении блеклой
руды зерна сфалерита обладают правильными кристаллическими ограни-
чениями по отношению к халькопириту, но ксеноморфны по отношению
к арсенопириту.
Сопоставление состава блеклой руды (СщАзЗз) и возникающего за
ее счет при разложении арсенопирита (FeAsS) показывает, что, в то
время как в блеклой руде мышьяк является трехвалентным
катионом, в арсенопирите он уже представлен одновалентным
Рис. 233. Замещение пирротином (белое) зерна титаномагнетита. В центре
этого зерна сохранился остаток магнетита (серое). Тонкие серые пла-
стинки и точки среди пирротнновой массы—ильменит. Черное—силикаты.
По И. Н, Чиркову. Полированный шлиф. X 100
анионом, так как он вместе с серой образует анионную группу с двух-
валентным отрицательным зарядом ([AsS]2"). Это означает, что при раз-
ложении блеклой руды происходит несомненное восстановление
мышьяка.
Таким образом, превращение катиона As3+ в блеклой руде в анион As1-
в арсенопирите, происходящее при разложении блеклой руды, очевидно,
связано с восстанавливающим действием более поздних остаточных раст-
воров.
Что касается химизма процесса разложения, то некоторое представ-
ление о нем позволяет получить элементарный количественно-минерало-
гический подсчет минералов, образовавшихся за счет блеклой руды,
который показывает, что разложение сопровождалось привносом железа
и выносом меди.
Следует подчеркнуть также факт образования сфалерита при раз-
ложении за счет изоморфной примеси цинка в блеклой руде. Этот факт
наряду с описанными выше данными по разложению пентландита поз-
воляет прийти к заключению о том, что химические элементы, входящие
первоначально в виде изоморфной примеси, в зависимости от тех физико-
17 Зак. 153 257
химических условий, при которых происходит процесс разложения, могут
вести себя различно:
1) образовывать самостоятельные минералы (например, линнеит
и сульфид палладия, возникающие при разложении пентландита, сфале-
рит, возникающий при разложении блеклой руды и др.);
2) вновь входить в виде изоморфных примесей в минералы-новооб-
разования (например, кобальт — в никелистый пирит);
3) выноситься из сферы реакции.
Этот вывод, по нашему мнению, представляет интерес еще и в том
отношении, что при изучении явлений разложения минералов, содержа-
щих в виде изоморфной примеси редкие элементы, которые до сих пор
не были обнаружены в природе в виде самостоятельных 'Минералов,
среди продуктов разложения могут быть установлены новые минералы
редких элементов. Не исключена, например, возможность того, что само-
стоятельный минерал индия, нередко присутствующего в виде изоморф-
ной примеси в некоторых минералах свинцово-цинковых и сульфидно-
касситеритовых месторождений, следует искать среди продуктов-
разложения этих минералов (например, сульфостаннатов).
Несомненный интерес представляет описываемое Рамдором (Ram-
dohr, 1955) разложение сурьмянистых блеклых руд с образованием за
их счет гудмундита (FeSbS), халькопирита, пирротина, сфалерита
и арсенопирита. В данном случае происходит уже восстановление катио-
нов Sb3+ в блеклой руде в анион Sb'~ в гудмундите.
В восстановительных условиях нередко происходит разложение и
других сульфосолей, в частности сульфовисмутитов свинца. Рамдор
(Ramdohr, 1955) упоминает, например, о разложении козалита
(Pb2Bi2S5) с образованием за счет него самородного висмута и галенита.
Катион В13+ при этом восстанавливается до Bi°.
Среди окисных соединений также известны, случаи разложения
в восстановительных условиях.
Характерно, например, что ильменит из титаномагнетита обособ-
ляется и при замещении сульфидами. В Садбери и ряде други,х месторо-
ждений медно-никелевых сульфидных руд в образцах, взятых у границ,
с вмещающими породами, нередко удается в участках замещения породы
сульфидной массой заметить остатки зитаномагнетитовых зерен
(рис. 233). Любопытно, что сульфидами замещается только магнетит,
а пластинки ильменита в той же ориентировке сохраняются среди
сульфидной массы. Весьма интересно также и то, что часть титана,
содержащегося еще в виде твердого раствора в магнетите, при этом обо-
собляется, образуя мелкие округлые зернышки ильменита среди пирро-
тина (см. рис. 233). Это указывает на то, что титансодержащий магнетит
действительно подвергается разложению.
Признаки восстановительных реакций можно видеть в том, что
содержание окиси железа в магнетите при замещении его пирротином
резко падает, т. е. Fe3+ в значительной мере восстанавливается до Fe2+.
Широко известны, наконец,, процессы- мушкетовитизации гематита
при воздействии сероводородных растворов на гематитовые руды (на-
пример, в Кутимовском месторождении на Северном Урале). При этом
на месте гематита, как мы знаем, образуется магнетит нередко в сопрово-
ждении пирита. Таким образом, здесь все трехвалентное железо в вос-
становительных условиях переходит в двухвалентное с образованием
новых минералов.
ГЛАВА XI!
ЯВЛЕНИЯ РАСПАДА ТВЕРДЫХ РАСТВОРОВ
При микроскопическом исследовании полированных шлифов руд
в отраженном свете довольно часто можно наблюдать в зернах некото-
рых рудных минералов мелкие включения посторонних соединений.
Эти включения могут иметь различное происхождение: в одних слу-
чаях они представляют собой пойкилитовые мелкие кристаллики, захва-
ченные быстрорастущим минералом; в других случаях включения
являются не чем иным, как остатками от замещения окружающих мине-
ралов (в том числе и нерудных); в третьих, включения могут появляться
в результате разложения сложных по составу минералов под влиянием
изменения физико-химической обстановки и др.
Однако особый интерес с точки зрения процессов минералообразо-
вания представляют случаи закономерного расположения вростков
одного минерала в другом. Включения этого рода являются продуктами
распада твердых растворов и встречаются в рудах, образовавшихся
в условиях относительно высоких температур.
Весьма характерно, что эти включения наблюдаются в пределах
какого-либо данного минерала, распространенного в руде. Таковы, на-
пример, точечные или пластинчатые включения пирротина в железистом
сфалерите, пластинчатые выделения пентландита в пирротине, халько-
пирита в борните, ильменита в магнетите и т. д. Замечательно, что в каж-
дом зерне эти выделения характеризуются определенной ориентировкой
в полном соответствии с кристаллической структурой вмещающего ми-
нерала.
Сравнительно давно уже было доказано экспериментальным путем,
что при высоких температурах действительно образуются однородные
минералы!, представляющие собой твердые растворы', способные распа-
даться при охлаждении на соединения, различающиеся по своему со-
ставу. Общеизвестны в этом отношении опыты Швартца, Борхерта
и многих других исследователей.
Таким образом, обособление среди первоначально однородного
минерала нового минерала в виде включений в сущности представляет
собой процесс выделения избыточного растворенного вещества при
охлаждении в твердом состоянии. В некоторых, правда редких, случаях
в виде продуктов распада твердых растворов выделяется два и даже
несколько минералов.
Срастания таких включений с вмещающим их минералом назы-
вают «структурами распада твердых растворов» и в классификациях
их помещают в одном ряду структур руд (в обычном понимании). На
17* 259
самом деле это совершенно разные явления. Под термином «структура
руд» мы подразумеваем срастания минералов, образовавшихся при кри-
сталлизации расплавов или растворов, либо возникших при процессах
замещения или перекристаллизации. Продукты распада твердых раство-
ров распространены только среди отдельных кристаллических зерен
данного минерала, который в момент кристаллизации жидкости выде-
лился как гомогенное вещество. Распад его на смесь минералов произо-
шел позднее вследствие понижения температуры. Поэтому эти срастания
было бы правильнее называть нс структурами, а строением кристалличе-
ских зерен, обусловленным перегруппировкой вещества внутри тех или
иных минералов.
Прежде чем перейти к рассмотрению явлений распада твердых
растворов, мы вкратце остановимся на самом понятии «твердые ра-
створы» или, как их иначе называют, «изоморфные смеси» или «смешан-
ные кристаллы». '
О твердых растворах. Напомним некоторые общие положения из
физической химии и кристаллохимии, имеющие отношение к рассматри-
ваемой проблеме.
Под твердыми растворами подразумеваются однородные твер-
дые фазы переменного состава, состоящие из двух или большего
числа компонентов и сохраняющие свою однородность при непрерывном
изменении их состава (т. е. количественного соотношения между компо-
нентами). В связи с постепенным изменением состава непрерывно изме-
няются и их свойства (оптические свойства, удельный вес, электропро-
водность и др.)
Способность твердых веществ к образованию однородных твердых
растворов в значительной степени обусловлена изоморфизмом, т. е. свой-
ством элементов замещать друг друга в химических соединениях род-
ственного состава. Так называемые изоморфные смеси (или смешанные
кристаллы) рассматриваются как синонимы или как частный случай
твердых растворов.
В природных условиях широко распространен изоморфизм близких
по размерам и одинаковых по валентности ионов (изовалентный изо-
морфизм), например, двухвалентных катионов (в скобках — размеры
ионных радиусов в ангстремах): Mg2+ (0,75), Fe2+ (0,80), Ni2+ (0,74),
Со2+ (0,77), Zn2+ (0,93), Mn2+ (0,91); трехвалентных катионов Fe3+ (0,64),
Cr3+ (0,64), Al3+ (0,57), V3+ (0,65) и др.
Изоморфно могут замещать друг друга и комплексные структурные
единицы, например анионы [МоО4]2~и [WO412“, [РО4]3- и [AsO4]3- и др.
Вместе с тем экспериментально доказано, что в кристаллической
структуре соединений переменного состава может происходить замена
как изовалентных ионов (или атомов), так и ионов иной валентности, но
близких по размерам при соблюдении одинаковой суммы всех валент-
ностей. Это случай так называемого гетеровалентного изоморфизма. На-
пример, в перовските (СаТЮз) катион Ti4+ может замещаться катионами
Nb5+ или Та5+ при условии, если’ одновременно двухвалентный катион
Са2+ заместится одновалентным катионом NaI+, близким к нему по раз-
мерам.
В кристаллохимии и металловедении твердые растворы принято раз-
делять на три группы: 1) твердые растворы замещения (растворы пер-
вого рода); 2) твердые растворы внедрения (растворы второго рода);
3) твердые растворы вычитания.
В природных условиях наибольшее значение имеют твердые рас-
творы замещения, представляющие собой такие соединения с аналогично
построенными кристаллическими решетками, в которых ионы (или ато-
260
мы) одного компонента могут замещаться соответственно ионами (или
атомами) другого компонента.
Еще в конце прошлого столетия Розебом термодинамическим путем
для бинарных систем вывел три типа диаграмм равновесия непрерыв-
ных рядов твердых растворов и два типа для соединений переменного
состава с ограниченной растворимостью друг в друге.
Рис. 234. Диаграмма равновесия Рис. 235. Диаграмма равновесия
непрерывного ряда твердых рас- непрерывного ряда твердых рас-
творов (I тип по Розебому) творов с минимумом (III тип по
L — жидкое, 5 — твердое состоя- Розебому)
ние вещества L — жидкое, 5 — твердое состоя-
ние вещества
Среди природных непрерывных рядов твердых растворов распростра-
нены растворы I типа (рис. 234), в которых кривая затвердевания для
соединений промежуточного состава плавно, без изломов, нисходит от
одного компонента к другому, и III типа (рис. 235), для которых кривые
затвердевания в системе обладают минимумом. В обоих случаях состав
твердой фазы не будет отличаться от состава жидкостей.
Рис. 236. Диаграмма равнове-
сия твердых растворов с огра-
ниченной растворимостью ком-
понентов (IV тип по Розе-
бому). Участки твердых рас-
творов заштрихованы
Рис. 237. Диаграмма равно-
весия твердых растворов с
ограниченной растворимостью
компонентов (V тип по Розе-
бому). Участки растворов за-
штрихованы
Для твердых растворов с ограниченной растворимостью Розебом дал
диаграмму равновесия IV типа (рис. 236), для которой кривая точек
начала затвердевания жидкости так же, как и в I типе, опускается от
одного компонента к другому, но с некоторым изломом, и V типа
(рис. 237), характеризующего кристаллизацию жидкости по принципу
эвтектики, но с той лишь разницей, что в качестве несмешивающихся
261
компонентов в эвтектической точке будут выделяться не чистые компо-
ненты системы, а фазы переменного состава (твердые растворы), при-
чем состав твердой фазы для срединной части диаграммы будет отли-
чаться от состава жидкости (так же, как и для IV типа).
Мы здесь не будем останавливаться на подробном разборе всех
этих диаграмм. Он приведен в соответствующих курсах физической
химии, в частности в книге А. Н. Заварицкого «Физико-химические
основы петрографии» (1926).
С кристаллохимической точки зрения в образовании твердых рас-
творов большую роль играют размеры ионных (или атомных) радиусов,
взаимозамещающих структурных единиц, а также другие свойства ионов
(или атомов), обусловленные строе-
I нием наружных электронных оболо-
tosv L чек. Согласно правилу Гримма-
£ Гольдшмидта, полная изоморфная
Л смесимость возможна в тех случаях,
(1 X y/j когда радиусы соответствующих
й / / структурных единиц отличаются не
М более чем на 15% (в процентах от
Ю J V/ 778’ меньшего радиуса). При увеличении
П s 'у разницы в размерах радиусов сте-
| I I пень взаимной растворимости па-
*•—•— --------7г%Ао—А дает. Как из всякого правила, здесь,
u ? тем не менее, имеются и исключения.
Рис. 238. Система Cu-Ag Примерами полной смесимости
веществ в твердом состоянии
являются системы: Au—Ag (см. рис. 234), где оба металла имеют оди-
наковый атомный радиус (1,44), Си—Аи (см. рис. 235), где разница
в атомных радиусах составляет 12,5%. Однако в системе Си—Ag при той
же разнице в атомных радиусах мы имеем резко ограниченные твердые
растворы^ по V типу Розебома (рис. 238). Очевидно, в данном случае
главную роль играют какие-то другие свойства самих элементов.
В. С. Соболев и О. С. Соболева (1947, 1949), рассмотрев имею-
щийся материал по физической химии, пришли к следующим выводам
по вопросу о способности к взаимозамещению однотипных ионов одина-
ковой валентности.
Для ионов с 8-электроной наружной оболочкой (типа благородных
газов) при разнице их размеров в пределах до 10—15% изоморфизм
обычно является совершенным. Диаграммы плавления и кристаллизации
из водных растворов при низких температурах относятся к I типу Розе-
бома. При понижении температуры распада твердых растворов не наб-
людается.
При разнице радиусов в интервале 15—25% также возникают непре-
рывные ряды твердых растворов, но диаграммы относятся уже
к III типу с минимумом. При понижении температуры происходит рас-
пад твердых растворов.
При разнице радиусов больше 25—40% смесимость в твердом состоя-
нии становится ограниченной уже при температуре кристаллизации,
а с понижением температуры падает до нуля. Диаграммы равновесия
относятся к V типу.
Изоморфизм ионов разного типа, например, с заменой ионов типа
благородных газов (NaI+, Са2+, Mg2+ и т. д.) ионами типа «купро»
с 18-электронной наружной оболочкой (Ag1+, Zn2+, Cd2+ и др.), менее
совершенный при прочих равных условиях. При этом разница в разме-
рах ионных радиусов не играет такой роли, как в ионах типа благород-
262
ных газов. Среди диаграмм равновесия, кроме I типа, появляются диа-
граммы IV типа.
Многочисленные случаи твердых растворов, устанавливаемых в при-
родных условиях и полученных экспериментально, по способу образова-
ния можно разделить на две группы-: 1) твердые растворы, образовав-
шиеся при кристаллизации расплавов или растворов, и 2) твердые
растворы, возникшие путем воздействия растворов на ранее выделив-
шиеся минералы в условиях высоких температур или при термомета-
морфизме.
В качестве примера образования твердых растворов при кристалли-
зации расплавов можно привести хромшпинелиды, представляющие
собой двойные окислы, в которых широко представлен изоморфизм как
двухвалентных катионов Mg2+, Fe2+, так и трехвалентных Сг3+, А1а\
Fe3+. По данным химических анализов, содержание Сг2О3 колеблется от
18 до 62%, FeO от 0 до 18%, MgO от 6 до 16%, А12О3 от 0 до 33%,
Fe2O3 от 2 до 30%. Кроме того, в незначительных количествах могут
присутствовать TiO2, V2O3, MnO, ZnO, NiO и СоО.
Общеизвестны также случаи образования широких изоморфных сме-
сей в группах так называемых титапо-ниобатов (лопарит, пирохлор
и др.), встречающихся преимущественно в щелочных изверженных поро-
дах (нефелиновых сиенитах и сиенитах). В этих минералах ярко пред-
ставлен гетеровалентный изоморфизм.
Примером ограниченных твердых растворов является титаномагне-
тит, образующийся главным образом в основных изверженных породах.
При понижении температуры- титаномагиетит распадается на магнетит
и ильменит, обладающие различными кристаллическими решетками.
Однако при быстром охлаждении могут сохраниться однородные кри-
сталлы титаномагнетита. По данным Рамдора (Ramdohr, 1925), в неко-
торых базальтах магнетит может содержать до 11 % ТЮ2 в качестве
изоморфной примеси.
Процесс образования однородных твердых фаз переменного состава
из растворов протекает так же, как и в расплавах. В гидротермаль-
ных месторождениях встречаются минералы, представляющие собой
типичные твердые растворы. Таковы-, например, минералы рядов:
MnWO4—FeWO4, FeS2—CoS2, CuS -CuSe, FeCO3—MgCO3, BaSO4—
PbSO4 и др.
Гораздо шире распространены! ограниченные твердые растворы. Из
минералогии мы знаем многочисленные примеры изоморфных примесей
элементов в основном соединении, например, Ni в FcS2, Fe в ZnS и т. д.
Экспериментально доказано, что темноокрашенпый сфалерит (марматит)
при высоких температурах представляет собой твердый раствор FeS
в ZnS. Согласно экспериментальным данным Куллеруда (Kullerud,
1953), расворимость FeS в сфалерите возрастает с увеличением темпе-
ратуры, достигая максимума около 40 мол. % (36,5 весов. %) при 891°С.
Повышение давления приводит к значительному понижению раствори-
мости FeS в ZnS. Растворимость же ZnS в гексагональном FeS даже при
температуре 1160° не превышает 0,5 весов. %. Следует заметить, что Zn
в сфалерите находится в четверном окружении анионов серы, тогда как
Fe в пирротине располагается в октаэдрических пустотах решетки
(т. е. в шестерном окружении).
В гипергенных условиях изоморфные смеси устанавливаются в ряде
карбонатов, фосфатов, сульфатов и других солей двухвалентных метал-
лов Fe2+, Cu2+, Mg2+, Zn2+, и т. д. Например, в ряду FcSO4 • 7Н2О—
— CuSO4 • 7Н2О мы встречаем соединение промежуточного состава —
(Fe, Си) SO4 • 7Н2О и др.
263
Твердые растворы получаются экспериментальным путем при нагре-
вании минералов, содержащих включения других минералов, как про-
дуктов распада, или руд, образовавшихся в условиях низких температур.
Так, Рамдор (Ramdohr, 1925, 1926) путем нагревания образцов
магнетита, содержащего включения шпинели, до температуры 1000° С
получил гомогенный твердый раствор. При последующем медленном
понижении температуры происходил распад твердого раствора на шпи-
нель и магнетит. В тех же опытах полная гомогенизация магнетита
с ильменитом была достигнута при температуре около 800° С.
Швартц (Schwartz, 1928, 19311) также путем нагревания природных
образцов руд получал твердые растворы халькозина с борнитом, бор-
нита с халькопиритом и др.
Аналогичные опыты с другими сульфидами были проделаны Бюр-
гером (Buerger, 1934), Борхертом (Borchert, 1934), Хьюитом (Hewitt,
1938), Латски (Latsky, 1942) и др.
А. А. Филимонова (1952) получила твердые растворы борнита
с халькопиритом при нагревании пирит-борнитовых руд месторождения
Левиха II. (Средний Урал). При этом халькопирит как новообразование
появлялся в результате взаимодействия пирита с борнитом, очевидно,
путем диффузии ионов железа из пирита в массу борнита. Тот факт, что
около халькопиритовых образований в борните наблюдались типичные
признаки распада в виде решетчатых выделений халькопирита в бор-
ните, возникших при охлаждении, заставляет допускать, что при повы-
шенных температурах существовал твердый раствор халькопирита в бор-
ните.
Случаи образования твердых растворов описанным способом наблю-
дались и в природных условиях. Так, Сейлсом и Мейером (Sales
a. Meyer, 1951) описаны явления распада твердых растворов борнита
с халькопиритом и с халькозином на контакте пирит-халькозин-эиарги-
товых руд с пострудной дайкой риолита.
Ватанабе 1 также описал решетчатые срастания гаусманита и якоб-
сита и эмульсионные включения алабандина в пирротине из рудника
Нодатамагава. По его мнению, эти продукты распада твердого раствора
образовались в результате термального метаморфизма марганцевых руд-
ных тел под влиянием интрузии кварцевого диорита *.
По-видимому, термальным метаморфизмом обусловлено образова-
ние твердых растворов борнита с халькопиритом, наблюдавшихся
в сильно метаморфизованных участках колчеданных руд Кабапского
колчеданного месторождения на Урале (Фичимопова, 1949, Логинов,
1950).
Наконец, в пирито-борнитовых рудах месторождения Левиха II
(Средний Урал) В. П. Логиновым были установлены явления распада
твердого раствора борнита с халькопиритом у контакта с дайкой авги-
тового порфирита. Любопытно, что с удалением от контакта уже на рас-
стоянии 1,5 м признаки распада ‘твердых растворов не наблюдаются.
Распад твердых растворов. Сравнительно давно уже было установ-
лено, что не все твердые растворы, образовавшиеся при высоких темпе-
ратурах, оказываются устойчивыми в любых условиях. При падении тем-
пературы во многих случаях происходит частичный или полный распад
гомогенных твердых растворов на более простые химические соединения
определенного или переменного состава.
1 Цит. по работе A. S u g a k i. Thermal studies on unmixing of the secondary
solid solution. Sci. Rep. Tohoku Univ., 4, N. 3, 1953.
264
Распад твердых растворов приводит к образованию тонких зако-
номерных минеральных срастаний, получивших название структур рас-
пада твердых растворов. Эти срастания обычно не различимы макроско-
пически и наблюдаются лишь в полированных шлифах под микроскопом.
Распад твердых растворов является следствием понижения степени
растворимости одного компонента в другом в зависимости от охлажде-
ния. Этот процесс до некоторой степени можно сопоставить с явлениями,
происходящими в насыщенном растворе поваренной соли в горячей воде,
где с понижением температуры часть соли вследствие понижения рас-
творимости выпадает в кристаллическом состоянии.
Понижение растворимости в твердом кристаллическом веществе
обусловливается рядом причин. Известно, что расстояния между ато-
мами и ионами и их поляризационные свойства могут изменяться под
влиянием изменения температуры. Об этом свидетельствуют хорошо из-
вестные факты расширения кристаллических веществ при нагревании
и сокращения при охлаждении. Очевидно, твердые растворы, образую-
щиеся при высоких температурах, в момеит их образования обладали
расширенными кристаллическими решетками. Следовательно, имелись
более благоприятные условия для взаимозамещения ионов с большими
пределами колебания их размеров, чем при низких температурах. С пони-
жением температуры в первоначально однородном кристаллическом
веществе происходит сокращение объема кристаллической решетки.
В связи с этим находится изменение предельной концентрации твердых
растворов при понижении температуры и перегруппировка вещества
с выделением избыточно растворенных компонентов в виде самостоя-
тельных фаз. Таковы, например, системы: КС! — NaCl, калинатровые
полевые шпаты и др.
Другой причиной распада твердых растворов может являться поли-
морфное превращение по крайней мере одного из компонентов с измене-
нием координационного числа в решетке. Если кристаллическая решетка
одного из компонентов при определенной температуре становится
неустойчивой, то происходит нарушение общей кристаллической струк-
туры с образованием нового соединения, не смешивающегося или огра-
ниченно смешивающегося с другим компонентом системы. Весьма воз-
можно, что этим обусловлен распад титаномагнетита как твердого
раствора на магнетит и ильменит, обладающие разными кристалличе-
скими решетками.
Наконец, превращения в твердых растворах могут быть связаны
с образованием из них химических соединений определенного или пере-
менного состава.
Геометрическое выражение процессов распада твердых растворов
может быть представлено в виде соответствующих кривых на темпера-
турно-концентрационных диаграммах, типы которых для общих случаев
даны Розебомом. На рис. 239—244 представлены главнейшие из воз-
можных случаев распада. Более подробно рассмотрим для примера один
из этих случаев. 1
Представим себе, что два компонента образуют непрерывный ряд
твердых растворов с минимумом на кривых затвердевания (см. рис. 239).
Пусть наш расплав или раствор состава х выражается при данной тем-
пературе точкой т. При охлаждении мы будем иметь в точках L и S
начало и конец кристаллизации жидкости и в результате получим твер-
дый раствор компонентов <SXB. Но если с понижением температуры рас-
творимость наших компонентов друг в друге падает, то при некоторой
1 По А. Г. Бетехтину.
265
температуре твердый раствор может оказаться неустойчивым и будет
распадаться на два твердых раствора, более стабильных лишь при дан-
ной температуре. При этом по мере дальнейшего охлаждения состав
выделяющихся фаз путем взаимного обмена будет все время меняться.
Как крайний случай распада в условиях низких температур при очень
медленном охлаждении мы будем иметь полную диссоциацию компо-
нентов твердого раствора.
Рис. 239. Диаграмма распада
твердых растворов, образую-
щихся при высоких темпера-
турах по III типу Розебома.
Область существования твер-
дых растворов заштрихована.
Поле Лв + В а — область рас-
пада твердых растворов
Рис. 240. Ограниченные твёр-
дые растворы по V типу Розе-
бома
Рис. 241. Диаграмма распада
твердых растворов, образую-
щихся при высоких темпера-
турах по I типу Розебома,
Рис. 242. Ограниченные твер-
дые растворы по IV типу
Розебома
На рис. 239, где кривая температур начала превращений в твердых
растворах (R Р К Q U) имеет максимум, момент неустойчивости твердого
раствора данного состава х показан точкой К, ниже которой наша фигу-
ративная точка попадает уже в область сосуществования двух твердых
несмешивающихся между собою растворов. Для точки п мы будем
иметь устойчивыми два раствора Р и Q, отвечающие составам Xi и х2.
Количественные соотношения этих фаз выразятся, естественно, в сле-
Р nQ
дующем виде: -q=~^p-
266
При дальнейшем охлаждении, как видно из рисунка, составы устой-
чивых фаз все время меняются в сторону обеднения растворенным ком-
понентом (ср. точки Р и R и точки Q и U). Кроме того, меняются и коли-
чественные соотношения между вновь образующимися фазами
oU nQ
oR пР '
Примером распада твердого раствора по типу только что рассмот-
ренной выше диаграммы может служить система Au — Си. Существо-
вание твердых растворов золота с медью экспериментально доказано
И. С. Курнаковым и С. Ф. Жемчужным. Золото и медь при высоких тем-
пературах дают сплавы во всех пропорциях. Кривая плавления отно-
сится к III типу Розебома (см. рис. 235). При пониженной температуре
Рис. 243. Распад твердых рас-
творов по принципу эвтектики
Рис. 244. Ограниченный твер-
дый раствор (для компонен-
та А), распадающийся с обра-
зованием в конце процесса
эвтектоида (fi)
(примерно около 400° С) твердые растворы начинают распадаться на два
химических соединения переменного состава: CuAu (при 431° С)
и СизАи (при 402°С).
В природных условиях признаки распада медистого золота наблю-
дались в образцах из месторождения Золотая Гора на Урале. По дан-
ным Т. Н. Шадлун, в полированных шлифах, протравленных в парах
смеси царской водки с хромовым ангидридом, выявляются решетчатые
структуры, образованные двумя компонентами (рис. 245): медистым
золотом (темное) и золотом (светлое). Рентгенометрические исследова-
ния образцов, проведенные М. П. Ложечкиным (1935), действительно
показали присутствие двух компонентов. Один из них представляет золо-
то с постоянной кубической решетки а = 4,О6А, а другой — твердый рас-
твор CuAu (с 60 ат. % Си) с а = 3,83А, причем второй компонент пре-
обладает в медистом золоте.
При рассмотрении других диаграмм (см. рис. 240, 241, 242), при-
меняя тот же ход рассуждений, что и при анализе рис. 239, мы без
дополнительных пояснений можем понять, как протекает процесс рас-
пада твердых растворов.
В качестве примера систем с ограниченной растворимостью
(см. рис. 240) мы можем привести систему Ag—Си (см. рис. 238). Как
можно видеть из рис. 238, эти компоненты в лабораторных условиях
267
при получении расплавов сухим путем дают очень незначительную сме-
симость в твердом состоянии. Однако изучение парагенетических ассо-
циаций самородных меди и серебра из низкотемпературных гидротер-
мальных месторожденйй Верхнего Озера и Коро-Коро, по наблюдениям
различных авторов, не обнаруживает никаких следов существования
твердых растворов. Микрохимические реакции показывают отсутствие
серебра в самородной меди и меди в самородном серебре. По-видимому,
здесь в условиях низкой температуры кристаллизация происходила
по чисто эвтектической схеме. Ван дер Веену удалось наблюдать даже
типичные эвтектофировые структуры срастаний самородных серебра
и меди, вообще очень редко встречающиеся в рудах.
Рис. 245. Решетчатое строение смеси продуктов распада первичного меди-
стого золота. Месторождение Золотая Гора (Урал). По Т. Н. Шадлун.
Полированный шлиф. Протравлено в парах смеси царской водки и хро-
мового ангидрида. X 160
Подобное же явление в природных условиях наблюдается для нике-
лина (NiAs) и брейтгауптита (NiSb). В одних месторождениях, образо-
вавшихся, по-видимому, при более высоких температурах, встречается
минерал арит — Ni (Sb, As), представляющий собой твердый раствор
этих минералов. В других же месторождениях можно наблюдать параге-
незис брейтгауптита и никелина, как самостоятельно выделившихся
минералов. Очевидно, во втором случае выделение минералов из раст-
воров происходило при относительно низких температурах.
На рис. 243 изображен случаи, когда два компонента при высоких
температурах образуют непрерывный ряд твердых растворов, которые
при понижении температуры распадаются по принципу эвтектики. Из
твердого раствора выделяется чистый компонент А или В (в зависимости
от исходного состава) в виде порфировидных выделений, а остающаяся
масса перекристаллизовывается в точке Е с образованием тонкой смеси
одновременно кристаллизующихся чистых компонентов А и В *. Весьма
1 Эта точка Е называется эвтектоидной в отличие от эвтектической, при которой
кристаллизуется остаточная жидкость строго определенного состава с одновременным
выделением двух или более соединений, часто образующих графические срастания.
268
возможно, что таким путем происходит распад твердых растворов
в системе самородный мышьяк — самородная сурьма.
Пример возникновения ограниченного твердого раствора для компо-
нента А показан па рис. 244. При дальнейшем понижении температуры
этот раствор распадается аналогично предыдущему случаю, т. е. с обра-
зованием эвтектоидной смеси А и В (точка Е J. Сюда относится, напри-
мер, система Fe — Fe3C, хорошо изученная металловедами. В природных
условиях, в частности в базальтах в районе Бюль (Германия), среди
самородного железа были описаны неправильной формы включения,
состоящие из графических прорастаний феррита (Fe) и когенита (Fe3C),
как продукт распада твердого раствора.
В минераграфической литературе приводятся весьма многочисленные
признаки распада твердых растворов в рудообразующих минералах
эндогенных месторождений. Остановимся на вопросе механизма образо-
вания продуктов распада твердых растворов, на их морфологических
особенностях и пространственном распределении включений, поскольку
это позволяют сделать наблюдения в полированных шлифах и экспери-
ментальные данные.
Как известно, большую роль в процессах распада твердых раство-
ров играет время, точнее, степень продолжительности остывания уже
сформировавшихся при высоких или повышенных температурах кри-
сталлических зерен. Экспериментально доказано, что только посте-
пенное падение температуры приводит к распаду твердых растворов
и, чем медленнее, тем полнее. При резком понижении температуры про-
исходит закалка твердого раствора при полном сохранении его одно-
родности.
В таких случаях под микроскопом при больших увеличениях
не удается заметить каких-либо включений минералов как новообразо-
ваний. Однако, как полагает А. Г. Бетехтин (1937 i), выделяющаяся
фаза может находиться в тонкодисперсном состоянии, и система может
представлять в сущности твердый золь (кристаллозоль).
При постепенном понижении температуры в среде твердого рас-
твора вначале происходит образование беспорядочно расположенных
грубодисперсных, видимых под микроскопом частиц, создающих впечат-
ление эмульсии (рис. 246). Если дальнейшее понижение температуры
будет резким, то распад твердого раствора будет неполным и выделив-
шиеся частицы останутся в том же положении, в каком они находились
до этого момента.
Весьма характерно, как это можно видеть на рис. 247, что коли-
чество включений продуктов распада твердого раствора бывает неоди-
наково. На микрофотографии нетрудно заметить, что в центральной
части число включений халькопирита на единицу площади существенно
меньше, чем на периферии. Зато размеры этих редких включений больше
по сравнению с тем, что наблюдается в периферических частях.
Однако встречаются случаи, когда включения располагаются вдоль
определенных направлений в кристаллическом зерне. Очень наглядный
пример закономерного расположения включений пирротина и халькопи-
рита в сфалерите приведен Ван дер Весном (Veen, 1925) (рис. 248).
При травлении полированного шлифа смесью соляной кислоты с хро-
мовым ангидридом (рис. 249) протравились не только включения халь-
копирита и пирротина, но и выявились трещинки спайности в сфале-
рите. Легко убедиться в том, что мельчайшие частицы этих минералов
действительно приурочены к плоскостям спайности и к границам поли-
синтетических двойников, расположенных на снимке в горизонтальном
направлении.
269
Рис, 246, Эмульсиевидиые включения халькопирита (белое)
в сфалерите (светло-серое). Кабанское месторождение (Урал).
По В. П. Логинову и А. А. Филимоновой, Полированный шлиф.
Протравлено в парах царской водки. X 240
Рис. 247. То же, что и иа рис. 246 (при большом увеличении).
В центральной части включения халькопирита (белое) более
редкие, ио более крупные по сравнению с окружающей мас-
сой. X 680
При более медленном понижении температуры выделяющееся из
твердого раствора вещество образует пластинчатые формы, ориентиро-
ванные часто вдоль нескольких направлений в строгом соответствии
с кристаллической решеткой вмещающего их минерала.
270
Рис. 248. Сфалерит (серое) с ориентированными включениями
халькопирита и пирротина (белое), возникшими в результате
распада твердого раствора. По Ван дер Веену. Полированный
шлиф. X ЮО
Рис. 249. То же, что н на рис. 248, после травления смесью
НС1 + СгОз. Протравившиеся включения явно приурочены к тре-
щинкам спайности и к границам двойников в сфалерите (светло-
серое) . X юо
Это явление можно хорошо проиллюстрировать на примере распада
твердого раствора титаномагнетита с образованием пластинок ильме-
нита в магнетите (рис. 250). По данным ряда исследователей (Ram-
dohr, 1926; Edwards, 1938, и др.), ильменит обычно образует пластинки,
удлиненные (0001) и ориентированные параллельно плоскостям окта-
эдра в магнетите. Если в растворе преобладает ильменит, то магнетит
обособляется в нем в виде пластинок, параллельных плоскостям (0001)
271
Рис. 250. Пластинчатые включения ильменита (белое) в магнетите
(серое).. Окружающий темно-серый фон — силикаты. Пудожгорское место-
рождение. Полированный шлиф. Протравлено конц. НС1. Х410
Рис. 251. Решетчатое строение распавшегося твердого раствора. Темно-
серое— борнит; светлые пластинки — халькопирит. Волковское месторо-
ждение. Полированный шлиф. X 410
ильменита. Иначе говоря, срастание происходит по плоскостям плотней-
шей упаковки ионов кислорода в минералах.
На рис. 251 приведен пример решетчатого строения, обусловленный
закономерной ориентировкой пластинок халькопирита как продукта рас-
пада твердого раствора в борнитовой массе. Характерно, что различно
272
ориентированные плоские линзочки халькопирита нигде не пересекают
друг друга.
Аналогичное в общем решетчатое строение наблюдается и в том
случае, когда количество халькопирита резко преобладает над борнитом
(рис. 252). По сравнению с пластинчатыми включениями халькопирита
в предыдущем случае (см. рис. 251) пластинки этого минерала на
рис. 252 более коротки и имеют тупые углы выклинивания в местах со-
прикосновения с поперечно направленными. Борнит занимает лишь про-
межутки между выделениями халькопирита. Следует заметить, что со-
вершенно тождественные структурные рисунки распада твердых раство-
Рис. 252. Решетчатое строение распавшегося твердого раствора с пре-
обладанием халькопирита (светлое). Серое (между пластинками халь-
копирита)— борнит. Темно-серое справа — борнит. Кабанское место-
рождение. По А. А. Филимоновой. Полированный шлиф. X 1640
ров в системе халькопирит—борнит с преобладанием первого были полу-
чены Швартцем (Schwartz, 19311) экспериментально.
Кроме решетчатых и пластинчатых срастаний иногда наблюдаются
петельчатые образования продуктов распада твердого раствора. А. Г. Бе-
техтин (1937|) считает, что обособление компонента, выпадающего из
раствора в твердом состоянии, вдоль границ между зернами минерала
является дальнейшей стадией эволюции распада твердых растворов при
более медленном понижении температуры после того, как образовались
твердые растворы. Это явление образования более крупных выделений
выпадающего из твердого раствора вещества на границах кристалличе-
ских зерен в сущности равнозначно коалесценции (объединению в одно
целое мелких рассеянных телец) и связано с тенденцией вещества
к уменьшению общей поверхности, а следовательно, и к уменьшению
общей поверхностной энергии.
На рис. 253 приведен пример такого рода явлений. В отдельных кри-
сталлических зернах сфалерита содержатся точечные и пластинчатые
выделения халькопирита, ориентированные вдоль трещин спайности. Од-
нако самое интересное заключается в том, что вдоль границ между зер-
нами сфалерита образовались более крупные выделения халькопирита.
18 Зак. 153 273
Характерно, что по обе стороны этих границ среди сфалерита отсутст-
вуют мелкие включения халькопирита. Этот факт позволяет допускать,
что более крупные зерна последнего возникли за счет мелких путем коа-
лесценции при перегруппировке вещества в твердом состоянии. В сущ-
ности перестройка кристаллического вещества, очевидно, совершалась
путем диффузии ионов меди и железа на периферию вдоль границ сфа-
лерита, тем более что оба минерала являются изоструктурными.
Если бы! этот процесс продолжался дальше, то мы имели бы вдоль
границ зерен непрерывные выделения продуктов распада твердого рас-
РиС. 253. Халькопирит (белое) как продукт распада твердого рас-
твора в сфалерите (темно-серое). В левой части снимка сфалерит
слегка протравлен. Отчетливо видно, что пластинчатые и точечные
выделения халькопирита располагаются вдоль трещин спайности
в кристаллических зернах сфалерита. Вдоль границ зерен сфале-
рита наблюдаются более крупные выделения халькопирита, воз-
никшие за счет мелких. По Ван дер Веену. Полированный
шлиф. X 300
твора подобно тому, как это изображено иа рис. 254 для хромистого
магнетита, содержащего остатки пластинчатых выделений ильменита.
Любопытно, что пластинки ильменита и его неправильной формы обособ-
ления вдоль границ зерен магнетита, как показывают наблюдения при
скрещенных николях, имеют одинаковую оптическую ориентировку.
Таким путем при дальнейшей перегруппировке вещества в твердых
растворах (в условиях медленно понижающейся температуры) обра-
зуются так называемые петельчатые структуры распада твердых раство-
ров, наблюдающиеся, правда, сравнительно редко. В качестве примера
можно привести выделения пентландита вдоль границ зерен пирротинового
агрегата (рис. 255). Можно было бы сомневаться в том, что приведен-
ные в данной микрофотографии взаимоотношения минералов представ-
ляют продукт распада твердого раствора, если бы они не были связаны
переходами с гораздо более распространенными пластинчатыми включе-
ниями пентландита в пирротине, характеризующимися типичными при-
знаками распада растворов в твердом состоянии.
А. Г. Бетехтин указывает, что в титаномагнетитовых рудах среди
пироксенитов Качканара (на Северном Урале) и в платиноносных хром-
содержащих титаномагнетитовых скоплениях месторождения Онвервахт
274
(в Южной Африке) им, наряду с петельчатыми и пластинчатыми выде-
лениями ильменита, в тех же рудах наблюдались выделения ильменита
даже в виде изометричных зерен в стыках между материнскими зернами
магнетита (см. рис. 254). Отдельные не совсем правильные зерна пент-
ландита в стыках между зернами пирротина местами наблюдаются и на
рис. 255.
Образование таких зерен ильменита наряду с типичными выделения-
ми продуктов распада твердых растворов А. Г. Бетехтин склонен считать
как результат дальнейшей коалесценции, т. е. обособление в виде более
Рис. 254. Ильменит (белое) в виде неправильной формы выделений
вдоль границ между зернами магнетита (серое) и пластинчатых вклю-
чений внутри зерен. Месторождение Онвервахт (Южная Африка).
Полированный шлиф. Снято с иммерсией. X 150
правильных по форме выделений с наименьшей общей поверхностью.
Совершенно естественно, что для такого рода обособления минералов как
продуктов распада твердых растворов перегруппировка вещества должна
совершаться в условиях очень продолжительного постепенного падения
температуры. Поэтому может быть не случайно то, что подобные мине-
ральные срастания, связанные с явлениями распада твердых растворов,
наблюдаются среди магматических горных пород, закристаллизовавшихся
в глубинных условиях.
Критерии для распознавания структур распада твердых растворов.
Из вышесказанного следует, что признаки распада твердых растворов
отличаются довольно широким разнообразием. В зависимости от физи-
ко-химических условий (температуры образования твердого раствора,
скорости остывания, количественных соотношений компонентов в твер-
дом растворе), а также от кристаллической структуры веществ, образую-
щих твердый раствор, возникают различные виды срастаний продуктов,
распада (эмульсиевидные, пластинчатые, решетчатые и др.).
В ряде случаев трудно сразу установить, являются ли подобные
структуры результатом распада твердого раствора или они возникли при
замещении или одновременном выделении минералов.
18* 275
Одним из наиболее убедительных доказательств принадлежности
изучаемых срастаний минералов к продуктам распада твердых раство-
ров является метод экспериментальной проверки. При микроскопическом
же изучении руд чаще приходится обращаться к методу аналогий.
Критерии для установления структур распада твердых растворов
впервые были предложены Швартцем (Schwartz, 19312) и позднее им же
были дополнены и уточнены (1942).
Рис. 255. Выделение пентландита (светлое) по границам зерен пирро-
тина (серое) как результат распада твердого раствора. Месторожде-
ние Монче-Туидра. По И. Н. Чиркову. Полированный шлиф. X 125
Наиболее общими признаками распада твердых растворов являются
следующие.
1. Закономерное распределение включений вдоль определенных кри-
сталлографических направлений вмещающего минерала.
2. Включения имеют резкие, ровные границы и обычно представ-
ляют собой монокристаллические зерна, определенным образом ориен-
тированные по отношению к вмещающему их минералу.
3. Включения, представляющие продукт распада твердого раствора,
наблюдаются только среди зерен какого-либо определенного минерала
(например, пирротина в сфалерите, ильменита в магнетите и т. д.).
4. Ориентировка включений в смежных зернах вмещающего мине-
рала различная (в зависимости от того, как проходит срез этих зерен
в шлифе).
5. Для решетчатых срастаний минералов весьма характерно, что
в местах соединения включений наблюдается выклинивание их пластин-
чатых форм (а не увеличение толщины, как это обычно для пересекаю-
щихся прожилков замещения).
6. Включения и вмещающий их минерал должны обладать общими
кристаллохимическими особенностями, позволяющими при высоких тем-
пературах образовывать твердые растворы. Поэтому знание физико-хи-
мических диаграмм равновесия, полученных экспериментальным путем,
имеет важное значение для суждения о том, могут ли наблюдаемые
276
в каком-либо минерале включения представлять собою продукт распада
твердых растворов.
Например, при описании руд нередко можно встретить утверждение,
что «эмульсионные» включения галемита в сфалерите являются продук-
том распада твердых растворов. Однако если мы обратимся к бинарной
системе равновесия PbS—ZnS, то увидим, что эти соединения в смеси
кристаллизуются по принципу эвтектики, т. е. при высоких температурах
совершенно не образуют твердых растворов. Следовательно, не может
быть и речи о распаде твердых растворов.
В таком случае наблюдающиеся иногда точечные включения гале-
нита в сфалерите должны быть объяснены по другому. В ряде случаев,
как описано в литературе (Бетехтин, 1940,), они пространственно при-
урочены к секущим прожилкам галенита в сфалерите, т. е. по времени
образования являются более позднуми, чем сфалерит, и, по всей вероят-
ности, возникли- путем замещения.
ГЛАВА КП!
КАТАКЛАЗ И ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ
РУДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ
Различные по своим физическим свойствам минералы, подвергаясь
механическим воздействиям, испытывают деформации. При этом в одних
случаях возникают хрупкие деформации, сопровождающиеся разрывом
сплошности, в других — пластические деформации (без разрыва
сплошности).
Совершенно естественно, что твердые минералы чаще всего испы-
тывают хрупкие деформации, выражающиеся в трещиноватости и дроб-
лении зерен, т. е. в тех признаках, которые мы относим к катаклазу.
Мягкие минералы значительно реже подвергаются катаклазу и чаще
испытывают пластические деформации.
Несомненно, помимо механических свойств вещества, подвергающе-
гося деформации, играют большую роль, с одной стороны, та среда, в ко-
торую заключен данный минерал, а с другой — интенсивность и длитель-
ность динамических воздействий, которые приводят к деформациям.
Физические свойства самих минералов, как известно, обусловлены
особенностями их кристаллической структуры. В частности, механиче-
ские свойства минералов в значительной степени определяются харак-
тером связи структурных единиц (ионов или атомов) в минералах.
Металлы, обладающие так называемой металлической, сравнительно
слабой связью атомов, в большинстве своем легко подвергаются пласти-
ческой деформации. Минералы, характеризующиеся прочной ковалент-
ной или ионной связью структурных единиц, подвержены хрупким
деформациям.
Многие сульфиды по своим свойствам в основном близки к само-
родным металлам, тогда как окислы металлов более близки к сили-
катам.
Рассматривая поведение минералов при механических воздействиях,
необходимо различать явления, происходящие в пределах отдельных
минеральных зерен и минеральных агрегатов в целом.
Признаки хрупких деформаций в рудах. В зависимости от того, на-
блюдается ли данный твердый минерал в виде сплошного агрегата или
в виде единичных вкрапленных зерен, он будет подвергаться в разной
степени деформации. Так, в частности, пиритовый агрегат, подвергшийся
действию направленного давления в пределах какой-либо зоны наруше-
ния, может оказаться сильно трещиноватым и раздробленным с призна-
ками отчетливо выраженной катакластической структуры (рис. 256).
278
Однако отдельные зерна какого-либо твердого минерала, хотя бы
пирита, заключенные в агрегате мягких минералов, при той же интенсив-
ности и характере динамических воздействий могут быть частью трещи-
новатыми, частью совершенно лишенными каких-либо признаков ката-
клаза. Последнее обычно наблюдается в том случае, если зерно твердого
минерала со всех сторон окружено мягким пластичным веществом,
которое, принимая на себя основные напряжения, разрешающиеся в тре-
щиноватости или пластической деформации, предохраняет его от раздроб-
ления. Если твердые зерна в процессе движения сдавливаемой податли-
вой массы соприкасаются между собой, то они подвергаются дроблению
Рис. 256. Трещиноватость и дробление в пиритовом агрегате. Сеть тон-
ких жилок халькопирита (светло-серое) цементирует раздробленный и
трещиноватый пирит. Черное — кварц. Л'кесторождепие Кафан (Закав-
казье). Полированный шлиф. X 40
или растрескиванию. Так, в частности, на рис. 257 показана руда, сло-
женная галенитом, блеклой рудой и пиритом с незначительным коли-
чеством кварца и сфалерита. Большая часть зерен пирита сильно тре-
щиновата. Отчетливо видно, что те зерна пирита, которые со всех сторон
окружены галенитом или блеклой рудой, менее трещиноваты или совсем
лишены трещин, в то же время зерна, которые соприкасаются друг
с другом, совершенно раздавлены. В центре фотографии видно, что
вместе с пиритом оказались также раздробленными небольшие выделе-
ния сфалерита.
В том случае, когда руды, подвергаются ориентированному давлению,
вызывающему явления рассланцеваиия во вмещающих породах, наибо-
лее твердые минералы, в частности такие как пирит, могут подвергаться
также рассланцеваниго. Это явление в сплошных массах пирита может
выразиться в возникновении серии тонких сколовых трещин, пересекаю-
щихся под острыми углами. Относительно крупнозернистые агрегаты
пирита превращаются при этом как бы в агрегат более мелких зерен,
форма которых определяется границами трещин. Подобного рода рас-
сланцованные пиритовые агрегаты были описаны В. П. Логиновым
279
(1&50) для руд Кубанского месторождения на Урале и наблюдались
нами также в сплошных пиритовых участках руд других колчеданных
месторождений.
Проявления направленного давления удается в некоторых случаях
наблюдать и в отдельных зернах твердых минералов, заключенных
в массе, неоднородной по своему составу. Так, в частности, нами был
описан (Шадлун, 19502) пример образования удлиненной формы зерен
пирита, заключенного в карбонатно-хлорито-сфалеритовой массе. Будучи
разбито серией параллельных трещин с одновременным смещением по
Рис. 257. Трещиноватые и раздробленные зерна пирита (светлые рельеф-
ные), заключенные в массе галенита и блеклой руды (светло серое).
Темно-серое — сфалерит, черное — кварц. Месторождение Кумышкаи
(Средняя Азия). Полированный шлиф. X 46
ним, зерно пирита, претерпевшее по существу катаклаз и частичное раз-
дробление и истирание по краям, приобрело лннзовидно-удлиненную
форму.
Таким образом, хрупкие деформации, возникающие под влиянием
направленного давления, в определенных условиях могут приводить
к разлинзованию или развальцеванию как отдельных зерен, так и сплош-
ных агрегатов твердых минералов.
Явления трещиноватости и дробления в мягких минералах наблю-
даются значительно реже. Существенное значение имеют количественные
соотношения и размер-зерен минералов. Часто относительно небольшие
включения мягкого минерала в больших полях твердого, так же как
мелкие зерна твердого минерала в мягком, могут оказаться предохранен-
ными от деформации.
Очень часто при установлении возрастных отношений минералов
на основании наличия трещиноватости и дробления в одних минералах
и отсутствия их в других делается заключение о более позднем отложе-
нии минералов, не затронутых дроблением. Однако далеко не всегда
при этом можно делать однозначный вывод. Как видно из ранее сказан-
ного, даже при одновременном воздействии давления на все минералы
280
одни могут оказаться трещиноватыми, катаклазированными, а дру-
гие — даже не затронутыми трещиноватостью.
На рис. 258 мы видим явление раздробления кварцевой массы.
Халькопирит цементирует обломки кварца и выполняет тонкие тре-
щинки в нем. Следует заметить, что данные соотношения мягкого и твер-
дого минералов могли возникнуть как при существовании обоих минера-
лов до деформации (но при условии перемещения мягкого минерала
вдоль трещин в силу пластической деформации под влиянием давления),
так и при разновременном их образовании (т. е. одного до процесса
Рис. 258. Катакластическая структура кварца (черное), сцементированного
халькопиритом (белое). Месторождение Каджараи (Закавказье). Полиро-
ванный шлиф. X 46
деформации, другого одновременно с ним). В последнем случае отло-
жение более молодого минерала могло произойти либо из остаточных
растворов (если механические нарушения произошли до окончания дан-
ной стадии минерализации), либо из растворов последующей, наложен-
ной стадии минерализации. Аналогичная картина была представлена
на рис. 256, где более крупные трещины среди раздробленного трещи-
новатого пирита «залечены» халькопиритом и кварцем.
Необходимо указать, что при катаклазе и милонитизации минераль-
ной массы часто не возникает каких-либо заметных на глаз полых про-
странств (в виде трещин или межобломочных пустот), которые заполня-
лись бы минералами более позднего происходждения. Такой случай
катакластической структуры в массе блеклой руды показан на рис. 259.
Этот сульфид, как известно из минералогии, принадлежит к числу
весьма хрупких минералов и потому в большей мере (по сравнению
с другими мягкими сульфидами) подвергается хрупким, чем пласти-
ческим деформациям. Следует отметить, что в некоторых случаях, как.
и в упомянутом выше, сеть очень тонких трещинок в блеклой руде выяв-
ляется только с помощью травления кислотами полированной поверх-
ности минерала.
Вообще говоря, катаклаз пород и руд всегда сопутствует дизъюнк-
тивным тектоническим нарушениям — зонам дробления, смятия, после-
281
рудным смещениям и т. п. При этом продукты дробления, особенно
послерудных нарушений, сопровождающихся смятием, подвергаются
цементированию другими минералами. Весьма характерно, что в участ-
ках тектонических нарушений или послерудных сбросов признаки ката-
Рис. 259. Катакластическая структура блеклой руды,
обнаруженная с помощью травления насыщенным
раствором НС1 (копц.) + СгО3. Месторождение
им. III Интернационала (Урал). По Т. Н. Шадлуи.
Полированный шлиф. X 72
Рис. 260. Микросбросы в полисинтетических двойниках сфалерита.
Месторождение Холст (Северный Кавказ). По А. Д. Геикииу.
Полированный шлиф. Протравлено. X 86
клаза в рудном теле по мере удаления от плоскости нарушения стано-
вятся все менее и менее заметными. Однако даже в ненарушенных
на глаз рудах при исследовании их под микроскопом в полированных
282
шлифах нередко удается обнаружить признаки слабых динамических
воздействий-. Так, например, при травлении в парах царской водки
крупнокристаллических зерен сфалерита можно наблюдать микросбросы,
хорошо заметные на фоне полисинтетических двойников (рис. 260).
В самих зонах тектонических нарушений, проходящих через рудные
тела, происходят весьма существенные изменения во взаимоотноше-
ниях минералов, слагающих руды, в зависимости от их физико-механи-
ческих свойств. Например, в сфалерито-галенитовых рудах, испытав-
ших дробление, более твердый минерал — сфалерит — оказывается
разбитым на обломки самых различных размеров, тогда как галенит
Рис. 261. Катаклазированный пирит (белое), сцементированный и частично
замещенный халькопиритом (серое). Черное — кварц. Месторождение
Кафан (Закавказье). Полированный шлиф. X 40
претерпевает перегруппировку вещества и не обнаруживает никаких
признаков катаклаза. При этом обломки сфалерита не только подвер-
гаются цементации галенитом, но в отдельных случаях и частичному
залечиванию благодаря «вдавливанию» галенита в трещинки катаклаза.
В целом строение такой руды напоминает микробрекчиевую текстуру.
Следует иметь в» виду, что аналогичные соотношения минералов могут
возникнуть также при наложении более поздних стадий минерализации
на более ранние, отделенные дроблением. Одним из признаков связи
катаклаза с послерудными нарушениями является факт локального
проявления признаков дробления.
В условиях слабых тектонических воздействий типичные катакла-
стические структуры способны образовывать и такие мягкие минералы,
как халькопирит, пирротин, а также минералы, обладающие совершен-
ной спайностью — галенит, антимонит и др. Обломки этих минералов
обычно бывают сцементированы кальцитом или другими нерудными
минералами, выпадающими из растворов в момент дробления рудной
массы.
283
При огромном многообразии типов месторождений и минеральных
ассоциаций в них можно встретить самые разнообразные сочетания
твердых и мягких минералов, подвергшихся различным динамическим
воздействиям. Естественно, что и проявления катаклаза в разных мине-
ральных агрегатах достаточно многообразны. Можно лишь указать, что
в месторождениях железных, марганцевых, хромитовых, титаномагнети-
товых руд, состоящих преимущественно из твердых минералов — окис-
лов металлов, катаклаз проявлен, как правило, в значительно мень-
шей мере. То же можно сказать о медно-никелевых сульфидных рудах
магматического генезиса и особенно о вкрапленных рудах, заключенных
в силикатных породах. Что же касается различных генетических типов
гидротермальных жильных и метасоматических месторождений, обра-
зование которых обычно связано с тектоническими нарушениями, часто
с неоднократным возобновлением трещинообразования вдоль одних
и тех же зон оруденения, то в, них явления катаклаза проявлены наибо-
лее широко и отчетливо.
Наложение последующих стадий минерализации с проникновением
вдоль трещин растворов, способных взаимодействовать с катаклазиро-
ванным материалом, приводит к развитию явлений замещения и обра-
зованию на месте структур катакластических структур замещения. При-
мерами могут служить структуры замещения катаклазированного пирита
халькопиритом (рис. 261), арсенопирита блеклой рудой, вольфрамита
шеелитом и т. д.
Во всех подобных случаях, как нетрудно догадаться, судя по составу
первичного и замещающего минералов, имеет место взаимодействие про-
никающих по трещинкам растворов с ранее образовавшимися мине-
ралами.
Несколько иного рода случаи катаклаза химически стойких мине-
ралов происходят при таких процессах гидротермального метаморфизма
горных пород, когда изменение их состава сопровождается увеличением
объема пород. Например, в сильно серпеитинизированных дунитах и
перидотитах вокруг заключенных в них хромитовых линз и гнезд наблю-
даются оторочки рассланцованных серпентинитов (за пределами рудных
тел они исчезают), являющиеся результатом динамических воздействий.
Сами руды при этом претерпевают сильный катаклаз. Широко распро-
странены также явления растрескивания акцессорных зерен хромшпине-
лидов в серпентинизироваипых породах, чего не наблюдается в свежих
породах (Бетехтин, 1935, 19372; Кашин, 1937, и др.).
В некоторых минералах под действием давления проявляется спай-
ность или отдельность, которая обычно бывает незаметна. Таковы, напри-
мер, случаи обнаружения спайности в магнетите по октаэдру, в самород-
ной платине по кубу и т. д.
Нередко признаки трещиноватости в отдельных минералах отчетливо
выступают благодаря вторичным изменениям при обработке их экзоген-
ными растворами. В этих случаях даже очень тонкие трещины служат'
путями проникновения поверхностных растворов, при взаимодействии
с которыми происходит замещение данного минерала в виде секущих
жилок новообразований.
При этом замещающий минерал как бы подчеркивает слабо выра-
женные явления катаклаза в тех или иных хрупких минералах, образуя
в них решетчатые, сетчатые и прочие виды микротекстур замещения.
Таковы, например, часто наблюдающиеся сетки тонких прожилков ковел-
лина или халькозина в сфалерите или халькопирите, англезита и церус-
сита в галените и т. д.
284
Явления пластической деформации в рудах. Наряду с механической
деформацией, приводящей к дроблению, т. е. нарушению сплошности
кристаллического индивида в рудах, подвергшихся динамическим воз-
действиям, обнаруживаются нередко пластические деформации или изме-
нения в пределах отдельного кристаллического зерна того или иного ми-
нерала, не сопровождающиеся существенным нарушением целостности.
Известно, например, что в горных породах или скоплениях жиль-
ных минералов, в частности кварца, под влиянием динамических воз-
действий появляется волнистое угасание, а в зернах кальцита — тонкие
линии скольжения или двойникование под действием давления. Так
Рис. 262. Тонкое двойниковое строение (светлые параллельные линии)
в протравленном зерне халькопирита. Местами видны зачатки пере-
кристаллизации (светлые зернышки) вдоль трещинок. Месторождение
Шамлуг (Закавказье). Полированный шлиф. Протравлено в парах
царской водки. X 85
и в рудных минералах, в частности таких, как пирротин, антимонит,
халькопирит, сфалерит и др., обнаруживаются аналогичные изменения
внутри зерен. Явления трансляции или двойникования под действием
внешних сил (давления), как известно, связаны со смещениями внутри
кристаллического индивида по некоторым кристаллографическим пло-
скостям. Подобные признаки деформации в рудных минералах чаще
всего обнаруживаются в, поляризованном свете или при структурном
травлении.
Помимо обычной трансляции или скольжения при подобных дефор-
мациях кристаллических индивидов, может происходить смещение с пово-
ротом отдельных сдвинутых частей, что обусловливает появление двой-
ников. Очень часто появляющиеся при давлении линии спайности,
скольжения или двойникования оказываются изогнутыми. Обычно наряду
с появлением в мягких минералах пластических деформаций в твердых
минералах наблюдаются признаки катаклаза.
Из сульфидов, типичных для очень многих месторождений, лишь
некоторые (в частности антимонит, халькопирит, сфалерит, пирротин)
285
являются такими минералами, в которых чаще всего проявляются ука-
занные преобразования.
Причиной того, что очень редко наблюдаются линии скольжения
или двойникование в таком минерале, как галенит, является его исклю-
чительно большая способность к пластическим деформациям. Послед-
няя способствует тому, что деформация галенита приводит к более
интенсивным изменениям — к пластическому течению с резким удлине-
нием отдельных зерен, и таким образом быстро исчезают начальные
стадии деформации.
Рис. 263, Признаки динамических воздействий в сплошном агрегате
антимонита. Видны тонкие изогнутые двойники давления и блоковое
угасание отдельных участков. Месторождение Успенское (Казахстан).
Полированный шлиф. Николи скрещены. X -165
Вопросу о скольжениях и двойниковании в кристаллах сульфидов
было посвящено не мало исследований, и в литературе они описаны
достаточно детально, поэтому здесь нет смысла останавливаться на них
более подробно.
Надо, однако, отметить, что в слабо нарушенных рудах подобные
деформации распространены не столь широко и нередко наблюдаются
спорадически в единичных зернах, в отдельных участках. Поэтому нужны
достаточно тщательные наблюдения и применение сплошного протравли-
вания для обнаружения описанных явлений.
Наиболее отчетливо проявленные линии скольжения и двойникова-
ния удается наблюдать в богатых халькопиритом и пиритом рудах,
подвергшихся деформации. В таких рудах в ряде случаев (после трав-
ления) в относительно крупнозернистом агрегате халькопирита, грани-
чащем со скоплениями пирита с типично катакластической структурой,
можно видеть очень тонкую штриховку в виде слегка изогнутых линий,
в разных зернах ориентированную различно. Иногда в одном и том же
зерне халькопирита можно видеть тонкие изогнутые полисинтетические
двойники в нескольких направлениях (рис. 262). На той же микрофото-
286
Рис. 264. Двойники скольжения в крупном кристаллическом зерне сфале-
рита (темные тонкие полоски). Здесь же видны зачатки перекристалли-
зации в тонкозернистый агрегат. Темно-серые зерна — кварц, белые —
пирит. Месторождение Кумышкаи (Средняя Азия). Полированный шлиф.
Протравлено. X 85
Рис. 265. Крупнозернистый сфалерит с изогнутыми полисинтетическими
двойниками, частично перекристаллизованный (справа вверху). Белое —
халькопирит. Месторождение Салон (Кавказ). По А. Д. Генкину. Полиро-
ванный шлиф. Протравлено. X 106
графпи наряду с двойникованием наблюдается и начальная стадия
перекристаллизации вдоль границ отдельных зерен или тонких' трещинок.
Во многих сурьмяных месторождениях аналогично ведут себя анти-
монитовые руды. Обычно в антимоните, подвергшемся даже неболь-
шому давлению, возникает сложная система полисинтетических двой-
ников, нередко изогнутых. Местами наряду с двойниками возникает
-блоковая структура, причем отдельные зерна обладают неоднородным,
волнистым угасанием при скрещенных ииколях (рис. 263).
Подобные явления были описаны для некоторых антимонитовых
месторождений Советского Союза (Альтгаузен и Боришанская, 1940)
и, в частности, для Успенского месторождения в-Казахстане.
Рис. 266. Двойниковое строение зерен пирротина, возникшее под дав-
лением. Белые зерна — пирит. Месторождение Березовское (Алтай).
Полированный шлиф. Николи скрещены. X 75
Как можно видеть на рис. 264, линии скольжения или тонкого двой-
никования зерен, совершенно аналогичные тем, которые наблюдаются
в халькопирите, появляются в испытавших направленное давление агре-
гатах сфалерита. Очень четко они проявлены в некоторых сфалерито-гале-
нитовых рудах, подвергшихся значительным динамическим воздействиям.
Очень эффектные изогнутые полисинтетические двойники сфалерита
(рис. 265) удается обнаружить путем травления полированных шлифов
из свинцово-цинковых сульфидных руд Садонского месторождения, под-
вергшихся динамическим воздействиям. При этом характерно, что
местами, большей частью вдоЛь границ зерен, иногда вдоль плоскостей
двойникования устанавливается также перекристаллизация сфалерита
в тонкозернистые агрегаты.
Данные таких экспериментальных исследований, как и изучение раз-
личных типов руд, показывают, что для проявления признаков пластиче-
ских деформаций в сфалерите нужны более интенсивные воздействия, чем
для появления их в халькопирите, не говоря уже о галените. Как правило,
в тех случаях, когда проявлены признаки пластических деформаций
в сфалерите, сопутствующий ему галенит испытывает значительную пере-
кристаллизацию с образованием транобластических структур.
288
Возникновение двойникования от давления характерно также для
таких минералов, как пирротин. При этом нередко в агрегате пирротина
возникает серия линзовидных субпараллельных друг другу двойниковых
зерен, которые ориентированы под определенным углом к направлению
давления (рис. 266).
Доказательством того, что двойникование связано с динамическими
воздействиями служит обнаружение в рудах и ряда других признаков
деформации. Как правило, в таких рудах большинство минералов, сла-
гающих руды, несет следы катаклаза или пластической деформации,
а в месторождении устанавливаются послерудные сбросы или зоны нару-
шений.
Рис. 267. Сильно деформированный агрегат галенита с резко вытянутыми
формами зерен и признаками течения. Серое вверху слева — сфалерит,
черное — кварц. Белые зерна — пирит. Месторождение Кумышкан (Сред-
няя Азия). Полированный штуф. Протравлено. X 4
Пластические деформации в пределах отдельных кристаллических
зерен, не приводящие к нарушению целостности зерна, помимо появле-
ния двойникования, могут вызвать достаточно резкое изменение формы
зерна. Чаще всего проявляется удлинение зерен в направлении, перпен-
дикулярном сжатию или направленному давлению.
В случае интенсивного воздействия ориентированного давления
на зерно или агрегат зерен какого-либо мягкого минерала, обладающего
в той или иной мере свойствами пластичности, возникновение серии
внутрикристаллических перемещений или скольжений приводит к такому
суммарному перемещению отдельных частей кристаллического индивида,
которое может быть обнаружено не только микро-, но и макроскопически
(рис. 267).
Естественно, что чем мягче минерал и чем сильнее выражены у него
свойства пластичности, тем меньшие усилия необходимы для возникнове-
ния пластических деформаций. Среди сульфидов подобные деформации
чаще всего наблюдаются в таких минералах, как галенит, антимонит,
самородный висмут и др.
19 Зак. 153
289
В некоторых случаях под влиянием динамических воздействий воз-
никают гнейсовидные текстуры, при этом зерна агрегатов приобретают
ориентировку и удлинение, иногда линзовидные формы. Находящиеся
в таких участках более твердые и хрупкие минералы — пирит, кварц
и даже такие, как блеклая руда, сфалерит, обычно подвергаются раз-
дроблению. В некоторых деформированных сфалерито-галенитовых
рудах со скоплениями пирита участки, сложенные почти чистым галени-
том, имеют несколько вытянутую форму и как бы огибают скопления,
состоящие из сфалерита и пирита. Травление галенита обнаруживает
наличие резко удлиненных и частично изогнутых зерен, что в целом
создает впечатление структуры течения (см. рис. 267). Раздробленность
скоплений сфалерита и пирита и огибание их массой галенита не остав-
ляет сомнений в том, что данные текстурные особенности руды обуслов-
лены последующими деформациями под влиянием тектонических воздей-
ствий.
Помимо общей деформации в таких минералах, как галенит, обла-
дающих совершенной спайностью, в отдельных зернах нередко прояв-
ляется сильная изогнутость трещин спайности, что иногда особенно
хорошо видно на отшлифованных или плохо отполированных поверх-
ностях крупнокристаллических руд.
В некоторых случаях аналогично ведут себя пирротиновые руды,
подвергшиеся действию давления. При этом зерна пирротина, испыты-
вая пластическую деформацию, удлиняются и приобретают ориенти-
рованное расположение.
В других случаях в агрегатах галенита, антимонита и др. устанав-
ливаются сплошные массы перекристаллизованного вещества, в котором,
однако, сохраняется еще ясно выраженная ориентировка отдельных зе-
рен. Удлинение их отвечает направлению, перпендикулярному направ-
лению динамических воздействий.
В более твердых минералах, таких, как халькопирит, сфалерит, пир-
ротин, пластическая деформация должна проявляться, естественно, при
более интенсивном и более длительном воздействии ориентированного
давления. При сбросо-сдвиговых послерудных нарушениях в этих ми-
нералах, как правило, не возникает деформаций, аналогичных тем, что
наблюдаются в антимонитовых и галенитовых массах. Для них более
характерно проявление катаклаза или в крайнем случае незначительных
признаков перекристаллизации, наряду с 'возникновением двойников
давления, линий скольжения и других особенностей деформирован-
ных руд.
Обычно гнейсовидные текстуры или резко выраженная пластическая
деформация в халькопиритовых и сфалеритовых агрегатах обнаружи-
ваются, по-видимому, при давлениях такого порядка, которые приводят
к образованию зон смятия или рассланцевания в каких-либо гидротер-
мально измененных силикатных породах. Естественно, что, помимо внеш-
них условий, конечный результат зависит от механических свойств вме-
щающих пород, заключающих -сульфидные тела.
Изучение месторождений типа колчеданных залежей, состоящих в
основном из сульфидов (пирита, халькопирита и сфалерита), подверг-
шихся интенсивному ориентированному давлению в процессе динамиче-
ского метаморфизма, показало, что в них в отдельных участках руд
с гнейсовидной текстурой среди масс халькопирита и сфалерита наблю-
даются пластические деформации вплоть до образования структур тече-
ния, совершенно аналогичных тем, которые характерны' для галенита.
Признаки таких ориентированных структур установлены были в по-
лосчатых колчеданных рудах, где полосы халькопирита и сфалерита
290
Рис. 268. Пластическая деформация с отчетливым удлинением зерея
в мелкозернистом агрегате халькопирита (серое, разных оттенков, про-
травлено). Белый, рельефный — пирит. Месторождение им. III Интер-
национала (Средний Урал). Полированный шлиф X35
Рис. 269. Агрегат сфалерита с ориентированными и удлиненными зернами
(серое, разных оттенков, протравлено). Рельефные белые зерна — пирит.
Месторождение им. III Интернационала (Средний Урал). Полированный
шлиф. X 1 Ю
19*
Чередуются с полосами пирита. При этом пластическая деформации
в массах халькопирита привела к тому, что длина отдельных зерен его
выявленных при травлении, в 3—5 раз больше поперечного их сечения
(рис. 268). Аналогичные явления удлинения и ориентировки зерен на-
блюдались в агрегатах сфалерита (рис. 269).
Имеющиеся данные экспериментальных исследований, воспроизво-
дящих действие ориентированного давления на отдельные минералы и
минеральные агрегаты сложного состава, показывают, что те или иные
виды перегруппировки вещества находятся в зависимости от соотноше-
ния отдельных факторов.
Как известно, экспериментальным путем удалось получить и хруп-
кие и пластические деформации в различных минералах. Еще опытами
Мюгге (Miigge, 1898), Бюргера (Buerger, 1928), Адамса (Osborne, а.
Adams, 1931) и др. было показано, что в монокристаллах галенита, халь-
копирита и сфалерита при динамических воздействиях возникают линии
скольжения или трансляции по определенным кристаллографическим на-
правлениям.
Убедительные результаты дали опыты, производившиеся в Инсти-
туте геологических наук АН СССР (Шадлун, Розанов, 1949) с целью
воспроизведения структур и текстур, возникающих в сульфидных рудах
сложного состава под влиянием направленного давления. Эти опыты
показали, что при достаточно высоких нагрузках и значительной дли-
тельности их действия в рудах, в которых до опыта не наблюдалось
каких-либо признаков деформации, появляются различные признаки пла-
стической деформации, вплоть до пластического течения вещества в та-
ких минералах, как галенит, халькопирит и сфалерит. При проведении
экспериментов, было установлено, что в участках руд, подвергшихся
короткому воздействию относительно небольшой нагрузки, в галените
появляются двойники скольжения, при большем давлении появляются
линии скольжения в халькопирите, обозначающиеся в 'форме серии
тонких параллельных штрихов, очень сходных с теми тонкими линиями
скольжения, которые наблюдаются в природных образцах давленного
халькопирита. Характерно, что пирит при этом не показывает каких-
либо признаков деформации. При воздействии еще более высоких дав-
лений выделения халькопирита, претерпевшие во время эксперимента
(давление 26600 кг/см2, длительность 50 мин.) более интенсивную де-
формацию, обнаруживают уже существенную перегруппировку вещества.
Как видно на рис. 270, скопление халькопирита после травления обнару-
живает наличие ориентировки и удлинения отдельных зерен, возникших,
при пластической деформации. В окружающей массе пирита прояв-
ляется катаклаз, а в отдельных зернах оказались проявленными линии
скольжения или своего рода отдельность в виде серии строго парал-
лельных прямолинейных трещин. Не исключена возможность, что
эти линии отвечают трещинам спайности, проявившимся благодаря
давлению.
Крайней степенью проявления пластической деформации, получен-
ной при эксперименте (давление 17600 кг/см2, длительность 3 часа 20
мин.), является пластическое течение халькопирита и сопровождающего
его сфалерита. Как видно на рис. 271, в образце, подвергшемся относи-
тельно длительному воздействию высокого давления, основная масса,
представленная пиритом, претерпевает полное раздробление и представ-
ляет собой тонкую порошковатую массу черного цвета с отдельными
обломками первоначальных зерен. Среди этой массы растертого пирита
видны полосчатые выделения халькопирита и сфалерита, претерпевшие
сильную пластическую деформацию (течение).
292
Рис. 270. Проявление пластической деформации в халькопирите (серый раз-
ных оттенков, протравлен'), в форме удлиненных зерен, и резко выраженное
дробление пирита (белый, рельефный). В пирите видны также линии сколь-
жения в форме параллельных трещин. Эксперимент. Полированный
шлиф. X 145
Рис. 271. Резкое удлинение выделений халькопирита (белое) и сфалерита
(серое), вызванное пластическим течением Окпужя’""И пи^пт пя'-^"^т
в тонкий порошок (черное) с отдельными обломками более крупных зере?
(белое). Эксперимент. Полированный шлиф. X 220
Другими опытами было показано, что пластическое течение с об-
разованием резко удлиненных зерен в галените и барите достигается при
значительно более низких давлениях, чем это необходимо для халько-
пирита.
В заключение можно указать, что явления катаклаза и пластиче-
ской деформации проявляются в рудах самого различного состава и
происхождения. Во всех случаях они свидетельствуют о механических
напряжениях, возникавших в эпигенетическую стадию процессов рудо-
образования.
Как правило, катаклаз и пластические деформации являются след-
ствием внешних динамических воздействий, проявленных в месторожде-
ниях в виде зон нарушения, сдвигов, сбросов, надвигов, зон рассланце-
вания и смятия. Однако следует также иметь в виду, что образование
трещин, микробрекчий и отчасти раздробление, может быть обуслов-
лено внутренними причинами, в частности такими, как уменьшение
объема в связи с усыханием гелевых масс, приводящим к растрескива-
нию и разламыванию затвердевающих минеральных образований.
Что же касается пластических деформаций (волнистого угасания,
признаков скольжения, образования двойников давления и удлинения
зерен), то появление их является в основном свидетельством воздействия
ориентированного давления, связанного с теми или иными тектониче-
скими нарушениями.
Следует еще раз подчеркнуть, что не только состав минеральных
агрегатов и их количественные соотношения в рудных массах, но также
их пространственное положение среди вмещающих пород, обладающих
различным составом и физико-механическими свойствами, имеют важ-
ное значение для проявления механических деформаций в рудообра-
зующих минералах, отдельных минеральных агрегатах или рудной массе
в целом.
ГЛАВА XIV
ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ РУД ПРИ ПРОЦЕССАХ
МЕТАМОРФИЗМА
Давно уже отмечалось, что руды по сравнению с горными породами
под влиянием тех или иных метаморфизующих процессов, в частности
динамометаморфизма, гораздо легче поддаются перекристаллизации
с образованием новых структурно-текстурных особенностей, возникаю-
щих во вновь создавшихся условиях. Особенно это относится к место-
рождениям сульфидных руд древнего возраста, часто не раз испытав-
шим на протяжении геологической истории воздействия внешних факто-
ров метаморфизма.
Как известно, сущность процесса перекристаллизации заключается
в том, что на месте первоначальных зерен минералов или их агрегатов
появляются новые зерна или агрегаты. При этом в рудах перекристал-
лизация может происходить как с изменением, так и без изменения ми-
нерального состава. Процесс этот совершается благодаря тому, что ве-
щество, подвергаясь значительному давлению, испытывает деформацию
и затем, под влиянием повышенной температуры, развивающейся от-
части в процессе деформации, отчасти после нес, в нем возникают центры
новой кристаллизации. Первоначально в нем возникают очень тонко-
зернистые агрегаты, происходит так называемая грануляция, а затем
размер зерен постепенно увеличивается. В зависимости от длительности
процесса, температуры и участия растворов образуются мелко- или
крупнозернистые агрегаты. Поскольку основные теоретические предпо-
сылки общеизвестны и изложены как в учебниках по металлографии, так
и в литературе по метаморфизму горных пород (Грубенман и Ниггли,
1933; Buerger a. Washken, 1947 и др.), более подробно на этом не оста-
навливаемся.
Самый простой случай перекристаллизации, обусловленный динами-
ческими воздействиями, связан, как отчасти уже указывалось ранее,
с послерудными нарушениями, секущими рудные тела. В этом случае
признаки перегруппировки минерального вещества, выражающиеся в пла-
стической деформации .или в зачатках перекристаллизации мягких ми-
нералов (галенит, халькопирит, пирротин и др.), носят локальный ха-
рактер и, как показывает микроскопическое изучение руд, приурочены
только непосредственно к зонам нарушения. При этом твердые минералы
(пирит, арсенопирит, кварц и др.) испытывают катаклаз.
В условиях регионального метаморфизма при преобладании направ-
ленного давления рудные месторождения часто целиком подвергаются
процессам метаморфизма с полным преобразованием или весьма сущест-
295
венным изменением структурно-текстурных особенностей руд. Повыше-
ние температуры, естественно, способствует перекристаллизации и
перемещению рудного вещества. Во многих случаях при региональном
метаморфизме происходит изменение химического и минерального состава
руд, особенно кислородных соединений железа и марганца, в зависи-
мости от окислительно-восстановительного потенциала окружающей
среды.
Термометаморфизм руд совершается под воздействием высокой тем-
пературы изверженных горных пород—пересекающих рудные тела даек
кварцевых порфиров, порфиритов, диабазов, базальтов и других извер-
женных пород или внедряющихся вблизи расположения рудных тел
интрузий гранитоидов. В этих случаях перекристаллизация руд приуро-
чена лишь к местам непосредственного контакта с изверженными поро-
дами или к наиболее близко расположенным участкам. При этом, как
правило, минеральный состав руд существенно меняется: пирит в одних
случаях превращается в пирротин, в других — магнетит, гематит заме-
щается магнетитом, гидроксилсодержащие окислы превращаются в без-
водные соединения и т. д.
Вполне естественно, что в преобразовании руд при процессах мета-
морфизма важную роль играют Н2О, СО2 и другие минерализующие
вещества, присутствующие в рудных массах и боковых породах хотя бы
в очень незначительном количестве. Наконец, важным фактором пере-
кристаллизации руд, так же как и горных пород, является время, в те-
чение которого протекает метаморфизм.
Ниже перейдем к более детальному рассмотрению процессов пере-
кристаллизации в различных условиях динамического и термического
метаморфизма.
Перекристаллизация руд в связи с послерудиыми тектоническими
нарушениями (сбросами, сдвигами, зонами смятия и пр.). Как известно,
при направленных динамических воздействиях наиболее податливые
минералы, т. е. обладающие наибольшей способностью к пластическим
деформациям и перегруппировке вещества (галенит, антимонит, халько-
пирит и др.), часто перекристаллизовываются в тонкозернистые массы
того же состава, т. е. подвергаются процессу грануляции, без каких-либо
признаков катаклаза или дробления.
Процесс превращения грубозернистых агрегатов в тонкозернистые,
согласно закону действия и противодействия (принцип Ле Шателье),
очевидно, обусловлен тем, что динамическое воздействие вызывает реак-
цию, стремящуюся ослабить получающийся эффект (тонкозернистые
массы, обладающие поверхностной энергией и большей упругостью,
лучше сопротивляются механическим воздействиям). Хорошо известно,
что металлическая линейка, сделанная из грубозернистой стали, при
механических деформациях легко ломается, тогда как линейка из тон-
козернистой (пружинной) стали обладает гораздо большей упругостью
и хорошо выдерживает механические воздействия.
Наиболее простой случай проявления динамического метаморфизма
представляет образование так называемого свинчака, т. е. тонкозерни-
стых, почти скрытокристаллических масс галенита, часто встречающихся
в свинцово-цинковых месторождениях около зон послерудных смещений.
В таких случаях в забоях горных выработок можно наблюдать, как
крупнокристаллические массы галенита по мере приближения к пло-
скости послерудпого смещения приобретают характерную полосчатую
текстуру, обусловленную пластической деформацией относительно круп-
ных зерен, хорошо видимую макроскопически в изломах, перпендику-
лярных этой полосчатости (см. рис. 267). Ближе к сбросу полосчатость
296
пропадает, и руда становится матовой вследствие скрытокристалличе-
ского строения.
В полированных шлифах с помощью структурного травления можно
проследить все стадии пластической деформации и перекристаллизации
грубозернистых галенитовых масс с превращением их вначале в поло-
счатые и, наконец, в очень тонкозернистые агрегаты (рис. 272). Те же
явления возникают в галенитовой массе и вокруг включений более твер-
дых минералов, таких, как кварц, пирит, сфалерит и др. При этом ни-
каких явлений катаклаза с образованием каких-либо обломков галенита
обнаружить не удается, т. е. в результате динамического метаморфизма
Рис. 272. «Свинчак» — сплошной тонкозернистый перекристалли-
зованный галенит. Месторождение Гудас (Средняя Азия).
Полированный шлиф. Протравлено. X 85
получается сплошная масса галенита с типичной гранобластической
структурой. Признаки катаклаза можно наблюдать лишь в сопутствую-
щих более прочных минералах (пирите, арсенопирите, кварце и др),
иногда в виде ветвящихся трещин, из которых более крупные залечены
тонкозернистым галенитом. Нередко отдельные обломки твердых
минералов растащены в определенном направлении среди перекристалли-
зованной массы галенита. Твердые минералы в таких участках оказы-
ваются как бы упорами, около которых возникают максимальные напря-
жения и создаются условия, наиболее благоприятные для новой кристал-
лизации. Это хорошо иллюстрирует рис. 273, где в сплошной массе
галенита видны полосчатые образования, а около раздробленных зерен
кварца тот же галенит превращен в очень тонкозернистый агрегат. Как
известно, очень тонкозернистые (гранулированные) агрегаты характери-
зуют начальную стадию перекристаллизации, дальнейшее развитие ко-
торой приводит к постепенному укрупнению зерен.
Аналогичная картина устанавливается и для сфалеритовых масс,
испытавших динамические воздействия. В частности, в этом можно было
убедиться при изучении руд ряда месторождений, разбитых сбросами.
При этом крупнозернистые, блестящие по плоскостям спайности агре-
гаты сфалерита в зонах смещения переходят в скрытокристаллические
массы, обладающие полуматовым восковым блеском. Травление поли-
297
рованных образцов в парах царской водки показывает, как происходит
процесс перекристаллизации. В образцах, взятых в удалении от сбро-
совой плоскости, видны лишь частичные проявления перекристаллизации
вдоль границ между крупными зернами сфалерита и вдоль направлений
микроскопических смещений, часто секущих полисинтетические двой-
ники. Чем ближе к сбросовой плоскости, тем количество перекристалли-
зованной массы естественно, увеличивается.
Интересно, что в ряде месторождений обнаруживаются совершенно
аналогичные преобразования в галенитовых, сфалеритовых, халькопири-
товых и других агрегатах, 'вне видимой связи с какими-либо явными
тектоническими нарушениями. Однако наличие подобных признаков пе-
Рис. 273. Перекристаллизация галенита в тонкозернистую массу около
раздробленных зерен кварца (черное). В правой части снимка в галените
видно полосчатое строение, вызванное пластической деформацией (двой-
никованием). Месторождение на р. Кокомерен (Средняя Азия). Полиро-
ванный шлиф. Протравлено. X 106
рекристаллизации, несомненно, указывает на то, что руды подверглись
тектоническим воздействиям после своего отложения. Примером могут
служить руды месторождения Кумышкан (Средняя Азия), в которых
очень отчетливо проявлены различные стадии перекристаллизации сфа-
лерита. В этих рудах, в участках, где слабо проявилось влияние на-
правленного давления, при травлении в парах царской водки обнаружи-
ваются признаки перекристаллизации в виде неправильных полос, оче-
видно, приуроченных к плоскостям спайности, двойникования или к тре-
щинкам. При этом возникают также вторичные тонкие двойники. В уча-
стках проявления более интенсивного давления количество перекристал-
лизованной тонкозернистой массы больше. Характерно также, что иногда
в сфалерито-галенитовых массах обломки сфалерита подвергаются как
бы разъеданию галенитом, легче поддающимся перекристаллизации. Со-
здающиеся в результате полной перекристаллизации взаимоотношения
между минералами часто трудно отличимы от нормально раскрнстал-
лнзованных минеральных агрегатов,
298
В результате структурного травления признаки грануляции (пере-
кристаллизации в тонкозернистый агрегат) легко устанавливаются также
среди халькопиритовых масс в рудах, подвергшихся динамическим
воздействиям. Так, например, в месторождении Шамлуг (Армения)
средн сплошного халькопирита, представленного крупными зернами,
при травлении отчетливо выявляются тонкозернистые агрегаты новооб-
разований халькопирита в виде «прожилков» вдоль неправильных тре-
щин (рис. 274). Наряду с этим (в левой части снимка) обнаружились
пятна блоковой структуры, слабо отличающиеся друг от друга по оттен-
кам, внешне напоминающие слегка деформированные участки кварца
с неравномерным угасанием в скрещенных николях.
Рис. 274. Перекристаллизация халькопирита в тонкозернистый агрегат
вдоль тонких неправильных трещинок в крупном кристаллическом зерне
(серое разных оттенков). Месторождение Шамлуг (Армения). Полиро-
ванный шлиф. Протравлено в парах царской водки. X 165
На следующей микрофотографии (рис. 275) среди сплошного халь-
копирита мы наблюдаем уже целую зону перекристаллизованного тон-
козернистого халькопиритового агрегата, выявившегося при структур-
ном травлении. Факт нахождения среди этой массы угловатых обломков
раздробленного пирита подтверждает образование тонкозернистого
агрегата халькопирита в связи с динамическими воздействиями.
В литературе по минераграфии давно уже обращалось внимание на
признаки динамометаморфизма в антимонитовых рудах, легко обна-
руживаемые в полированных шлифах при скрещенных николях в отра-
женном свете. Эти признаки выражаются в появлении полисинтетических
двойников с изогнутыми индивидами, неодинаково гаснущих мелких бло-
ков, возникших в пределах крупных зерен, наконец, в образовании среди
них тонкозернистых «прожилков» или каемок того же состава по грани-
цам зерен.
Любопытные детали были получены при изучении А. Г. Бетехтиным
аитимонитовых руд Арамашевского месторождения на Урале. Образо-
299
ванне полос тонкозернистого агрегата здесь происходит вдоль серии
параллельных трещин в крупном зерне антимонита (рис. 276). Иногда
подобные образования возникают вдоль двойниковых швов, по границам
зерен или вдоль тонких неправильных трещинок. Помимо признаков,
только что указанных, наблюдались эффектные явления перекристал-
лизации с образованием равномернозернистого тонкого агрегата (рис.
277). Этот процесс грануляции среди крупных индивидов антимонита
можно проследить во всех стадиях его развития, начиная с цепочек
зерен и полос тонкоагрегатного строения и кончая нацело перекристал-
лизованными равномернозернистыми участками, ничего общего не име-
Рис. 275. Тонкозернистый перекристаллизованный агрегат (в иижией
части снимка), образовавшийся за счет частично сохранившихся круп-
ных зерен халькопирита (в верхней части снимка). Белые угловатые .
обломкн — раздробленный пнрнт. Месторождение Шамлуг (Армения).
Полированный шлиф. Протравлено в парах царской водки. X 165
ющими с катакластическими структурами. Вытянутость этих полос,
очевидно, перпендикулярна направлению давления, насколько об этом
можно судить по линиям скалывания, хорошо заметным в поляризован-
ном свете. Участки полной перекристаллизации антимонитовых руд по
внешнему виду напоминают типичные свинчаки.
Совершенно подобные явления были изучены в крупнокристалличе-
ских пирротиновых рудах медно-нйкелевых сульфидных месторождений
вдоль послерудных сбросов с превращением блестящего пирротина
в матовые тонкозернистые агрегаты, хорошо наблюдаемые в полирован-
ных шлифах при скрещенных николях. То же самое относится к дру-
гим пирротинсодержащим месторождениям, испытавшим послерудные
нарушения. На рис. 278 в качестве примера приведена микрофотография
перекристаллизации (грануляции) пирротина с образованием тонкозер-
нистой гранобластической структуры.
В тех участках, где руды попадают непосредственно в зоны после-
рудных смещений, устанавливается не только катаклаз твердых мине-
ралов и не только перекристаллизация податливых механическим
300
Рис. 276. Перекристаллизация антимонита в виде серии парал-
лельных «прожилков» с образованием тонкозернистого агрегата
в пределах крупного монокристалла. Месторождение Арамашев-
ское (Урал). По А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. Снято
при скрещенных николях. X 100
Рис. 277. Тонкозернистый агрегат перекристаллизованного анти-
монита. Месторождение Арамашевское (Урал). Полированный
шлиф. Снято при скрещенных николях. X 100
напряжениям минералов с образованием тонкозернистых гранобластиче-
ских структур, но и пластическое течение рудной массы вдоль плоско-
стей смещения. При этом возникают как макро-, так и микротекстуры,
похожие на линзовидные и гнейсовидные. Несомненно, что интенсивность
сдавливающих усилий и степень повышения температуры, вызываемая
301
Трением, в разных случаях различны. По всей вероятности, в этих про-
цессах деформации рудных масс принимают участие также вода и дру-
гие минерализующие вещества.
К числу примеров месторождений, руды которых подвергались ди-
намометаморфизму, можно отнести, в частности, некоторые сульфидно-
касситеритовые месторождения Приморья, например Сталинское в ДВК-
Судя по данным Е. А. Радкевич и И. Н. Томсона (1957), Л. Н. Хетчикова
и некоторым нашим наблюдениям над отдельными штуфами, участки
жильных тел, сложенные пирротином, сфалеритом, галенитом, подверглись
пластическим деформациям и перекристаллизации.
Рис. 278. Гранобластический мелкозернистый агрегат пирротина.
Месторождение Сталинское (ДВК). Полированный шлиф. Снято
при скрещенных николях. X 85
Согласно Е. А. Радкевич и И. И. Томсону, рудные жилы в этом
месторождении испытывали интенсивное сжатие и сдвиговые переме-
щения главным образом в процессе формирования месторождения, в про-
межутках между отложением различных минеральных ассоциаций.
Проявления динамических воздействий в данном случае указанными авто-
рами отнесены к межстадийным тектоническим подвижкам в период
формирования рудных жил в трещинах.
В отдельных участках руд Сталинского месторождения наблюдается
отчетливое разлинзование с образованием линзовидных форм сфалерито-
вых агрегатов среди пирротина (рис. 279). Местами линзы сфалерита
огибаются полосчатой массой галенито-пирротинового состава. При этом
полоски галенита состоят из агрегата удлиненных зерен. Пирротин,
заключающий полоски галенита, частично обнаруживает признаки пла-
стической деформации, но в основном состоит из тонкозернистого грано-
бластического агрегата, как это было показано на рис. 278. Удлиненные
линзовидные агрегаты сфалерита обладают относительно крупнозерни-
стой структурой и содержат закономерные включения эмульсиевидных
тонких выделений халькопирита и пирротина. Зерна сфалерита при этом
302
слабо деформированы, Лишь Местами изогнуты двойники и плоскости
спайности.
Имеются и такие участки, где среди гранулированного пирротина
заключены более резко вытянутые и «обжатые» линзочки сфалерита
(см. рис. 279). В этих случаях зериа сфалерита в линзах деформиро-
ваны сильнее, явно удлинены и местами разорваны. Отдельные полосы
сфалерита собраны в мелкие складки, напоминающие плойчатые тек-
стуры.
Судя по указанным взаимоотношениям текстурных и структурных
элементов, создается впечатление, что в рудах Сталинского месторожде-
Рис. 279. Развальцованная сфалерито-пирротиновая руда. Линзовидные
скопления сфалерита (темное) «обтекаются» пирротином (светлое). Отдель-
ные белые зерна — пирит. Месторождение Сталинское (ДВК). Полированный
шлиф. X 6
ния интенсивность направленного давления (сжатия) была такова, что
вызывала разлинзование (образование будинажей) масс более твердого
сфалерита, при почти полной перекристаллизации пирротина. Возможно,
что именно в период разлинзования образовывались кое-где трещины скола
(близкие по ориентировке к направлению контактов жил), в которые
проникли растворы, отложившие более поздний зернистый галенит.
В дальнейшем продолжавшиеся движения (сжатие) вызвали местами
пластическую деформацию галенита в прожилках с образованием удли-
ненных зерен.
Следует подчеркнуть, что описанные проявления динамометамор-
физма связаны с тектоническими подвижками в жильных телах срав-
нительно небольшой мощности (в среднем не более 0,5—.1,0 м), зале-
гающих согласно с вмещающими их сланцами. Возникшие при этом
текстурные и структурные особенности, обусловленные деформациями,
очень напоминают признаки динамометаморфизма, связанного со стрес-
сом, проявленным в некоторых колчеданных месторождениях. Однако
зоз
й рудах упомянутого Сталинского месторождения сжатию подверглись
маломощные тела, при этом не произошло перекристаллизации галенита
и сфалерита и лишь частично перекристаллизован пирротин. В то же
время в гораздо более мощных рудных телах метаморфизованных кол-
чеданных месторождений происходит полная перекристаллизация и зна-
чительное перераспределение таких сульфидов, как галенит, сфалерит,
халькопирит и др., о чем будет сказано ниже.
Перекристаллизация руд в связи с региональным метаморфизмом.
Прежде всего следует отметить, что процессы перекристаллизации руд
при региональном метаморфизме совершаются в различных условиях.
В основном можно выделить два типа перекристаллизации: 1) пере-
кристаллизации, связанной с процессами регионального метаморфизма,
протекающего в блиэповерхностных условиях при явно преобладающем
направленном давлении, и 2) перекристаллизации, связанной с регио-
нальным метаморфизмом, происходящим в более глубоких зонах земной
коры.
Если в первом типе главнейшим фактором является направленное
давление (стресс), то во втором типе даже при наличии одностороннего
давления преобладающую роль играют всестороннее сжатие, повышен-
ная температура и участие метаморфических растворов.
В первом случае, как правило, несмотря на перекристаллизацию,
в рудах сохраняются ориентированные текстуры — сланцеватые, гнейсо-
видные, полосчатые и иногда даже ориентированные структуры как
проявление пластической деформации, выражающейся в ориентировке
и удлинении зерен агрегатов. Во втором случае в рудах происходит пол-
ная перегруппировка и перекристаллизация, которая большей частью
стирает следы действия стресса, уничтожая ориентированные текстуры
и структуры. Однако в рудах первично-осадочного генезиса и при глу-
боком метаморфизме нередко отчетливо проявлена полосчатость, как
представляющая реликты' первичной слоистости, так и вызванная мета-
морфической дифференциацией.
При каждом из указанных типов перекристаллизации в зависимости
от свойств первичного минерального вещества могут иметь место про-
цессы перекристаллизации как с изменением, так и без изменения мине-
рального состава.
Следует отметить, что месторождения, руды которых подверглись
действию стресса в регионально вытянутых зонах, типа крупных зон
смятия или надвига (например, Прииртышская зона смятия Алтая), по
существу должны быть отнесены также к первой группе. Формально
к таким рудам, может быть, и нельзя применить термин «регионально-
метаморфизованные», ибо они испытали так называемый дислокацион-
ный метаморфизм (по терминологии Тэрнера, 1951) или динамомета-
морфизм, проявленный в сравнительно узких зонах, но в основном он
характеризуется теми же факторами, что и региональный метаморфизм
в блиэповерхностных условиях.
Ниже остановимся на упомянутых двух основных типах перекри-
сталлизации в условиях главным образом близповерхностного метамор-
физма (направленного давления) и отчасти в условиях глубинного ме-
таморфизма. При этом вначале рассмотрим перекристаллизацию без
изменения, а затем с изменением минерального состава.
Наиболее изученным примером поведения минеральных агрегатов под
действием факторов близповерхностного регионального или ло-
кального динамометаморфизма, который характеризуется преимуществен-
ным проявлением стресса и влечет за собой перекристаллизацию руд на
304
значительных площадях без существенного изменения их состава, следует
считать сульфидные руды типа колчеданных залежей. Руды этого типа
известны как в Советском Союзе (Урал, Алтай, Северный Кавказ и др.),
так и за рубежом (Раммельсберг, Боденмайс, Рио-Тинто и др.). Не-
смотря на наличие существенно различных взглядов па образование
этих месторождений, все же можно считать доказанным, что значитель-
ная часть этих руд претерпела весьма существенный метаморфизм, сопро-
вождавшийся перекристаллизацией и местами перемещением вещества,
без изменения минерального состава (или с несущественными и локаль-
ными преобразованиями).
Руды многих сульфидных залежей испытали, несомненно, силь-
ное боковое сжатие или действие стресса в течение длительного времени
и одновременно подверглись воздействию метаморфических (поровых)
растворов, циркулировавших в процессе метаморфизма. Известно, что
тесная связь развальцевания и перекристаллизации вызывает образова-
ние сланцеватых и полосчатых текстур в подвергшихся метаморфизму
гарных породах. Естественно, что и в преобразовании руд указанные
процессы играют аналогичную роль.
При изучении процессов динамометаморфизма было установлено,
что в сульфидных рудах перекристаллизация проявляется несравненно
в большей степени, чем во вмещающих горных породах. А. Н. Завариц-
кий (1943, 1950) неоднократно подчеркивал, что процессы перекристал-
лизации и метасоматизма в колчеданных рудах Урала проявляются на-
столько сильно, что замаскировывают первичные структуры. Чтобы
доказать метаморфическое преобразование руд, приходится прибегать
к сравнительному методу изучения однотипных колчеданных залежей
как не затронутых метаморфизмом, так и слабо и сильно метаморфи-
зованных.
Проводившиеся в течение многих лет исследования руд колчедан-
ных залежей в основном были направлены та отыскание переход-
ных стадий или реликтов первичных структур и текстур в метаморфизо-
ванных месторождениях. В частности, детальное изучение структур и тек-
стур в рудах таких месторождений, как Блявинское, Учалинское, им. III
Интернационала на Урале, Николаевское, Белоусовское и Березовское на
Алтае, а также изучение П. Рамдором (Ramdohr, 1953|) руд месторож-
дения Раммельсберг, дало особенно богатый фактический материал по
этому вопросу. Поэтому ниже мы остановимся на особенностях явлений
перекристаллизации, которые удалось установить в рудах именно этих
месторождений. В то же время знакомство с рудами других колчедан-
ных месторождений позволяет утверждать, что обнаруженные в указан-
ных выше месторождениях особенности строения присущи и другим кол-
чеданным рудам, находящимся в аналогичной геологической обстановке.
Имеющиеся в них различия в структурах и текстурах руд в значитель-
ной мере обусловливаются степенью перекристаллизовапности руд
и отчасти различиями в первоначальных исходных соотношениях мине-
ралов.
Явления перекристаллизации в метаморфизованных й той или иной
мере сульфидных рудах типа колчеданных залежей, как правило, со-
провождаются образованием различных полосчатых и гнсйсовидиых
текстур, нередко с признаками плоичатости и брекчировапня.
На рис. 280 изображен штуф полосчатой халькопиритовой руды
Белоусовского месторождения Прииртышской зоны Алтая. Здесь наряду
с полосами халькопирита присутствуют отдельные полосы, обогащенные
сфалеритом и нерудным минералом с некоторым количеством пирита.
Характерным является для этой руды то, что халькопирит обнаруживает
20*Зак. 153 305
мелкозернистую гранобластическую структуру (рис. 281), а заключен-
ные в нем выделения пирита представляют собой раздробленные и рас-
тащенные обломки зерен. Кроме того, в отдельных участках таких руд
в массе тонкозернистого халькопирита устанавливаются реликты круп-
ных зерен (рис. 282) со следами линий скольжения.
На рис. 283 показана гнейсовидно-полосчатая руда одного из место-
рождений Среднего Урала, в которой обособлены полосы сфалерита и
почти чистого халькопирита; внутри последних заключены линзовидно-
полосчатые скопления раздробленного пирита. В полосах сфалерита
обособляются очень тонкие полоски халькопирита. Последние нередко
имеют извилистые границы, так как огибают отдельные обломки зерен
Рис. 280. Полосчатая текстура богатой халько-
пиритом колчсдаииой руды. Светлые полосы —
халькопирит с незначительным количеством пи-
рита и остатками сланца (черное); темные по-
лосы состоят из халькопирита, сфалерита, подчи-
ненного пирита и нерудных минералов. Место-
рождение Белоусовское (Алтай). Полированный
штуф. 4/к нат. вел.
пирита. В пределах полос сфалерита развита тонкозернистая гранобла-
стическая структура, иногда с остатками крупных зерен, в ряде случаев,
возможно, представляющих порфиробласты. В полосах халькопирита
также развита тонкозернистая структура перекристаллизации, а в от-
дельных участках наблюдается ориентированность и удлиненность зерен,
выявляемая при структурном травлении (ом. рис. 268).
Как это хорошо видно на рис. 284 и 285, в метаморфизованных кол-
чеданных рудах образующиеся при перекристаллизации полосчатые аг-
регаты более мягких минералов как бы обтекают имеющиеся в рудах
агрегаты сплошного пирита. При этом скопления пирита имеют часто
линзовидую форму, что указывает на то, что твердые массы в рудах
также претерпевают некоторую деформацию.
Характерный пример липзовидно-полосчатой колчеданной руды
представлен на рис. 285 в образце из известного колчеданного место-
рождения Раммельсберг (Германия) Здесь еще более резко выражены
признаки течения рудной массы, состоящей из мягких минералов (га-
ленита и сфалерита), около линзы сплошного сильно раздробленного
пирита. Зерна пирита, встречающиеся в галенито-сфалеритовых полос-
ках, также раздроблены.
1 Этот образец был получен нами при любезном содействии проф. П. Рамдора.
306
Рис. 281. Гранобластическая структура халькопирита (серый разных
оттенков). Справа вверху — раздробленное зерно пирита (белое).
Месторождение Белоусовское (Алтай). Полированный шлнф. X 46
Рнс. 282. Гранобластнческий мелкозернистый агрегат халькопирита (серое
разных оттенков). Вверху справа—остатки крупного первичного зерна
со следами линий скольжения (белые параллельные штрихи). Отдельные
белые рельефные зерна с черным ореолом — раздробленный пирит. Место-
рождение Белоусовское (Алтай). Полированный шлиф. Протравлено, х 46
20*
Как видно из изложенного, в колчеданных рудах тонкая полосча
тость и гнейсовидные текстуры обусловливаются наличием агрегатов
резко различных по механическим свойствам. Возможность существова
Рис. 283. Полосчатая текстура сфалерит-халькопи-
рит-пиритовой руды. Светлое—пирит и халькопирит,
темное — сфалерит. Месторождение нм. III Интер-
национала (Средний Урал). Полированный штуф.
Нат. вел.
Рис. 284. Огибание лиизовндных скоплений сплошного пирита полосками преимуще-
ственно сфалеритового состава (темное). Месторождение им. III Интернационала
(Средний Урал). Полированный штуф. Нат. вел.
ния первичной полосчатости в рудах до метаморфизма, вообще говоря,
не исключена. Однако особенности структуры и распределения минераль-
ных агрегатов, более или менее полная перекристаллизация мягких ми-
нералов и дробление и развальцевание более твердых указывают на фор-
мирование значительной части полосчатых текстур именно в условиях
метаморфизма (при преобладании стресса).
308
Если руды состоят из агрегатов с преобладанием мягких сульфи-
дов, то в них последние претерпевают чаще всего полную перекристал-
лизацию, в то время как твердые сульфиды и окислы металлов пере-
кристаллизованы лишь частично или претерпели главным образом
катаклаз. При изучении метаморфизованных руд следует иметь в виду,
что гранобластические и порфиробластические структуры агрегатов не
могут быть отличимы от обычных зернистых агрегатов первичной кри-
сталлизации, если не наблюдается переходных разностей, реликтов
первичных структур или тег данных геологического порядка, характер-
ных признаков в строении рудных тел или текстурах руд, которые бы
свидетельствовали о метаморфизме руд.
Рис. 285. Полосчатая пирито-галенито-барито-сфалерптовая руда.
Пирит (светлое) в полосчатых и линзовидных скоплениях сильно
раздроблен, галенит (белый) образует очень тонкие полоски
(не отличимые от пирита), перемежающиеся с полосками сфа-
лерита (темное). Месторождение Раммельсберг (Германия).
Полированный штуф, ’/а нат. вел.
Благодаря тому, что перекристаллизация мягких сульфидов проис-
ходит сравнительно легко, в большей части колчеданных руд, подверг-
шихся метаморфизму, в мягких минералах не сохраняются первичные
структуры, а заключенные в их массе более твердые минералы раздроб-
лены. В пирито-галенито-сфалеритовых рудах, в которых динамические
воздействия проявлены слабее или преобладающим является более
мягкий галенит, в числе обломков наблюдаются не только пирит, но и
такой хрупкий минерал, как сфалерит (рис. 286). Характерно, что га-
ленит в этих участках обнаруживает очень тонкозернистую гранобласти-
ческую структуру со следами течения (рис. 287), весьма сходную с той
структурой, которая наблюдается в описанных выше типичных свинча-
ках, образующихся в зонах послерудных тектонических нарушений
типа сбросов (см. рис. 272).
Очень сходные гранобластические структуры, характеризующие на-
чальные стадии перекристаллизации, дают в колчеданных рудах халь-
309
копирит и сфалерит. Они особенно интересны тем, что являются пере-
ходными или реликтовыми среди полностью перекристаллизованных от-
носительно более крупнозернистых гранобластических агрегатов.
На рис. 288 показан участок пнейсовидной колчеданной руды, в ко-
торой халькопирит, располагающийся среди раздробленного пирита,
подвергся грануляции (начальной стадии перекристаллизации), вслед-
ствие чего приобрел исключительно тонкозернистую гранобластическую
структуру. Такая же структура характерна и для сфалеритовых агрегатов
в тех же полосчатых и гнейсовидных рудах. При этом среди перекристал-
лизованного в топкозернистый агрегат сфалерита иногда сохраняются
Рис. 286. Полоска галенита с обломками сфалерита и пирита. Обломки
сфалерита частью линзовидной формы, частью угловатые, неправильные;
галенит (протравлен) обнаруживает очень тонкозернистую структуру и
признаки «течения». Месторождение Раммельсберг (Германия). Полиро-
ванный шлиф. X 40
реликты первоначальных его зерен, в которых, как это видно на рис. 289,
можно наблюдать развитие тонкозернистых агрегатов вдоль трещин и
двойниковых плоскостей в виде прожилковидных образований.
Исключительная способность сфалерита к двойникованию в про-
цессе кристаллизации (при росте зерен) обусловливает наличие в зер-
нах перекристаллизованных агрегатов двойникового строения. У ряда
исследователей существует совершенно ошибочное представление, что
в таких агрегатах двойники должны быть определенным образом ори-
ентированы, либо перекристаллизованные агрегаты не должны обладать
двойниковым строением. Однако из металлографии давно известно, что
некоторые металлы, в частности металлическая медь, после сильной
деформации путем одностороннего давления и последующего нагревания
претерпевают перекристаллизацию с образованием мелких сдвойнико-
ванных зерен (Тамман, 1931). Расположение двойников при этом бес-
порядочное.
В настоящее время еще нельзя считать достаточно изученным пове-
дение сульфидов при перекристаллизации. Не вполне выяснено, каким
310
Рис. 287. Гранобластическая структура галенита в полосчатой барито-
галенито-сфалеритовой руде. Галенит (протравлен) обнаруживает при-
знаки «течения». Справа — обломок сфалерита (темио-серое). Месторо-
ждение Раммельсберг (Германия). Полированный шлиф. X 165
Рнс. 288. Раздробленный пирит (белый, рельефный) среди гранобласти-
ческого агрегата тонкозернистого халькопирита (светло- и темно-серый,
протравлен) в гнейсовидно-полосчатой руде. Месторождение им. III Ин-
тернационала (Урал). Полированный шлиф. X НО
образом ведут себя при этом процессе компоненты, находящиеся в виде
твердого раствора или изоморфной примеси в минерале, подвергаю-
щемся перекристаллизации. Однако нахождение во многих сфалеритах
( в рудах, подвергшихся метаморфизму) эмульсиевидных выделений
халькопирита или пирротина, а иногда тончайших зернышек пирита,
может быть, является своеобразным отражением процесса «очищения»
при перекристаллизации. Вместе с тем не исключена возможность, что
повышение температуры при метаморфизме может вызывать и образо-
вание структур распада твердого раствора (в пределах перекристалли-
зованных агрегатов).
Рис. 289. Часть реликтового зерна сфалерита (серое справа) среди тонко-
зернистой перекристаллизованной массы того же сфалерита. Вверху
(белое) прожилок переотложенного халькопирита. Месторождение
им. III Интернационала (Средний Урал). Полированный шлиф. Протрав-
лено в парах царской водки. X 90
Строго говоря, и в слабометаморфизованных рудах мы в сущности
не имеем первичных структур руд (в собственном смысле этого слова).
Во многих случаях они являются результатом перекристаллизации пер-
вично отложенных гелей, о чем говорят сохраняющиеся в них реликты
колломорфных образований, а иногда явные признаки перегруппировки
минеральных веществ.
К числу признаков перекристаллизации руд сильнометаморфизо-
ванных месторождений относятся также такие, как исчезновение или
сохранение в виде реликтов первичного внутреннего строения зерен, на-
пример, кристаллически-зонального строения в зернах пирита (Иванов,
1950), а также исчезновение эмульсиевидных включений одного мине-
рала в другом, например, халькопирита в сфалерите. В последнем слу-
чае перегруппировка вещества происходит таким образом, что минерал,
первоначально находившийся в виде тончайших включений в крупных
зернах другого, в перекристаллизованной массе располагается в интер-
стициях между зернами новообразований.
312
На рис. 290 изображен пример подобного рода перекристаллизации
сфалерита с тонким эмульсиевидным халькопиритом. В центре видно
реликтовое крупное зерно сфалерита с тонкими двойниками скольже-
ния и мельчайшими эмульсиевидными включениями халькопирита. Об-
разовавшаяся в результате перекристаллизации (грануляции) окружа-
ющая тонкозернистая масса сфалерита содержит мелкие ксеноморф-
ные выделения халькопирита, располагающиеся между его зернами и
образовавшиеся, по-видимому, частично за счет сегрегации эмульсие-
видных включений.
Об «очищающем» действии перекристаллизации свидетельствует,
в частности, и такой факт, как обособление в более крупных -выделениях
Рис. 290. Тонкозернистый гранобластический агрегат сфалерита (серое,
разных оттенков) с мельчайшими зернышками халькопирита (белое),
располагающимися между его зерен. В центре снимка первоначальное
крупное зерно. Справа и слева темно-серое карбонат. Месторождение
Березовское (Алтай). Полированный шлиф. Протравлено. X 78
такого минерала, как золото, которое первоначально находилось в тон-
кодисперсном состоянии или в виде субмикроскопических включений
в пирите и в других сульфидах. Как это впервые подметил В. М. Крей-
тер (1948), исследованием руд Уральских колчеданных месторождений
было установлено, что самородное золото в перекристаллизованных ру-
дах крупнее, нежели то, которое находится в неметаморфизованных
колчеданных залежах, вследствие чего оно полнее извлекается при обо-
гащении руд.
К числу минералов, наиболее стойких в отношении перекристаллиза-
ции, относится пирит. Признаки, указывающие иа перекристаллизацию
и перегруппировку пирита, устанавливаются с трудом й нередко одно-
значное решение вопроса весьма затруднено. Тем не менее имеются дан-
ные, подтверждающие наличие явлений перегруппировки дисульфида
железа (Шадлун, 1950; Вейц, 1952). В полосчатых рудах, состоящих из
пирита, сфалерита и халькопирита, наряду с относительно крупными зер-
нами пирита часто устанавливается очень тонкий пирит. Зерна такого
313
пирита, как это видно на рис. 291, идиоморфны и располагаются в виде
цепочек или тонкой сыпи в сфалсритовых полосах, состоящих из мелких
несколько удлиненных зерен, ориентированных параллельно полосча-
тости. Несомненно, что подобные образования пирита должны быть от-
несены к новообразованиям, возникшим в процессе метаморфизма.
Что касается нерудных минералов (карбонатов, барита, кварца),
встречающихся в метаморфизованных рудах, то они также претерпевают
перекристаллизацию. Наиболее легко перегруппировываются в тонко-
зернистые агрегаты карбонаты и барит. В агрегатах барита из Бело-
Рис. 291. Новообразования мельчайших зерен пирита (белый) в массе
сфалерита (темное) в полосчатой руде. Заметна ориентировка и
удлинение зерен сфалерита и расположение цепочек зерен пирита
параллельно полосчатости. Месторождение им. III Интернационала.
Полированный шлиф. Протравлено. X 90
усовского месторождения па Алтае, согласно исследованиям Н. Е. Гал-
дина (1957), проявляются отчетливые признаки развальцевания и пла-
стического течения с частичной перекристаллизацией. Кварц, очевидно,
перегруппировывается в условиях постепенных и более длительных ди-
намических воздействий.
Касаясь характеристики перекристаллизации в рудах при процес-
сах регионального метаморфизма в глубинных зонах, следует
отметить, что из числа известных сульфидных месторождений очень
трудно назвать такие, которые могли бы быть отнесены с полной досто-
верностью к типу месторождений, претерпевших региональный мета-
морфизм в глубинных зонах земной коры.
Вместе с тем некоторые исследователи склонны относить к этому
типу такие месторождения, как Лам в Баварии (Schrocke, 1956), Сули-
тельма в Норвегии (Ramdohr, 1938; Krause, 1956), Брокен-Хилл в Ав-
стралии (Ramdohr, 19502, 19532) и др.
Поскольку до настоящего времени не имеется надежных критериев
для решения этого вопроса, мы не останавливаемся на более подробной
характеристике явлений перекристаллизации в рудах этой группы ме-
.314
сторождений. Если такие месторождения полностью преобразуются
в процессе «метаморфизма, то происшедшее перераспределение вещества
не позволяет судить о их перв-ичных текстурно-структурных особен-
ностях.
В последнее время по поводу генезиса некоторых из упомяну-
тых выше и аналогичных им месторождений все настойчивее высказы-
вается гипотеза об их образовании во время регионального глубинного
метаморфизма. Для некоторых руд высказывается предположение об
образовании их путем «мобилизации» вещества при процессах, анало-
гичных процессам гранитизации. В литературе отсутствуют достаточно
детальные описания, как и вообще данные для суждения об особенно-
стях текстур и структур этих руд, что лишает возможности остановиться
на характеристике интересующего нас процесса перекристаллизации
сульфидов и других рудообразующих минералов в рудах этого типа.
Нужно полагать, что в этом случае будет происходить уже не только
перекристаллизация ранее существовавших рудных скоплений, но и но-
вообразование рудного вещества. Значительные рудные массы могут
быть образованы в течение самого метаморфического процесса.
Иначе обстоит вопрос с рудами, представленными кислородными
соединениями металлов и в первую очередь окисла ми железа,
марганца, титана. К числу месторождений этой группы, не-
сомненно, подвергшихся региональному метаморфизму в зонах значи-
тельной глубинности, должны быть отнесены такие месторождения, как
железистые кварциты типа Кривого Рога, КМА и др., как браунито-
гаусманитовые и браунито-гематитовые марганцевые руды типа месторо-
ждений Атасуйского района, Малого Хингана и др., как титаномагнети-
товые руды Рутивары (Швеция). Сходные с рудами Рутивары руды
Кусинского месторождения (Урал) также претерпели метаморфизм, но,
возможно, в более близповерхностных условиях. То же, по-видимому,
можно оказать о марганцевых рудах Аккермановского месторождения
(Южный Урал).
Можно считать доказанным всеми имеющимися исследованиями,
что в упомянутых первично-осадочных месторождениях железа и мар-
ганца (железистых кварцитах и браунито-гаусманитовых рудах) в про-
цессе регионального метаморфизма руды претерпели полную перекристал-
лизацию с изменением .первичного минерального состава. Значительные
массы руд в этих месторождениях являются вновь образованными
в процессе метаморфизма. Имеющиеся данные, подтвержденные доста-
точно детальными исследованиями, позволяют в известной мере судить
как о первоначальном составе и некоторых структурно-текстурных осо-
бенностях руд этого типа месторождений, так и о явлениях перекристал-
лизации в них. Если в сульфидных рудах, в частности в колчеданных за-
лежах, изменения минерального состава мало существенны, то при мета-
морфизме осадочных месторождений железа, марганца и алюминия
имеют место весьма значительные изменения минерального состава руд.
Так, в железорудных осадочных месторождениях в процессе регио-
нального метаморфизма за счет гидроокислов железа и кремния возни-
кают безводные окислы: гематит, магнетит, кварц и др. При этом под
влиянием давления первоначально рыхлые осадки уплотняются впервые
в процессе диагенеза, а затем вследствие повышения давления и тем-
пературы, превращасяь в плотные агрегаты кристаллически-зернистого
строения. Перераспределение вещества при метаморфизме отчасти обу-
словливает отчетливую полосчатость, однако в основном руды сохра-
няют первичное слоистое сложение ( рис. 292 и 293). В местах складко-
образования наблюдаются плойчатые текстуры, которые для руд КМА
315
недавно описывались отчасти А. С. Егоровым (1955). Как видно на
рис. 294, тонкие полоски гематита чередуются с более широкими поло-
сками кварца и полосками кварц-гематит-магнетитового состава, при
этом вся масса железистого кварцита, очевидно, испытала при образо-
вании тонкой плойчатости пластическую деформацию, сопровождав-
шуюся перекристаллизацией.
При изучении слоистых железистых кварцитов под микроскопом
часто устанавливается неравномерность их перекристаллизации в от-
дельных прослойках (рис. 295). Любопытно, что в более тонкозернистых
прослойках железистых кварцитов из рудных минералов преимущест-
венно присутствует гематит, а в более крупнозернистых — магнетит.
Рис. 292. Полосчатая текстура железистого кварцита. Светлые полосы
обогащены магнетитом и гематитом, темные — кварцем. Месторожде-
ние КМА. По А. С. Егорову. Полированный штуф. Нат. вел.
Следует также иметь в виду, что магнетит иногда образуется в виде хо-
рошо образованных идиобластов (метакристаллов), нередко подвергаю-
щихся в позднейшее время эндогенной мартитизации (псевдоморфному
замещению гематитом). Местами в рудах присутствует сидерит.
Известны случаи проявления своего рода метаморфической диффе-
ренциации в железистых кварцитах. Так, например, в Кривом Роге,
окислы железа, как это было показано Я. Н. Белевщевым (1954), при
выщелачивании кварцевых прослойков образуют массы богатых желез-
ных руд при сохранении полосчатости рудных образований.
Причина выщелачивания кварцевых прослойков пока еще недоста-
точно ясна. В. Н. Котляр (1953) рассматривает этот процесс как гипер-
генный. Однако не исключена возможность того, что растворение кварца
могло быть обусловлено гидротермальными щелочьсодержащими раство-
рами. Это тем более вероятно, что в районе Кривого Рога известны более
поздние гранитные интрузивы, которые могли дать щелочные растворы,
проникшие в железорудную толщу. С этим, очевидно, связано наличие
местами в рудах щелочных амфиболов, эгирина и других силикатов., со-
держащих иатрий, а также альбитизация сланцев.
Очень характерным явлением, присущим многим рудоносным
породам, формировавшимся в процессе регионального метаморфизма, яв-
ляется образование порфиробластов. На рис. 296 показаны участки хло-
рито-биотитового сланца, вмещающего железистые кварциты КМА. В по-
роде, обогащенной силикатными минералами, отчетливо выступают
316
Рис. 293. Полосчатая текстура железистого кварцита, в основном сложен-
ного магнетитом (серое) и кварцем (темное) с незначительным количеством
гематита. Секущие жилки состоят из кварца. Месторождение Кривой Рог.
По К. Ф. Щербаковой. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 294. Плойчатая текстура 'руды. Черное — кварц, серое —
магнетит, светлые тонкие полоски — гематит. Месторожде-
ние КМА, по А. С. Егорову. Полированный штуф. Vs иат. вел.
порфиробласты магнетита. По мнению А. С. Егорова, эти порфиробласты
характеризуют более позднюю стадию метаморфизма, наложенную на
региональный метаморфизм, приведший к формированию сланцев. В же-
лезистых кварцитах в. пределах полосок, сложенных магнетитом и квар-
317
Рис. 295. Чередование перекристаллизованных мелко- и крупнозернистых
агрегатов магнетита и гематита (черное) с кварцем (белое) в тоико-
полосчатом железистом кварците. Месторождение КМА. По А. С. Его-
рову. Прозрачный шлиф. X 10
Рис 296. Хлорито-биотитовый сланец (основная серая масса) с порфиро-
бластами магнетита (черное). Месторождение КМА. По А. С. Егорову.
Прозрачный шлиф. X 20
цем, наблюдаются порфиробласты гематита. По-видимому, и здесь
формирование порфиробластов происходило несколько позднее, чем обра-
зование магнетита.
Следует отметить, что в описываемых рудах железистых кварцитов
типа КМА и Кривого Рога, особенно в последних, наряду с наличием
четко выраженной метаморфической полосчатости и структур, обязанных
перекристаллизации, наблюдается образование мелких секущих жилок
альпийского типа. Как правило, это короткие жилки в трещинках раз-
рыва, сложенные гематитом и кварцем, иногда только кварцем или гема-
титом, подобные тем, которые заметны на рис. 293. Гематит в, таких
жилках образует относительно крупные обычно пластинчатые кристаллы.
Метаморфизованные месторождения марганца по сравнению с желе-
зорудными характеризуются более сложным составом и разнообразными
минеральными ассоциациями, находящимися в зависимости от кислород-
ного режима, в свою очередь зависящего от глубины, на которой проис-
ходит метаморфизм. В случае метаморфизма осадочных месторождений
марганца возникают кристаллически-зернистые безводные соединения.
Как указывает А. Г. Бетехтин (1944), метаморфизм руд выражается
в обезвоживании и перекристаллизации гидроокислов марганца в пиро-
люзит или браунит и гаусманит и в переотложении вещества.
Наблюдаемые в метаморфизованных марганцевых рудах полосчатые-
текстуры, как и в железных рудах, являются унаследованными от пер-
вично-слоистых осадков>. В то же время структуры слагающих руду мине-
ральных агрегатов являются главным образом граиобластическими.
Перекристаллизация в процессе метаморфизма приводит к образованию-
новых минеральных агрегатов, часто с очень сложными взаимоотно-
шениями минералов в тех участках, где наряду с окислами марганца раз-
виты карбонатные, кремнистые и силикатные минералы.
В месторождениях типа Аккермаповского марганцевого месторожде-
ния на Южном Урале развиты преимущественно кристаллически-зерни-
стые пиролюзитовыс агрегаты. Пластовое строение залежей нередко
осложняется обилием мелких прожилков пиролюзита в межрудных про-
слоях пустых пород, превращенных в тонкокристаллические кварцевые
массы. Поскольку соединения марганца представлены почти исключи-
тельно пиролюзитом, можно думать, что метаморфизм происходил в усло-
виях относительно небольших глубин и достаточного доступа кислорода.
В месторождениях, образующихся в более глубинных условиях мета-
морфизма, типа Атасуйской группы в Центральном Казахстане и др.,
развиты браунито-гаусманитовые руды. Характерно, что пластовые желез-
ные руды, сопровождающие браунитовые марганцевые руды, при этом'
превращены в гематитовые и гематито-магнетитовые руды. В месторо-
ждениях Малого Хингана, относящихся к этому же типу, наблюдаются и
браунито-гематитовые руды. Очень характерно присутствие среди рудных
пластов и плотных вмещающих пород с полосчатыми текстурами попе-
речных, приуроченных к трещинам разрыва прожилков, минеральный
состав которых находится в зависимости от состава вмещающей породы.
По своему происхождению эти прожилки тождественны образованиям так
называемых жил альпийского типа, возникающих в процессе динамиче-
ского метаморфизма.
Особенно отчетливо метаморфические изменения видны в месторо-
ждениях силикатных марганцевых руд типа месторождений родонита
в девонских яшмах Примагпитогорского района на Южном Урале. Ха-
рактерными минералами в них являются силикаты двухвалентного мар-
ганца: родонит, бустамит, марганцовистые гранаты, иногда тефроит,
пьемонтит и другие. Окислы марганца, как правило, отсутствуют. Любо-
319'
пытно, что фации карбонатных руд марганца при этом подвергаются
лишь перекристаллизации с образованием в виде примеси марганцови-
стых силикатов за счет содержавшегося в этих рудах кремнезема.
Наряду с силикатными рудами этого типа нередко образуются
•браунитовые руды. А. Г. Бетехтин (19402) отмечает, что в процессе пере-
кристаллизации ранее существовавших минеральных агрегатов при регио-
нальном метаморфизме образуются среди яшм и туффитов прослои,
содержащие браунит, гематит, кварц, псиломелан, иногда гранат и халце-
дон. Интересно, что наряду с сплошными массами браунита в прослоях
яшм появляются идиобласты браунита (рис. 297). Эти выделения мелких
Рис. 297. Порфиробласты браунита (светлые кристаллические зерна)
в массе яшмы (серое). В нижней части снимка светлое — псиломелан и
пиролюзит. Месторождения марганца на Южном Урале. По А. Г. Бетех-
тину. Полированный шлиф. X 100
кристалликов браунита в кремнистой породе представляют собой порфи-
робласты, обособившиеся в процессе перекристаллизации марганецсодер-
жащей кремнистой породы.
Очевидно, что эти месторождения по сравнению с предыдущей груп-
пой месторождений возникли в более восстановительных условиях мета-
морфизма, в которых окислы марганца, будучи восстановлены до соеди-
нений закиси, легко схватываются с кремнеземом, как это доказано
экспериментальным путем.
Следует заметить, что процесс силикатообразования ведет к тому,
что метаморфизованные марганцевые руды силикатного типа практиче-
ски теряют свое промышленное значение, так как они не способны обо-
гащаться ни механическим, ни химическим путем. Промышленный инте-
рес могут представлять лишь марганцевые шляпы, образующиеся при
-окислении в коре выветривания.
Вообще говоря, как мы видели из приведенных выше примеров, про-
цессы метаморфизма различных генетических типов месторождений могут
проявляться по-разному, в зависимости от состава и свойств рудообра-
.320
зующих минералов, а также от степени воздействия динамических уси-
лий. При этом во многих случаях, как уже отмечалось ранее, преобразо-
вания в рудных массах совершаются легче, чем во вмещающих породах.
Это относится главным образом к месторождениям сульфидных руд.
Вместе с тем известны случаи, когда руды, будучи более устойчивыми по
сравнению с вмещающими породами, все же вместе с последними под-
вергаются процессам метаморфизма. В. С. Мясников, систематически
изучая титаномагнетитовые руды магматического происхождения на
Южном Урале, показал, что жилообразные титаномагнетитовые тела Ку-
синского месторождения, первоначально заключенные в габбровых поро-
дах, при метаморфизме под действием интенсивного стресса совместно
Рис. 298. Магнстит-ильменнтовый агрегат с заметной ориенти-
ровкой н слабым удлинением зерен. Полосчатая густовкраплен-
ная титано-магнетитовая руда. Черное — магнетит (протравлен),
светлое—ильменит. Месторождение Кусинское (Урал). По
В. С Мясникову. Полированный шлиф. X 40
испытали динамические воздействия и воздействия метаморфических
растворов,. Вмещающие породы превратились в амфиболиты, а сплошные
титаномагнетитовые руды частично подверглись смятию, рассланцеванию
и значительной перекристаллизации. Что касается вкрапленных руд, то
они, обладая заметной полосчатостью, отчасти приобрели ориентировку
зерен в агрегате (рис. 298), связанную, очевидно, с перегруппировкой
вещества.
По данным Рамдора (Ramdohr, 1945), весьма сходные с кусин-
скими титаномагнетитовые руды месторождения Рутивара (Швеция)
представляют собой пример весьма интенсивной перекристаллизации, про-
исходившей, по-видимому, в глубинных условиях при повышенных тем-
пературах. Для этих руд весьма характерно образование гнейсовидных
(очковых и карандашных) текстур в. участках, прилегающих к контак-
там рудных тел с боковыми породами. Количественные соотношения ми-
нералов в процессе метаморфизма заметно меняются. Если первоначально
в неметаморфизованных рудах преобладает титансодержащий магнетит,
то в результате метаморфизма на его месте образуется грапобластиче-
ский агрегат магнетита и ильменита. Во многих участках продукты рас-
21 Зак. 153 321
пада ильменита в магнетите исчезли и появились новообразования в виде
зерен ильменита. За счет магния и алюминия, присутствовавших в магне-
тите в виде изоморфной примеси, выделились мелкие зерна шпинели.
Согласно предположениям В. С. Мясникова, в рудах Кусинского
месторождения на Урале также имеет место перегруппировка вещества,
подобная отмеченной для руд Рутивары.
Касаясь процессов перекристаллизации руд при региональном мета-
морфизме, коротко следует остановиться на характеристике прожил-
ков так называемого альпийского типа1, этом весьма характер-
ном проявлении регионального метаморфизма, тесно связанном с про-
цессами перекристаллизации и перемещения вещества. Прожилки этого
типа образуются в трещинах разрыва, возникающих в местах наиболь-
шего проявления направленного давления как главного фактора дина-
мического воздействия при метаморфизме. Внешне они очень похожи на
типичные гидротермально-магматические образования, но обладают
рядом существенных особенностей.
Прожилки альпийского типа, наблюдающиеся в метаморфизованных
породах и рудах, по своему химическому и минеральному составу, как
известно, тесно связаны с вмещающими породами или рудами. Как отме-
чалось в свое время А. Г. Бетехтиным (19451), в пластах серого извест-
няка развиты белые прожилки кальцита, в железистых яшмах — про-
жилки кварца с кристаллическим гематитом, в слоях браунитовых и тон-
кокристаллических гематитовых руд —• прожилки тех же, но более
крупнокристаллических минералов.
На рис. 299 показан один из таких прожилков альпийского типа,
встречающихся в железистых яшмах железо-марганцевых месторожде-
ний. Характерно, что на стенке вмещающей породы кремнисто-гематито-
вого состава начинает вначале кристаллизоваться один мелкопластинча-
тый кристаллический гематит, затем кристаллы его увеличиваются и по-
является кварц. Центральная часть трещин выполнена уже чистым белым
кварцем.
Характерно, что сравнительно тонкие трещины разрыва нацело за-
полняются минеральным веществом, тогда как крупные полости, образо-
вавшиеся вследствие растяжения под влиянием стресса, часто содержат
во внутренних частях остаточные пустоты, стенки которых устланы не-
редко крупными кристаллами.
Весьма любопытно, что подобные образования среди залежей колче-
данных руд встречаются только в тех случаях, когда они подверглись
сильному направленному давлению. При этом в поперечных трещинах
разрыва непосредственно на стенках образуются довольно крупные (до
3—5 мм) кристаллы сфалерита, блеклой руды, халькопирита и др. Заме-
чательно то, что в отдельных случаях эти кристаллы на плоскости тре-
щины слагают участки разного состава, которые сменяют друг друга
в последовательности, точно отвечающей пересекаемой полосчатости
в самих метаморфизованных^удах соответствующего состава.
Как уже отмечалось, в перегруппировке минерального вещества
в процессе метаморфизма существенную роль, очевидно, играют Н2О.
СО2 и другие минерализующие компоненты. Если взять для-примера оса-
дочные толщи пород и сами руды железа и марганца, которые до про-
цесса метаморфизма были представлены в главной своей массе гидро-
окислами (лимонитом, псиломеланом, опалом и др.), то станет ясным.
1 Жилы альпийского типа, как известно, характеризуются тем, что стенки полых
трещин разрыва, возникших в процессе деформации пород, покрыты щетками кристал-
лов тех же минералов, которые образуются во время метаморфизма в самой вмещаю-
щей породе.
322
что в процессе образования безводных окислов при метаморфизме должно
освободиться в общей сложности огромное количество воды. Эта вода,
освобождающаяся в условиях повышенной температуры и давления,
должна была приобрести свойства магматических гидротерм, в частно-
сти, повышенную способность растворения, переноса и отложения мине-
рального вещества в возникающих при метаморфизме трещинах разрыва.
Перекристаллизация руд в связи с термическим метаморфизмом.
Явления перекристаллизации, связанные с термическим метаморфизмом
или пирометаморфизмом, можно наблюдать в случаях контакта рудных
тел с изверженными породами более позднего возраста, чем оруденение.
Рис. 299. Часть прожилка «альпийского типа». Полоска кристаллического
гематита (белое) в зальбанде кварцевого прожилка, нарастает непосред-
ственно на вмещающей породе- сургучнокрасной железистой яшме
(черное слева). Светлое справа — жильный кварц, заполняющий ней-
тральную часть трещины. Месторождение Караджал (Центральный Ка-
захстан). Полированный шлиф. X 10
Чаще всего такое воздействие на руды оказывают послерудные дайки и
интрузии. Все же следует заметить, что явления пирометаморфизма
в рудных месторождениях, т. е. превращения, обусловленные действием
высокой температуры, гораздо менее известны, чем процессы динамо-
метаморфизма. Объясняется это тем, что сравнительно редко удается
наблюдать случаи термического воздействия какой-либо магмы на ранее
сформировавшиеся рудные месторождения.
В старой геологической литературе эти вопросы почти не затраги-
ваются. Следует отметить, что случаи термометаморфизма более широко
стали обнаруживаться в последние десятилетия в связи с проведением
тщательных микроскопических исследований руд в ряде давно известных
месторождений в сопоставлении с данными экспериментальных работ.
Воздействие термического метаморфизма па сульфиды и окислы
металлов, слагающие руды того или иного месторождения, может про-
являться в различной форме. Нас интересуют те процессы перекристалли-
21* 323
зацпи, которые происходят в рудной массе. Перекристаллизация в дан-
ном случае, так же как и при региональном метаморфизме, может проте-
кать с изменением или без изменения минерального состава. В ряде
известных случаев, правда очень скупо описанных в> литературе, отме-
чается, что под влиянием воздействия магмы, интрудировавшей вблизи
рудного месторождения, минеральные агрегаты перекристаллизовываются
с укрупнением размера зерен отдельных минералов. Одновременно с этим,
как правило, отмечается появление минеральных новообразований. В од-
них случаях эти новообразования носят спорадический и сугубо локаль-
ный характер, устанавливаются лишь при тщательных микроскопических
исследованиях, в других — вся рудная масса на некотором расстоянии от
контакта с магмой претерпевает преобразование, изменяясь по составу и
структуре.
Приведем несколько примеров. Стивенсон (Stevenson, 1937) описал
типичные псевдоморфозы пирротина по кубическим кристаллам пирита
в сланцах, которые подверглись сильному нагреванию вблизи дайки из-
верженной породы. Как известно, пирит в запаянной стеклянной трубке
при нагревании до температуры около 575° С испытывает термическую
диссоциацию, которая выражается в превращении FeS2 в FeS с возгоном
атомарной серы.
По сообщению А. Г. Бетехтина, в одной из жил Яхимовского место-
рождения (Чехословакия), минерализация которой представлена дендри-
тами самородного висмута, окруженного корками диарсенидов никеля и
кобальта, в контакте с дайками базальта на месте висмута возникли
пустоты («отрицательные кристаллические дендриты»). Однако во вме-
щающих сланцах вблизи от контакта были обнаружены крупнокристал-
лические скопления самородного висмута без каких-либо сопровождаю-
щих рудных минералов. Очевидно, температурное воздействие на руду
в контакте с базальтом было таково, что висмут подвергся перегонке и
отложился в более холодных участках вмещающих пород (температура
плавления Bi 270° С).
Весьма характерный случай представлен по данным Сейлса и Мейера
(Sales а. Меуег, 1951) в месторождении Бьют в Монтане, где богатые
пирит-халькозин-энаргитовые сульфидные руды в местах пересечения их
дайкой риолита (мощностью до 30 м) обнаруживают резкое изменение
минерального состава с появлением халькопирит-борнитовой руды за
счет реакции халькозина с пиритом. По мере удаления от контакта с дай-
кой резко уменьшается количество халькопирита, затем борнита, но по-
степенно увеличивается количество халькозина. Вблизи контакта вместо
энаргита появляется теннантит, что свидетельствует о перекристаллиза-
ции в восстановительной среде с изменением валентности мышьяка от
более высокой к более низкой. Наиболее интенсивное изменение наблю-
дается на расстоянии около 1,5 м от дайки, значительно слабее оно про-
явлено на расстоянии около 2,5 м, а на 8 м оно почти отсутствует (лишь
в незначительном количестве встречается борнит).
Действие даек изверженных пород (или покровов эффузивов) часто
распространяется всего лишь на несколько сантиметров или максимум
несколько десятков! сантиметров от контакта. Поэтому признаки контак-
тового воздействия на руду не часто улавливаются и делается неправиль-
ный вывод о возрастных соотношениях рудных тел и даек.
Интересные результаты исследования контактов даек и колчеданной
руды в месторождениях Урала получены В. П. Логиновым. Перекристал-
лизация и изменение минерального состава, установленные им, выра-
жаются в появлении структур распада халькопирит—борнит и в образо-
вании магнетита.
324
Известны также случаи, когда сфалерит при воздействии извержен-
ных пород превращается в вюртцит. Подобное явление было описано
Е. А. Радкевич (1948) для руд месторождения Синанча, где установлены
весьма интересные преобразования в рудах под влиянием послерудных
даек порфирита.
Следует отметить, что процессы перекристаллизации и изменения
минерального состава при термическом метаморфизме во многих случаях
сопровождаются также сопутствующим изменением окислительно-восста-
новительного потенциала среды.
Нужно указать, однако, что в ряде случаев трудно бывает устано-
вить, вызвано ли появление новых минеральных ассоциаций в ранее
образованном агрегате воздействием более позднего интрузивного тела
или же обусловлено наложением позднейших стадий минерализации пер-
вичного процесса рудообразования.
Как пример метаморфизма руды в контакте с интрузией кварцевого
сиенит-диорита (штоков и трубчатых тел), описан был случай преобразо-
вания кварцевой жилы, содержащей вкрапленность сульфидов — арсено-
пирита, пирита, сфалерита и галенита в одном из районов Сибири (Яков-
лев!, Ковалева, Шер, 1955). Авторами отмечалась при этом интенсивная
перекристаллизация кварца, выражающаяся в преобразовании агрегатов
призматических кристаллов в агрегат изометрических неправильных зе-
рен гранобластической структуры. В ближайших к контакту с интрузи-
вом участках (на расстоянии около 10—15 м) сульфиды отсутствуют, но
появляется в кварце касситерит и гематит. Далее (на расстоянии до
20—30 м от контакта) в кварце содержатся сульфиды, среди которых
преобладает пирротин. Одновременно присутствуют галенит (содержа-
щий олово) и сфалерит. За этой зоной в жиле уже не заметно каких-
либо изменений и рудные минералы представлены арсенопиритом и пири-
том с очень незначительным количеством галенита и сфалерита.
Характерно, что в данном случае перекристаллизация кварца просле-
живается на значительно меньшем расстоянии, чем перекристаллизация
сульфидов. Процесс метаморфизма сульфидов выражается в замещении
арсенопирита и пирита пирротином, вплоть до образования псевдоморфоз.
Интересно одновременное появление в пирротине каплевидных включе-
ний золота и галенита. Авторы предполагают, что, помимо термического
воздействия на руды, имел место также привнос вещества, чем обуслов-
лено появление касситерита и оловосодержащего галенита.
Весьма интересным случаем регионального проявления перекристал-
лизации и минеральных преобразований, в связи с воздействием терми-
ческого метаморфизма в контактных зонах крупных гранитных интрузи-
вов, является метаморфизм пиритсодержащих пород в северной части
Байкальской горной области, описанный Л. И. Салопом (1954). Автор
указывает па широко проявленное превращение пирита в пирротин, наб-
людающееся в виде ореолов вокруг интрузивов на весьма значительной
площади. Характерно, что пирротин, образующий псевдоморфозы по
кубикам пирита (рис. 300, 301), представлен мелкозернистым гранобла-
стичеоким агрегатом. В тех же породах, помимо метакристаллов пирита,
превращенных в пирротин, встречаются и линзочки пирротина, ориенти-
рованные по сланцеватости. В участках, наиболее близких к интрузиву,
на месте пирротина появляется магнетит и биотит. Слагающие породу
минералы становятся более крупнозернистыми, появляются порфиро-
бласты, т. е. проявляются отчетливые признаки перекристаллизации,
связанной с повышенной температурой. Тонкочешуйчатый серицит пре-
вращается в мусковит, хлорит также образует крупные чешуйки и пор-
фиробласты, альбит переходит в более основной плагиоклаз, лейкоксен—
325
Рис. 300. Псевдоморфоза пирротина (белое) по метакристаллу пирита.
Темное — нерудные минералы. Полированный шлиф. X 85
Рис. 301. То же, что на рис. 300, в скрещенных николях. Хорошо заметна
мелкозернистая структура агрегата пирротина
в рутил, углистое вещество — в графит. Появляется и ряд других мета-
морфических минералов. Интересна зависимость мощности ореолов из-
менения от крутизны контакта с интрузивом. При пологом падении кон-
такта зона изменения достигает 3—5 км и более.
Характерные примеры термометаморфизма приводятся Рамдором
(Ramdohr, 1955). В Гарце в, контакте осадочных железных руд с интру-
зиями гранитов красные железняки (вероятно, гидрогематит или гётит,
лепидокрокит) и сидерит превращаются в магнетит, который с увеличе-
иием степени метаморфизма по мере приближения к контакту интрузива
становится все более крупнозернистым. Присутствующие в исходном ма-
Рис. 302. Гранобластический агрегат браунита (идиоморфный, более
светлый), между зерен которого располагается псиломелан. Месторо-
ждение Чиатура. По А. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. X 100
териале минералы из группы хлорита (тюрингит) дают безводный желе-
зистый силикат — фаялит. Гелевый пирит, содержавший мышьяк, сам
претерпевая перекристаллизацию, обусловливает появление арсенопи-
рита. В то же время тонко распыленные частицы халькопирита вследст-
вие собирательной кристаллизации образуют более крупные зерна.
Данные изучения контактов! сидеритовых жил с третичными базаль-
тами в Зигерланде (Ramdohr, 1955) показывают, что в результате ча-
стичной перекристаллизации и перегруппировки вещества сидерита про-
исходит образование магнетита вдоль спайности и по периферии зерен,
а в непосредственной близости с базальтом полное превращение сидерита
в землистую массу магнетита. Переход части железа из двухвалентного
в трехвалентное говорит об окислительной обстановке данного процесса.
В ряде случаев термическое воздействие на руды, содержащие
халькопирит, приводит к новообразованию халькопирротина в пластин-
чатом срастании с халькопиритом. Дальнейшее изменение выражается
в появлении лор, выделении магнетита и появлении борнита и, наконец,
в образовании агрегата магнетита и халькозина. Последнее также сви-
детельствует о повышении окислительного потенциала среды.
327
Весьма интересные проявления перекристаллизации руд около кон-
такта с базальтами были установлены А. Г. Бетехтиным в рудах Чиатур-
ского марганцевого месторождения. Здесь оолитовые псиломелан-пиролю-
зитовые осадочные руды полностью преобразуются в пределах всего
лишь нескольких сантиметров от контакта с базальтовой магмой. Однако
они не только утрачивают свое первичное оолитовое строение, но полно-
стью перекристаллизовываются в браунито-гаусманитовый агрегат с ти-
пичными кристаллобластическимн структурами, частично при этом обра-
зуются также тефроит и другие силикаты двухвалентного марганца. На
рис. 302 представлен гранобластический агрегат браунита с перекристал-
лизованным псиломеланом, а на рис. 303 показаны новообразования гаус-
манита и силикатов. Характерным является, что, несмотря па такие изме-
нения состава и структуры руд, реликтовая слоистая текстура осадков
сохраняется с полной отчетливостью.
Рис. 303. Гранобластический агрегат гаусманита (с двойниковым строе-
нием! и силикатов (светлые, просвечивают). Месторождение Чиатура.
По Л. Г. Бетехтину. Полированный шлиф. Снято в скрещенных нн-
колях. X 100
Из всех приведенных выше примеров совершенно очевидно, что про-
цессы перекристаллизации руд под влиянием термометаморфизма, так же
как и регионального метаморфизма, прежде всего проявляются в образо-
вании кристаллобластических структур. Текстурные особенности руд
обычно при термометаморфизметсущественно не изменяются. При регио-
нальном метаморфизме изменение текстур во многом зависит от мине-
рального состава руд — если в сульфидных рудах происходят, доста-
точно резкие изменения текстурных особенностей, то в окисных рудах
и в особенности осадочных образованиях в значительной мере сохра-
няются первоначальные текстуры или отчетливые реликты их.
ГЛАВА XV
О СТАДИЯХ МИНЕРАЛИЗАЦИИ В ЭНДОГЕННЫХ РУДНЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЯХ
Как уже указывалось выше, одной из задач изучения текстурных
особенностей руд является установление возрастных соотношений между
минеральными агрегатами, слагающими руды того или иного месторо-
ждения.
Относительный возраст минеральных отложений может быть выяв-
лен по ряду признаков, наблюдаемых в забоях горных выработок и на
приполнрованных штуфах руд:
1) по последовательности наслоения полос минеральных агрегатов-
в направлении от зальбандов жилы к центральным ее частям, что осо-
бенно характерно для жил, обладающих крустификационным строением;
2) по пересечению жил или прожилков между собой, характеризую-
щихся различным минеральным составом;
3) по прожилкам, секущим ранее отложенные руды и свидетель-
ствующим о наложении новой минерализации;
4) по брекчиевым текстурам, в которых обломки ранее отложив-
шейся рудной массы цементируются относительно более молодыми мине-
ральными агрегатами и т. д.
Все эти признаки, указывающие на возрастные различия минераль-
ных агрегатов, для рудничных геологов представляют собой интерес, так
как позволяют расшифровать историю процессов рудоотложения в изу-
чаемом месторождении. При детальном изучении взаимоотношений раз-
новозрастных минеральных масс удается получить представление не
только о последовательности хода событий, но и о периодах максималь-
ного оруденения при формировании месторождения, что во многих слу-
чаях важно знать при проведении детальных разведочных работ.
Для обозначения периодов мипералообразования, отделенных друг
от друга тем или иным промежутком времени, употребляются различные
термины: «этапы минерализации», «фазы минералообразования», «стадии
минерализации», «периоды отложения», иногда «генерации руд». При
этом каждый автор эти термины применяет произвольно, по своему усмо-
трению. Мало того, одни авторы при изучении рудных месторождений
к «этапам» или «стадиям» минерализации относят только те разновоз-
растные отложения, которые отделены друг от друга более или менее
значительными промежутками времени, тогда как другие исследователи
чуть ли не каждый прожилок, часто локального происхождения, склонны
считать за самостоятельное наложение минерализации. Поэтому для
одного и того же месторождения разными авторами нередко насчиты-
вается различное количество перерывов в рудоотложении.
329
Однако дело не только в этом. Детальное изучение рудных месторо-
ждений различных генетических типов убеждает в том, что в некоторых
из них признаки наложения новых минеральных агрегатов относятся
к одному и тому же периоду процессов минерализации (например, гидро-
термальному), тогда как среди высокотемпературных месторождений не-
редко удается установить явления наложения разных с физико-химиче-
ской точки зрения процессов минералообразования. Например, А. Н. За-
варицкий давно уже обратил внимание геологов на то, что в скарновых
образованиях, возникших под влиянием пневматолитовых процессов, на-
блюдаемые среди них сульфидные прожилки принадлежат к гораздо
более поздним образованиям, относящимся уже к гидротермальной дея-
тельности. Действительно, как показывают микроскопические исследова-
ния, сульфиды и тесно связанные с ними такие минералы, как кварц,
кальцит и др., обычно приурочены к тем местам среди скарнов, которые
подверглись эпидотизации, хлоритизации или карбонатизации. Устанав-
ливаются также признаки пиритизации магнетита.
Многими исследователями эндогенных рудных месторождений не
обращается внимания на относительный интервал времени между нало-
жениями новых продуктов минерализации. Между тем при решении во-
просов генезиса месторождений представления, хотя бы в грубом виде,
об интервалах перерыва в минералообразовании имеют важное значение
для познания истории процессов рудообразования.
В советской литературе в последнее время наметилась тенденция
к употреблению двух главных терминов для обозначения периодов мине-
рализации: «этапы минерализации» и «стадии минерализации». На них
мы и остановимся.
Этапы минерализации. Под этим термином подразумеваются
периоды минералообразования, хотя и связанные с одним и тем же маг-
матическим источником, но отделенные друг от друга весьма значитель-
ными промежутками времени. Таковы, например, магматический, пнев-
матолитовый и гидротермальный этапы эндогенных процессов минерало-
образования. Каждый из них, как известно, характеризуется своими
весьма существенно отличающимися друг от друга физико-химическими
условиями образования минеральных масс.
С интересующей нас точки зрения здесь прежде всего необходимо
рассмотреть явления наложения на собственно магматические
образования более низкотемпературных (пневматолито-гидротер-
мальных) процессов минерализации. Прекрасным примером в этом отно-
шении являются хорошо изученные жилообразные залежи сплошного
хромита, залегающие среди сравмителыно свежих, т. е. слабо серпен-
тинизированных дунитов (Нижне-Тагильский дунитовый массив на
Урале).
Несмотря на то, что контакты хромитовых жил с вмещающими поро-
дами резкие, все же такие факты, как пересечение рудных тел тонкими
прожилками дунита и жилами крупнокристаллических пироксенитов,
играющих в массивах ультраойювных пород роль пегматитовых образо-
ваний, говорят о том, что образование хромитовых тел завершилось еще
в собственно магматический этап интрузивной деятельности.
В этих месторождениях, правда сравнительно редко, встречаются
послемагматические (пневматолито-гидротермальные) образования, среди
которых ранние минералы (пневматолитового типа) представлены гра-
нато-пироксеновой группой (ярко-зелеными хромовыми гранатами, хром-
диопсидом, иногда хромвезувианом), а поздние — типичными гидротер-
мальными минералами (хромовыми хлоритами и редкими сульфидами
железа, никеля и меди).
330
Весьма характерно, что они встречаются нередко совместно и про-
странственно приурочены к миаролитовым пустотам, но главным обра-
зом к поперечно ориентированным трещинйм разрыва, не выходящим за
пределы хромитовых тел (рис. 304). Этот факт совершенно определенно
указывает на то, что к моменту отложения пневматолито-гидротермаль-
ных минералов хромитовая масса не только успела закристаллизоваться,
но и подвергалась контракции, т. е. сокращению массы с образованием
полых трещин ’.
Таким образом, пневматолито-гидротермальные образования, хотя и
присутствуют в хромитовых телах в очень небольших количествах, все же
представляют собой самостоятельный этап минерализации, во времени
весьма значительно оторванный от
собственно магматического этапа.
Следует указать, что изучение
минеральных ассоциаций в хроми-
товых месторождениях без учета
условий нахождений отдельных па-
рагенетических групп минералов при-
водило к ошибочным представле-
ниям о'Генезисе хромитовых руд. Так
папрнмер, К- Росс (Ross, 1931) толь-
ко на том основании, что в рудах
встречаются хромсодержащие сили-
каты (зеленый диопсид, зеленый ак-
тинолит, кеммерерит и др.), ставил
вопрос о гидротермальном происхо-
ждении хромитовых месторождений.
Как мы видели выше, для этого нет
никаких оснований: хромиты, и хром-
содержащие силикаты возникли в
разные этапы, минерализации.
Необходимо иметь в виду, что всякий процесс рудообразования, на-
чавшись в условиях высоких температур, отвечающих собственно магма-
тическому этапу, в конце концов должен был закончиться при низких
температурах с образованием из остаточных растворов минералов, ха-
рактерных для пневматолитового и гидротермального этапов магматиче-
ской деятельности. В хромитовых месторождениях для последних двух
этапов не удавалось найти какие-либо признаки большого разрыва во
времени, так как послемагматические минеральные ассоциации в них
встречаются лишь местами и притом в малых количествах. Последнее
обстоятельство, очевидно, объясняется тем, что остаточные растворы
в этом типе магматических месторождений накапливались в очень незна-
чительном объеме.
В гранитных и нефелин-сиенитовых пегматитах, как это убеди-
тельно показал А. Н. Заварицкий (1939) па примере месторождений Иль-
менских гор, минерализация пневматолитового этапа явно наложена на
более ранние образования и развивается преимущественно метасоматиче-
ским путем. К этому моменту приурочена альбитизация Пегматитов и от-
ложение ряда акцессорных минералов, в том числе и сложных окислов
рр И2
Рис. 304. Трещины контракции в жи-
лообразных телах сплошного хро-
мита. Вертикальный разрез
1 — дунит; 2 — сплошной хромит;
3—поперечно ориентированные тре-
щины контракции
1 Эти трещины часто ничем не заполнены, вернее, выполнены газом (преимущест-
венно водородом). В хромитовых телах, залегающих среди сильно .серпептинизирован-
ных массивов, они, естественно, заполнены аморфным серпентином и карбонатами
магния. Следует заметить, что массовая серпентинизация ультраосновных пород, про-
текающая значительно позднее, вопреки мнению ряда исследователей, не является
результатом автометаморфнзма.
331
(тантало-ниобатов). Процесс образования гранитных пегматитов закан-
чивается выпадением из растворов минералов гидротермального происхо-
ждения, правда, в> подчиненных количествах (части кварца, турмалина,
в некоторых случаях литиевых слюд, касситерита, иногда сульфидов,
цеолитов и др.).
Разграничение минералов пневматолитового и гидротермального
этапов обычно основывается на парагенетических ассоциациях. Однако
следует иметь в виду, что некоторые минералы (топаз, берилл и др.)
могут возникать как в пневматолитовый, так и в гидротермальный этап.
Об этом свидетельствуют интересные данные, полученные Н. П. Ермако-
вым (1950) по гомогенизации газово-жидких включений в кристаллах
кварца, топаза, берилла и турмалина. Он показал, что газово-жидкие
включения в этих минералах при нагревании до температуры 300—500°
ведут себя по-разному: в одних случаях включения, являющиеся сущест-
венно газовыми, при нагревании постепенно или мгновенно превращаются
в газ, в других случаях, когда жидкость во включении преобладает над
газом, наблюдается превращение в жидкую фазу. Эти наблюдения не-
сомненно свидетельствуют о различном происхождении одних и тех же
минералов и позволяют проводить грань между пневматолитическим и
гидротермальным процессами минералообразования.
Процессы грейзенизации пегматитов, а также гранитов, обра-
зовавшихся в гипабиссальных условиях, также следует рассматривать
как результат наложения пневматолито-гидротермальных процессов ми-
нералообразования. Главная часть образующихся при этом минералов
(кварц, касситерит, вольфрамит, молибденит, флюорит и др.), по всей
вероятности, относится уже к гидротермальному этапу.
Контактово-метасоматические образования (контак-
товые роговики и скарны), возникающие в гипабиссальных условиях,
связаны с пневматолитовым этапом магматической деятельности и обра-
зуются при воздействии на вмещающие породы летучих составных частей
магмы, выделившихся при ее кристаллизации. Нередки случаи, когда
одновременно со скарнами (или даже раньше их) образуются магнетито-
вые месторождения. Но кроме того, во многих случаях устанавливаются
признаки наложения явно более поздней сульфидной минерализации, от-
носящейся к гидротермальному этапу минерализации. Таковы, например,
месторождения халькопиритовых, галенит-сфалеритовых, арсенопирито-
вых, молибденитовых и других типов руд, представленные вкрапленни-
ками, участками сетчатых прожилков, иногда сплошными богатыми
рудами. Эти типичные гидротермальные месторождения иногда образу-
ются среди самих зон скарнов, иногда они пространственно отделены от
них, залегая в виде жило- и столбообразных рудных тел среди известня-
ков или в виде трещинных жил в породах, химически инертных или мало
активных.
Вообще следует отметить, как на это указывал еще П. Ниггли
(Niggly, 1929), что полное и нормальное развитие всех этапов минерало-
образования, связанных с магматической деятельностью, может прояв-
ляться лишь в гипабиссальных условиях (на умеренных глубинах).
В глубинных условиях гидротермальный этап минералообразоваиия
обычно бывает проявлен очень слабо и, по выражению Ниггли, как бы
«втискивается» в пневматолитовый этап. Исключение составляют место-
рождения медно-никелевых сульфидных руд, возникающих путем ликва-
ции и кристаллизующихся гораздо позднее в условиях, отвечающих гид-
ротермальным образованиям. Наоборот, при интрузивных магматических
процессах, протекающих в близповерхностных условиях, пневматолито-
вый этап практически отсутствует («втискивается» в гидротермальный
332
этап) '. Зато в этих условиях широко проявлены месторождения гидро-
термального происхождения.
Таким образом, этапы минерализации (в том понимании, как это мы
приняли) отвечают разным периодам процессов дифференциации магма-
тических продуктов, возникновение которых обусловлено главным обра-
зом понижением температуры остаточных растворов. Периоды минерало-
образования различных этапов, отвечающих коренным изменениям
физико-химических условий минералообразования, весьма существенно
отделены друг от друга не только во времени, но и значительными тем-
пературными интервалами.
Однако этапы минерализации иногда приходится выделять и среди
жильных серий обширного гидротермального класса месторо-
ждений. Особенно это относится к месторождениям, образовавшимся
в блиэповерхностных условиях.
Мы знаем немало примеров, когда в хорошо изученных геологически
рудоносных провинциях более ранние серии гидротермальных жил рассе-
каются дайками изверженных пород, тогда как позднейшие жильные
серии руд другого состава, локализовавшихся в трещинах иного
направления, секут как дайки изверженных пород, так и более древние
рудные жилы. Следовательно, совершенно ясно, что эти две серии рудных
жил по относительному возрасту отделены друг от друга весьма значи-
тельным интервалом времени.
В районах, где встречаются подобные случаи, обычно не наблюдается
выходов тех магматических пород, с которыми можно было бы связы-
вать то или иное оруденение. Поэтому невозможно решить вопрос,
обусловлены ли эти разные гидротермальные этапы минерализации
процессом дифференциации одного и того же магматического очага,
скрытого на глубине, или связаны с интрузивами разного относительного
возраста.
В тех случаях, когда разновозрастные серии рудных жил распростра-
нены в одном районе (рудном узле), с некоторой долей вероятности
можно допустить, что образование их генетически связано с одним и тем
же глубинным магматическим очагом.
Во Фрейбергском рудном районе (Саксония) было выработано
свыше 1100 рудных жил до глубины 400—700 м (ниже руды становились
более убогими, не выгодными для эксплуатации). Главная масса жил,
ранних по относительному возрасту (рассекаются дайками кварцевого
порфира), представлена кварцевыми свинцово-цинковыми рудами, содер-
жащими пирит и немного халькопирита, арсенопирита и других минера-
лов. В сфалерите под микроскопом устанавливались мельчайшие включе-
ния касситерита. Изредка встречался вольфрамит.
К позднему этапу гидротермальной деятельности во Фрейбергском
районе относятся жилы барито-свинцовой формации, секущие более древ-
ние свинцово-цинковые жилы и кварцевые порфиры. Они сложены бари-
том, кварцем и в меньшей степени флюоритом. Из рудных минералов
распространены богатый серебром галенит, пирит, марказит, содержащий
таллий, халькопирит, сфалерит и др. Строение жил обычно симметрично-
полосчатое.
Приведенный пример совершенно определенно указывает на большой
разрыв во времени образования двух различных систем рудных жил. Во
всяком случае периоды рудоотложения этих жильных серий нельзя ста-
вить в один ряд со стадиями минерализации, которые мы обычно разли-
1 Эксгаляция или эманация газов при вулканических извержениях, естественно,
не может рассматриваться, как пневматолитовый этап (в собственном смысле этого
термина).
333
чаем в отдельных рудных месторождениях гидротермального происхо-
ждения.
Стадии минерализации. Этим термином обозначаются процессы
минерализации, разделенные во времени относительно короткими интер-
валами, во протекающие в течение одного какого-либо этапа мине-
рализации. Признаки проявления повторных процессов минералообразо-
вания наиболее широко устанавливаются в гидротермальных месторо-
ждениях, особенно в тех, которые образовались в близповерхностных
условиях.
Сравнительно давно уже многие исследователи при изучении жиль-
ных месторождений обращали внимание на наличие в них продуктов
разновозрастных стадий мине-
рализации. Наиболее четко по-
ставил этот вопрос С. С. Смир-
нов в известной статье о зональ-
ности рудных месторождений
(1937). На ряде примеров он
показал, что движение рудонос-
ных растворов нередко носит
прерывистый характер и обус-
ловлено многократным возоб-
новлением трещинообразова-
ния. Тот факт, что минеральный
Щр I IJ ГИГИ
Рис. 305. Прожилок гребенчатого кварца
с сульфоантимонитами свинца среди мощ-
ной жилы свинцово-цииковых руд
1 — боковые породы; 2 — сфалерито-гале-
нитовая руда с пиритом и халькопиритом;
3 — кварц с карбонатами и вкрапленностью
сульфидов; 4 — прожилок гребенчатого
кварца с сульфоантимоиитами свинца
в центральной части
состав каждой новой стадии ру-
дообразования отличается от
предыдущей, по его мнению,
свидетельствует об изменении
состава растворов, поступав-
ших из металлоносного очага
через те или иные промежутки
времени по мере остывания
интрузива. Он допускает, что
«вспышки трещинообразования,
открывающие новые пути для новых растворов, связаны именно с даль-
нейшей эволюцией остывающей интрузии».
Как показывает изучение строения гидротермальных жил в забоях
горных выработок, а также текстур руд в полированных штуфах, про-
цесс нового трещинообразования обычно возникает после того, как отло-
жение и кристаллизация минеральных масс ранней стадии полностью за-
кончились. Наиболее наглядно в этом можно убедиться в тех случаях,
когда мы встречаем явно пересекающие прожилки новой стадии минера-
лизации. Так, например, на рис. 305 среди жилы свинцово-цинковых
сульфидных руд показан прожилок гребенчатого кварца, в центральной
части которого выделились сульфоантимониты свинца. Поскольку этот
прожилок представляет выполнение типичной трещинной полости, не
приходится сомневаться в том, что вмещающая его рудная масса к мо-
менту образования и раскрытия трещин представляла собой уже твер-
дую кристаллическую массу, способную растрескиваться.
В тех жильных месторождениях, в которых устанавливаются при-
знаки нескольких разновозрастных стадий минерализации, особенно если
они разобщены пространственно, разобраться в последовательности про-
цессов минералообразования бывает не так просто. Рудничным геологам
хорошо известно, что для этого приходится проводить широкие наблюде-
ния при прослеживании жил как по простиранию, вдоль штреков, так и
334
по падению, вдоль восстающих горных выработок, а также по боковым
рассечкам.
Во многих месторождениях наложение новых стадий минерализации
связано с тектоническими подвижками, которые часто происходят вдоль
зальбандов жил и в боковых породах. При этом в плоскости подвижки
образуется перетертая масса пород (глинки трения) мощностью чаще
всего от миллиметров до десятков сантиметров,. Если возникает несколько
плоскостей тектонических подвижек, то по протяжению как в вертикаль-
ном разрезе, так и в плане они нередко приближаются друг к другу и
затем смыкаются. Обычно в жилах последующих стадий минерализации
глинки трения наблюдаются в обоих зальбандах. Изображенная на
рис. 306 жила свинцово-цинковых руд об-
разовалась, очевидно, в трещинной полости,
причем раскрытию подверглась трещина,
в которой под влиянием тектонической под-
вижки возникли глинки трения.
Следует заметить, что глинки трения
часто наблюдаются в трещинах скалывания,
не подвергшихся раскрытию. В этих случаях
минеральные вещества выполняют лишь лин-
зовидные полости, возникающие при смеще-
нии, тогда как «швы» или «проводники»,
которые соединяют линзы по простиранию
или падению и представлены глинкой тре-
ния или плотным дробленым материалом,
часто не несут никаких следов минерализа-
ции. Если наряду со скалыванием происхо-
дит раскрытие таких «швов» с выполнением
трещинных полостей минеральным вещест-
Рис. 306. Глинка трения (а)
по бокам свиицово-циико-
вой рудной жилы. Зари-
совка забоя (1:25)
/--вмещающие сланцы; 2—
ранняя кварцевая жила;
<?—свинцово-цинковые руды;
4—кварц-карбонатные мас-
сы с вкрапленностью суль-
фидов
niiiO
i

вом, то примазки глинок трения, так же как
и в ‘предыдущем случае, устанавливаются
в обоих зальбандах жилы,. «Обрывки» пере-
тертых пород в виде ксенолитов могут наб-
людаться в самой рудной массе.
Распространены также случаи более
позднего приоткрывания жил вдоль одного,
реже обоих зальбандов без каких-либо приз-
наков смещения, подобно тому, как это не-
редко наблюдается для гидротермальных жил, следующих вдоль кон-
такта даек изверженных пород. Тогда новые стадии минерализации
проявляются в виде жил или прожилков, следующих параллельно ранее
образованной главной жиле. Иногда от ранее сформировавшейся жилы
они отделены полосками измененной боковой породы.
Наиболее яркими примерами наложения новых стадий минерализа-
ции являются отложения минеральных масс в трещинных полостях, секу-
щих ранее образовавшиеся жилы. Давно описывались случаи, когда бо-
лее поздние жилы или прожилки с одного зальбанда рудного тела
переходят на другой и следуют вдоль него или уходят в боковую породу.
Я. Кутина (Kutina, 1955), детально изучавший Главную жилу Адаль-
берт (Пршибрам, Чехословакия) в забоях на двух горизонтах рудника,
приводит наглядные зарисовки таких случаев (рис. 307 и 308). На пер-
вом из них показано, как безруднач жила белого кварца в левой части
зарисовки следует вдоль контакта ранней жилы с вмещающими поро-
дами, затем пересекает рудоносную кварцевую массу («Diirrerz»), сиде-
ритовые и кварц-пиритовые полосы. Там же другая жила позднего без-
335
•рудного кварца проходит во вмещающей породе (в правой части
рис. 307), где взаимоотношения с сидеритом и рудоносным кварцем ма-.
кроскопически не ясны. На рис. 308 изображен аналогичный случай.
Ранняя стадия минерализации представлена жилой рудоносного кварца,
по середине которой проходит довольно мощная полоса сидерита с выде-
лениями халькопирита. Отложение минералов поздней стадии минерали-
зации, заполнивших секущую трещинную полость, началось с тонких
Рис. 307. Пересечение жилами белого квар-
ца минеральных отложений более раиией
•стадии минерализации. Месторождение
Адальберт в Пршибраме (Чехословакия).
По Я. Кутина
1 — вмещающие породы; 2 — рудоносный
жварц; 3—сидерит; 4— кварц-пиритовая
руда; 5—безрудный кварц
Рис. 308. Две стадии минерализации:
ранняя (убогая кварцевая руда, си-
дерит с халькопиритом) и поздняя
(кальцит со сфалеритом и сидери-
том). По Я. Кутина
1 — вмещающие породы; 2 — рудо-
носный кварц; 3 — сидерит; 4 —
халькопирит; 5—сфалерит; 6—каль-
цит с друзовой полостью в середине
кайм сидерита, на которых отложился сфалерит и затем вторая генера-
ция сидерита, а вся остальная' часть полости выполнена кальцитом с дру-
зовой пустотой в центральной части.
В местах более сильного проявления тектонических нарушений
•с раскрытием трещинного пространства образуются типичные брекчии,
в которых остроугольные обломки цементируются продуктами отложения
новой стадии минерализации. Такой пример приведен на рис. 309, где
дроблению подвергалась правая часть рудоносной кварцевой жилы с си-'
деритом в центральной части. Крупные осколки и глыбы рудоносной
жилы сцементированы кальцитовой массой, содержащей небольшие дру-
зовые пустоты. Основные продольные трещины нарушения прошли при-
336
мерно, в центральной части жилы и в боковой породе (параллельно заль-
банду.). Характерно, что раздвинувшиеся при дроблении глыбы рудной
массы более или менее сохранили первоначальную ориентировку полос,
определяющих строение основной жилы. Более внимательное изучение
центральной части забоя, где на полосе сидерита отложился анкерит
с тонкой оторочкой кварца, позволяет предполагать, что главному нару-
шению предшествовала небольшая тектоническая подвижка, с которой и
связано отложение анкерита. Это подтверждается тем, что обломанные
крустификационные полосы анкерита и кварца на сидерите встречаются
и в других местах месторождения.
Случаи многократного наложения новых стадий минерализации опи-
саны С. С. Смирновым (1934;
в многочисленных жильных ме-
сторождениях Александрово-
Заводского рудного узла в Вос-
точном Забайкалье, Он указы-
вает, что с чрезвычайной убеди-
тельностью наблюдалась сле-
дующая картина: «В началь-
ные стадии рудного процесса
в трещинах, заполненных об-
ломками боковых пород (эффу-
зивных порфиритов), разви-
ваются, преимущественно путем
метасоматоза, кварц, турмалин
и в меньшей мере сидерит, пи-
рит, арсенопирит. В дальней-
шем переоткрытие трещин при-
водит к брекчированию ранее
отложенного материала, цемен-
тируемого кварцем, анкеритом,
сидеритом, пиритом, галени-
том, сфалеритом и т. п. В еще
более поздние стадии новое
переоткрытие трещин вызывает
<-
сирую щееся отложением без-
рудного доломита, и, наконец,
в ряде жил эти сложные брек-
чии, сцементированные безруд-
ным доломитом, секутся жилками плотного кварца и халцедона, пустыми
или несущими марказит».
Этот пример является яркой иллюстрацией того, что прерывное по-
ступление гидротермальных растворов тесно связано с последовательно
возникающими тектоническими нарушениями, причем состав новых пор-
ций растворов с течением времени подвергался изменению.
Необходимо в двух словах остановиться также на особенностях
строения жил, характеризующихся симметричным отложением минераль-
ных веществ из циркулирующих растворов на стенках трещинных поло-
стей.
По данным Д. В. Маторина, детально изучавшего некоторые поли-
металлические месторождения (Средняя Азия), барит-анкерит-кварцевые
жилы второй стадии минерализации обладают симметрично-поясовым
строением (рис. 310). При этом на стенках трещинных полостей отложи-
лись вначале полосы анкерита, затем сменяющиеся полосами кварца,
22 Зак. 153 337
ЕВ? Oz
Рис. 309. Наложение поздней (кальцитовой)
стадии минерализации, сопровождавшейся
дроблением отложений ранней стадии и от-
части боковых пород. По Я. Кутииа
1—вмещающие породы; 2—рудоносный кварц;
3 — кварц; 4 — галеиит; 5 — сидерит; о —
анкерит; 7 — кальцит
повторное брекчирование, фит
а центральные части жил сложены баритом. Анкерит окружает каймой
также обломки боковых пород внутри баритовых жил (рис. 311) и вы-
полняет боковые трещины, существовавшие к моменту выделения его из
растворов. Отсюда совершенно очевидна основная последовательность
выпадения минералов: анкерит—кварц—барит.
Как показала детальная геологическая документация этих жил,
мощности отдельных полос (а следовательно, и количественные соотно-
шения главных минералов) в разных участках меняются. В тонких жилах
и апофизах анкерит резко преобладает над баритом и нередко образует
мопоминеральпые агрегаты. Чисто баритовые жилы встречаются редко.
Кварц, очевидно, имеет несколько генераций: он наблюдается в виде
Рис. 310. Симметрично-поясовое строение жил.
По Д. В. Маторину
1 — анкерит; 2 — барит; 3 — кварц
вкраплений как в анкеритовых, так и баритовых полосах, и лишь иногда
слагает самостоятельные полосы (см. рис. 310). Вкрапленные сульфиды
также приурочены к отложениям анкерита и барита. Какие-либо при-
знаки, которые указывали бы на замещение анкерита баритом или, нао-
борот, отсутствуют.
Все это позволяет считать, что минеральные отложения этих жил
образовались в течение одной стадии минерализации (т. е. из одной пор-
ции растворов). Вполне естественно, что по мере последовательного вы-
падения минеральных масс должен был меняться и состав остаточных
растворов. Последним из них цыпадал барит. Об этом свидетельствует
также изображенное на рис. 312 пересечение тонким прожилком барита
анкеритовой оторочки на стенке жилы.
Резюмируя все сказанное, мы должны подчеркнуть следующие ос-
новные положения, вытекающие из рассмотренного фактического ма-
териала.
1. При формировании гидротермальных жильных месторождений
движение рудоносных растворов во времени тесно связано с периодами
трещинообразования при тектонических нарушениях. Всегда следует
иметь в виду, что перемещение гидротермальных растворов, как подвиж-
ных сред, направлено в сторону меньшего внешнего давления, которое
338
Рис. 311. Деталь строения жилы. По Д. В. Ма-
торииу
1 — вмещающая порода (гранит); 2— анкерит;
3—барит; 4 — кварц
Рис. 312. Пересечение баритом
анкеритовой отопочки жилы.
По Д. В. Маторииу
1 — вмещающая порода (гра-
нит); 2—анкерит; 3— барит
создается в момент тектонических подвижек в зонах трещинообразова-
ния. В силу этого химическое равновесие в насыщенных растворах сразу
же нарушается с выпадением
2. Следует указать, что
минерализованные трещин-
ки и полости неправильно
называют «дорудными»,
«предрудными», «интрамине-
рализационными» и т. п.
В свое время Г, Берг (Berg,
1938) справедливо подчерки-
вал, что у геологов сущест-
вует ложное представление
о том, что при образовании
жильных месторождений
трещины сначала раскры-
ваются и потом заполняются
минеральными отложениями.
Трещины начинают запол-
няться тотчас, как только
они раскрываются. Это отно-
сится и к жилам с крусти-
фикационным строением, в
которых отложение вещества
происходит последовательно,
в течение более или менее длительного промежутка времени.
Раскрытию и заполнению гидротермальными растворами могут
подвергаться, конечно, и ранее существовавшие трещины, зоны смятия,
дробления и т. д. Однако при расшиф-
ровке истории геологических событий эти
действительно дорудные тектонические
нарушения важно отличать от тех тре-
щин, образование которых сопровож-
дается заполнением гидротермальными
растворами.
Выше указывалось на то, что нало-
жение новой стадии минерализации
обычно происходит после того, как кри-
сталлизация продуктов отложения ранней
стадии полностью заканчивается. Однако
трудно себе представить, чтобы в течение
данной стадии минерализации не могли
проявляться хотя бы незначительные
по интенсивности дополнительные нару-
шения, как результат разряда остаточных
механических напряжений. Правда,
признаки, которые указывали бы на та-
кого рода явления встречаются крайне
редко и могут быть обнаружены лишь при детальном исследовании
строения руд в забоях и на полированных штуфах.
Весьма наглядный пример местного расширения трещинной полости,
которое произошло еще до окончательного ее заполнения минеральными
отложениями, приводит Г. Берг (Berg, 1932) в виде зарисовки по Вандке
(рис. 313). На рисунке изображено строение участка жилы, залегающей
среди конгломератов. Судя по зарисовке, заполнение трещинной полости
22* 339
минеральными веществами происходило в следующем порядке: вначале
на обеих сторонах раскрытой трещины отложились корки кварца и кар-
боната, затем — корки гребенчатого аметиста с сульфидами серебра
в основании. После этого произошло местное расширение жилы и обра-
зование дополнительных трещин в висячем боку. В связи с этим корки
висячего бока отделились от боковой породы и обломки их оказались
сцементированными белой кварцевой массой, выполнившей остаточное
пространство как в нетронутых деформацией участках жилы, так и в рас-
ширенной трещинной полости.
К тому же типу явлений относится и случай, показанный на рис. 312,
где прожилок барита, образовавшийся из остаточных растворов, рассе-
кает раннюю анкеритовую оторочку жилы и уходит в боковую породу.
В полированных штуфах сульфидных руд встречаются зоны катаклази-
рованных ранних минералов, сцементированных поздними сульфидами,
выделившимися из остаточных растворов той же стадии минерализации.
Эти зоны иногда удается связать с трещинами в боковых породах, содер-
жащими вкрапления или тонюие жилки тех же более поздних сульфи-
дов, которые цементируют раздробленные минералы в самой жиле.
Вместе с тем следует иметь в виду, что в некоторых случаях тре-
щины и локально наблюдаемое брекчирование рудных масс не связаны
с внешними динамическими воздействиями, а обусловлены внутренними
причинами, например, сокращением минеральной массы при старении
выпавших из растворов в массовых количествах сульфидных гелей.
В мощных неметаморфизованных колчеданных залежах, характеризую-
щихся обилием колломорфных образований в виде пиритомарказитовых
сплошных масс, местами макроскопически наблюдаются «брекчии осе-
дания», в которых цементом служат позднее кристаллизовавшиеся из
остаточных растворов минералы — халькопирит, сфалерит, блеклые руды
и др. Особенно часто подобные явления, представляющие результат пре-
образования коллоидных осадков, наблюдаются в полированных шлифах
под микроскопом.
белый нбарц
Конгломерат лежачего боке
’ М!арц и карбанат
,г серебро
Белый кварц ^^^зссрр^рсрошо образованные кристален
аметиста
Сцлырий серебра
’------ нварц и карбонат
Рис. 313. Обломки ранних минеральных корок, состоящих из кварца и гребенчатого
аметиста, обвалившиеся с висячего бока жилы и погруженные в белую кварцевую
массу центральной части раздува жилы. Месторождение Гуаиохуато. По Вандке

Вообще следует заметить, что отложения минералов из остаточных
растворов данной стадии минерализации в виде тонких прожилков или
цемента между обломками ранее выделившихся минералов часто оши-
бочно принимают за отложения новой стадии минерализации. Обычно
они имеют локальное распространение и не выходят за пределы данной
рудной массы.
При решении вопроса о том, имеем мы дело с одной стадией мине-
рализации или несколькими, необходимо учитывать также то обстоятель-
ство, что минеральный состав рудных жил весьма существенно меняется
в том или ином направлении. Общеизвестны примеры смены бедных руд
340
Рис. 314. Две маломощные
жилы с различным минераль-
ным составом руд. Зарисовка
забоя. Слева — доломитовая
жила с отложениями урановой
смолки и галенита на стенках
трещины; в центральной части
друзовая пустота. Справа —
галенитовая жила
или безрудных участков жил богатыми, переходы руд с преобладанием
одних минералов в руды, обогащенные другими минералами, сульфид-
ных руд в окионые и т. д. Эти изменения минерального состава руд по
простиранию или падению могут быть обусловлены разными причинами:
1) интенсивным реагированием металлоносных растворов с встре-
чающимися по пути следования химически активными боковыми по-
родами;
2) реакцией с водоносными горизонтами или трещинными водами
иного состава;
3) дифференциацией растворов в связи с нарушениями химических
равновесий в них, в частности в связи с переходом некоторых растворен-
ных соединений в коллоидные растворы,
обладающие иными физическими свойст-
вами;
4) изменением с течением времени ре-
жима кислорода и серы в растворах, что
также может сказываться на составе вы-
падающих в осадок минералов, и др.
Поэтому нередки случаи, когда в за-
боях горных выработок мы можем наблю-
дать две или несколько параллельно рас-
положенных жил, а также либо отходя-
щие от основной жилы', либо сопутствую-
щие ей прожилки, обладающие различным
составом руд, подобно тому, что изобра-
жено на рис. 314. По приведенной зари-
совке невозможно сразу решить вопрос,
имеем ли мы дело с двумя самостоятель-
ными стадиями минерализации или с
одной. Если при прослеживании жил
вдоль штреков или восстающих вырабо-
ток обе эти жилы сливаются в одну об-
щую, причем не устанавливается каких-
либо признаков возрастных различий,
или хотя бы на протяжении одной жилы
местами появляются участки руд, состав
которых характерен для другой жилы, мы
можем говорить об одной стадии минерализации. Если же на разных
горизонтах обе жилы ведут себя как самостоятельные рудные тела
и местами одна из них пересекает другую, то в таких случаях мы должны
признать наличие двух стадий минерализации.
При изучении отдельных полированных штуфов руд, естественно,
представляются гораздо меньшие возможности установления разновоз-
растных стадий минерализации, так как на одном штуфе далеко не
всегда удается с достаточной полнотой представить взаимоотношения
тех минеральных агрегатов, которые нас интересуют. Во многих случаях
самое большее, что мы можем сделать в специально подобранных об-
разцах, — это изучить в деталях поведение границ между минеральными
массами, которые по полевым наблюдениям могут относиться к различ-
ным по возрасту образованиям. Однако было бы ошибкой слишком пре-
уменьшать вспомогательное значение изучения полированных штуфов
при установлении разновозрастных стадий минерализации. В тех местах,
где различные по времени образования минеральные агрегаты представ-
лены относительно небольшими размерами, исследование их взаимоотно-
шений в полированных образцах дает гораздо более убедительный фак-
341
тический материал, чем изучение забоев горных выработок. Точно так же
брекчированные руды в месторождениях часто пропускаются вследствие
неясности взаимоотношений минеральных масс на неровных поверх-
ностях забоев, тогда как в полированных образцах они устанавливаются
с полной очевидностью. Особенно это характерно для тех случаев, когда
обломки твердых руд сцементированы хрупкими массами, например,
галенитом, сфалеритом, кальцитом и др. Вполне понятно, что при отпалке
руд разломы в таких случаях проходят по цементирующей массе, благо-
даря чему создается макроскопически ложное впечатление о составе и
строении рудной .массы. При пришлифовке образцов нередко неожиданно
Рис. 315. Прожилки сфалерита (/) и галенита (2) в жильной сидерито-
вой массе (3). Месторождение Зигерлянд, рудник Виктория. По В. Борн-
хардту. Полированный штуф. 3/4 нат. вел.
выявляется совершенно иная картина строения руд. Приведем несколько
примеров.
На рис. 315 изображен пришлифованный штуф из сидеритовой жилы
(Зигерлянд, Западная Германия), пронизанный прожилками сфалерита
и галенита, относящимися ко второй стадии минерализации. Взаимоот-
ношения между сидеритом и галенито-сфалеритовыми рудами не остав-
ляют никаких сомнений в том, что сульфидная минерализация является
наложенной. На фотографии отчетливо видно, что жильный сидерит под-
вергся растрескиванию, а местами раздроблению. Сульфидные массы
Образуют в нем не только продольные прожилки, но и выполняют мно-
жество поперечных трещин, а местами и продольные трещинки отслаи-
вания. В правой части снимка галенитовая масса включает в себя
обломки сидерита.
На следующей фотографии (рис. 316) показаны взаимоотношения’
отличающихся по относительному возрасту прожилков различного соста-
ва в штуфе рудоносного гранита из Джидинского молибдено-вольфрамо-
вого месторождения (Южное Прибайкалье). Наиболее ранними в этом
342
образце являются темные кварцевые прожилки с молибденитом и пири-
том. Они явно рассекаются прожилками аплит-порфира, который частично
смещает ранние рудоносные прожилки. Последний пересекается тонкими
жилками безрудного кварца. Подобного рода взаимоотношения, устанав-
ливаемые на полированных штуфах руд, безусловно помогают выявле-
нию разновозрастных стадий минерализации при проверке полученных
выводов в забоях горных выработок.
При процессах возобновления трещинообразования и связанного
с ним движения новых порций гидротермального раствора часто возни-
кают местами руды брекчиевой текстуры. Один из типичных примеров
Рис. 316 Пересечение кварц-молибденитовых и кварц-пиритовых прожилков (темно-
серое) прожилком аплит-порфира (светлая полоса). Последний в свою очередь
местами пересекается жилками безрудного кварца (иа фотографии плохо заметно).
Джидинское месторождение. По М. М. Повилайтис
брекчии приведен па рис. 317. Здесь в виде явно выраженных остроуголь-
ных обломков представлен доломит, а цемент брекчии сложен сфалери-
том, галенитом, кварцем и другими минералами.
Несколько другую картину мы видим на фотографии поли-
рованного штуфа руды Берикульского месторождения (рис. 318). Обломки
здесь представлены главным образом арсенопиритом, относящимся
к ранней стадии минерализации. Из вновь поступивших гидротермаль-
ных растворов на них в виде корок послойно отложились вначале карбо-
наты, а затем сульфиды. Отложение этих минералов, очевидно, происхо-
дило в тот момент, когда обломки арсенопирита находились во взвешен-
ном состоянии. Образовавшиеся таким путем «кокарды» сцементированы
зернистым кварцем. Следовательно, из растворов второй стадии мине-
рализации отложились минералы в следующем порядке: карбонаты —
сульфиды — кварц.
Ограничиваясь приведенными примерами, мы должны упомянуть
также о том, что в некоторых более ранних работах по исследованию
рудных месторождений заключения о стадиях минерализации делались
по данным микроскопических исследований руд. При наблюдениях под
микроскопом в полированных шлифах действительно часто можно видеть
тончайшие секущие жилки (например, халькопирита в сфалерите) или
явления разъедания одних минералов другими и т. п. Однако все подоб-
343
Рис. 317. Брекчиевая текстура руды. Обломки представлены доломитом
(светлый), цемент — сфалеритом, галенитом, кварцем и другими мине-
ралами. Смирновское месторождение (Восточное Забайкалье). По
С. С. Смирнову. Нат. вел.
Рис. 318. Кокардовая текстура руды. Обломки арсенопирита (серое до
черного), относящиеся к ранней стадии минерализации, окружены коль-
цами карбонатов (белое) и затем сульфидов (черное). Цементирующая
масса — кварц. Берикульское месторождение (Западная Сибирь). Поли-
рованный штуф. Нат. вел.
ные явления, как это выясняется при детальном исследовании, обязаны
своим происхождением перегруппировкам минеральных веществ, проис-
ходящим после их отложения, и обычно не имеют никакого отношения
к тектоническим подвижкам или повторным раскрытиям жил, при кото-
рых происходит наложение новых стадий минерализации.
344
Таким образом, наиболее надежными критериями, позволяющими
устанавливать разновозрастные стадии минерализации в гидротермаль-
ных месторождениях, являются следующие:
1 пересечение ранних минеральных отложений жилами и прожал-
ками новой стадии минерализации, отличающимися по своему составу
и прослеживающимися в забоях горных выработок на разных горизон-
тах месторождения.
2 брекчирование ранее отложенных руд, обломки которых сцемен-
тированы минеральными массами, выпавшими из позднее поступивших
растворов в связи с возобновлением тектонических подвижек.
К этому следует добавить, что в том и другом случае отложение
нового материала может сопровождаться метасоматозом ранее образо-
вавшихся минеральных масс. С наибольшей достоверностью признаки
замещения могут быть установлены на полированных штуфах.
Иногда при изучении строения рудных тел выявляются противоречи-
вые данные по возрастным соотношениям минеральных агрегатов, обра-
зующихся главным образом из остаточных растворов. В таких случаях
мы не должны упускать из виду количественной стороны явлений с тем,
чтобы получить правильное представление об основных процессах, проис-
ходивших при формировании месторождений. Явления второстепенного
порядка при этом должны рассматриваться как детали главных про-
цессов.
О генерациях минералов. Генерациями1 какого-либо минерала
принято называть разновозрастные выделения одного и того же мине-
рала из данного раствора или расплава. Например, в кварцевом пор-
фире мы наблюдаем две генерации кварца: в виде крупных порфировых
выделений кристаллов и в виде более поздних мелких зерен неправиль-
ной формы в основной массе.
Следует подчеркнуть, что в гидротермальных месторождениях для
каждой данной стадии минерализации устанавливаются свои генерации
одного и того же минерала, причем формы выделений могут быть
самыми различными. Например, ранняя генерация пирита может наблю-
даться в виде колломорфных образований, а поздняя — в виде кристал-
лов или в виде мелких зернышек в трещинках ранее выделившихся
минералов и т. д.
Как устанавливается при детальных микроскопических исследова-
ниях руд, почти каждый рудообразующий минерал имеет по несколько
генераций, возникающих в процессе рудообразования. При этом обычно
главная масса выпадающего из раствора какого-либо минерала принад-
лежит одной — двум генерациям, а остальные генерации представлены
небольшими или даже ничтожными по количеству выделениями. В рудах,
характеризующихся крустификационными текстурами, нередки случаи,
когда генерации одного и того же минерала, следующие друг за другом
в виде наслаивающихся полос, прослеживаются на значительных про-
тяжениях в жилах вдоль стенок раскрытых трещин.
Выпадающие из растворов минералы в подавляющем большинстве
случаев представляют собой труднорастворимые продукты химических
реакций. С этой точки зрения повторные образования одного и того же
минерала в рудах данной стадии минерализации можно объяснить мно-
гократным возобновлением при процессах минералообразования одних
и тех же или близких к ним по своему характеру химических реакций.
Следует заметить, что в природных условиях поступление в движу-
щиеся гидротермальные растворы того или иного реагента (S2~, О2-,
1 «Генерация» в переводе иа русский язык означает «поколение».
345
СОз2- и др.) увеличивается по мере охлаждения растворов и' приближе-
ния их к земной поверхности или по мере реакции их с боковыми поро-
дами. По всей вероятности, с этим связано то, что один и тот же продукт
химических реакций выпадает несколько раз в течение процесса рудо-
образования на данной стадии минерализации.
Примеров можно было бы привести огромное количество, но для
того, чтобы получить представление о том, как проявляются генерации
отдельных минералов в рудах, остановимся лишь на некоторых.
Известны многочисленные примеры жильных месторождений, обра-
зовавшихся в блиэповерхностных условиях, в которых наблюдается
грубовыражениое симметрично-полосчатое или крустификационное строе-
ние. Таковы, например, кварц-сфалерито-галепитовые, флюорито-кварце-
вые, флюорито-баритовые и другие типы гидротермальных месторожде-
ний, в которых одни, почти мономинеральные, полосы многократно
чередуются с полосами иного состава. При этом довольно часто можно про-
следить заметное на глаз увеличение степени зернистости в минераль-
ных агрегатах данного состава по мере приближения к центральным
частям жил. Например, в флюорито-кварцевых жилах симметрично-
полосчатого строения приходилось наблюдать отложение на стенках
трещинной полости тонкозернистого кварца, который по направлению
к центральной части жилы сменился сравнительно мелкозернистым
флюоритом зеленоватого оттенка. Следующие за ним полосы кварца и
бесцветного флюорита характеризовались более грубозернистыми мас-
сами и, наконец, в центре жилы выделились полосы крупных призмати-
ческих кристаллов кварца, сменившиеся крупными кристаллами фиоле-
тового флюорита с образованием друзовых пустот. Таким образом, зако-
номерное изменение размеров различных генераций кварца и флюорита
по направлению к центральной части жилы, очевидно, свидетельствует
о снижении концентрации компонентов в растворах по мере заполне-
ния трещинной полости.
Подобные же изменения в степени зернистости могут наблюдаться
и в мономинеральпых агрегатах в жилах с крустификационными тексту-
рами. Так, например, в ряде жил Дарасунского месторождения встре-
чаются мономинеральные скопления арсенопирита -в виде симметричных
полос на стенках жил. При помощи травления азотной кислотой по-
лированных штуфов и шлифов обнаруживаются весьма любопытные,
детали строения этих, казалось бы, однородных сплошных арсенопирито-
вых масс. Как показано на рис. 319, при этом выявляется типичная
крустификационная текстура: мономинсральная арсенопиритовая масса
состоит из чередующихся слоев то крупнокристаллического (светлые
полосы), то тонкозернистого или скрытокристаллического строения (тем-
ные полосы). Весьма характерно, что в полосах тонкозернистого строе-
ния по направлению к центральной части жил или прожилков наблю-
дается постепенный переход в более грубозернистые массы, заканчиваю-
щиеся полосками гребенчатого строения из шестоватых кристаллов
арсенопирита, после чего снова следует полоса скрытокристаллического
арсенопирита.
Такая последовательная смена различных по степени зернистости
слоев арсенопирита свидетельствует прежде всего о прерывистом
отложении из растворов минерального вещества. Постепенное изменение
степени зернистости (от скрытозернистых масс до явнокристаллических
агрегатов) в пределах отдельных полос (генераций) арсенопирита
объясняется, очевидно, уменьшением концентрации компонентов
в растворе по мере выпадения из него части вещества в твердом состоя-
нии. Повторение полос аналогичного строения свидетельствует об усиле-
346
нии химических реакций, по всей вероятности, в связи с поступлением
в данный участок жилы новых порций пересыщенного раствора.
Не останавливаясь на общеизвестных по литературным данным слу-
чаях различных по относительному возрасту выделений одного и того
же минерала, устанавливаемых под микроскопом в полированных и
прозрачных шлифах, приведем интересный пример различных генераций
колломорфных выделений урановой смолки.
На рис. 320 (вверху и в центре) мы наблюдаем раннюю генерацию
смолки в виде полусферических колец, образовавшихся на выступах
(углах) дендрита самородного висмута. Белые кристаллические корки
Рис. 319. Полоски арсенопирита (белые и серые), раз-
личающиеся друг от друга по степени зернистости. Тем-
ная масса слева — боковая порода, а справа — жиль-
ный кварц. Полированный шлиф. Протравлено. X 4
диарсенидов никеля и кобальта со всех сторон обрастают самородный
висмут и примыкают к выделениям урановой смолки и даже частично
разъедают ее (в центре снимка). Ту же картину мы имеем и на рис. 321,
где последовательность выделения минералов более отчетлива: самород-
ный висмут — урановая смолка — диарсениды — нерудные минералы
(карбонаты и кварц).
В других шлифах из той же руды (рис. 322) сферические выделения
урановой смолки образовались после того, как выкристаллизовались
корки диарсенидов вокруг дендритов самородного висмута. Наконец,
удалось обнаружить еще более позднюю генерацию урановой смолки
(рис. 323) среди нерудной массы, выполняющей остаточное пространство
между дендритами самородного висмута с оторочками диарсенидов.
В нижней части снимка хорошо видно, что омолка в виде полусфер сидит
на кристаллической грани кварца, т. е. выпала из раствора не только
после диарсенидов, но и после того, как выкристаллизовался кварц.
Чем можно объяснить, что один и тот же продукт химических реак-
ций (в данном случае урановая смолка) выпадает из растворов не-
сколько раз в течение процесса рудообразования? Если учесть, что уран
347
Рис. 320. Ранняя генерация урановой
смолки в виде полусфер (серое) иа
выступах самородного висмута (темно-
серое с неровной поверхностью). Белые
оторочки — диарсениды никеля и ко-
бальта. Окружающая темная масса —
«ерудные минералы. Полированный
шлиф. Протравлено. X 240
Рис. 321. Самородный висмут (белое),
окруженный выделениями урановой
смолки (темно-серое) в массе диарсе-
нидов (белое). Черное — кварц и кар-
бонаты. Полированный шлиф. X 145
Рис. 322. Выделения шариков урановой смолки (серое) — в центре
снимка — среди нерудной массы (черное); белое — кристаллические
агрегаты диарсеиидов никеля и кобальта. Светло-серые зерна среди
них — дендриты самородного висмута. Полированный шлиф. X 240
обладает большим сродством к кислороду и в природных условиях встре-
чается только в виде кислородных соединений, то можно допустить, что
этот металл в виде окислов может выпадать из растворов, в какой-то
мере обогащенных кислородом. Как известно, концентрация свободного
кислорода в окружающей среде увеличивается по мере приближения
к земной поверхности, особенно в верхних частях литосферы. Поэтому
Рис. 323. Выделения урановой смолки в виде полусфер (светло-серое)
иа грани кристалла кварца (серое). Белое — оторочки диарсенидов
вокруг самородного висмута (серое с неровной поверхностью). Поли-
рованный шлиф. X 280
металлоносные растворы, проникающие в связи с трещинообразованием
в близповерхностные зоны литосферы, естественно, постепенно подвер-
гаются окислению. Нетрудно себе представить, что первые же порции по-
ступившего из окружающей среды кислорода в восходящие с глубин
растворы, в которых U4+ находился в виде хлористых или других соеди-
нений, могли вызвать реакцию, в результате которой в виде колломорф-
ных выделений могла выпасть урановая смолка. С течением времени, по
мере поступления в раствор путем диффузии дополнительных порций
кислорода, могли выделяться следующие, более поздние генерации
смолки. Так можно представить себе в данном случае условия образо-
вания разновозрастных генераций смолки.
ГЛАВА XVI
ПАРАГЕНЕТИЧЕСКИЕ СООТНОШЕНИЯ
И ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ
Интерес к проблеме парагенезиса минералов в рудных месторожде-
ниях обусловлен прежде всего практическим значением устанавливае-
мых при изучении руд закономерных ассоциаций минералов. Знание этих
закономерностей оказывает серьезную помощь при поисках месторожде-
ний полезных ископаемых. Не менее важное значение имеют и теорети-
ческие вопросы, связанные с этой проблемой, поскольку эти исследова-
ния позволяют выяснять условия процессов рудообразования.
Мы здесь не будем останавливаться на истории этого вопроса. Она
затронута в ряде работ (Бетехтин, 1949, 19502, 1951г и др.). Укажем
лишь, что первоначально под термином «парагенезис» подразумевалось
вообще совместное нахождение минералов в данном минеральном теле
без учета возрастных соотношений минеральных агрегатов. В соответст-
вии с этим обычно приводились общие списки всех присутствующих
в данном месторождении минералов, носившие сугубо эмпирический ха-
рактер и мало что дававшие для разрешения интересующих нас вопросов.
В. И. Вернадский в 1923 г. («История минералов земной коры»,
стр. 160) такие сонахождения минералов предложил назвать «мине-
ральными ассоциациями». При этом он впервые указал на необходимость
«изучения закономерностей сочетания продуктов хими-
ческих реакций земли — минералов — их парагенезиса». Из этих
слов ясно, что В. И. Вернадский понятию «парагенезис» придавал совсем
другое значение, нежели это было до него.
Однако разрешение этой важнейшей проблемы стало возможным
лишь за последние 15—20 лет, когда был получен богатейший новый
фактический материал в области минералогии, петрографии и особенно
минераграфии месторождений полезных ископаемых, позволивший
пересмотреть некоторые прежние установки. Термин «парагенезис», в про-
тивоположность Брейтгаупту, стали употреблять в смысле, ближе отве-
чающем собственному значению .этого слова, как «совместное
образование минералов». Так, А. С. Уклонений (1940) под
парагенезисом понимает «совместное нахождение минералов, обуслов-
ленное общностью происхождения». Близко к этому определение
Н. А. Смольянинова в его «Практическом руководстве по минералогии»
(1948). В том же смысле употребляют этот термин в своих работах
Д. С. Коржинокий, А. Г. Бетехтин, В. С. Соболев, В. П. Логинов,
М. Ф. Стрелкин и др.
Весьма существенную помощь при этих исследованиях оказывает
метод парагенетического анализа равновесных минеральных ассоциаций,
разработанный для метаморфических горных пород Д. С. Коржинским.
350
Гораздо труднее обстояло дело с изучением парагенетических ассоциаций
минералов в рудных месторождениях, характеризующихся более слож-
ными текстурными особенностями руд по сравнению с горными породами.
Лишь после того, как удалось дать конкретное содержание понятию
«текстура», представилась возможность разбираться в возрастных соот-
ношениях между различными по составу минеральными агрегатами,
т. е. в соотношениях между различными по возрасту парагенетическими
(равновесными) ассоциациями минералов.
Опыт детального изучения руд различных генетических типов место-
рождений показал, что для установления действительных закономерно-
стей сочетания минералов необходимо все встречающиеся в данном ме-
сторождении минералы разбивать на определенные группы совместно
образовавшихся минералов, как продуктов химических реакций. Таким
образом, в каждую выделяемую парагенетическую группу следует вклю-
чать только те минералы, которые по тем или иным критериям возраст-
ных соотношений, устанавливаемых по текстурным особенностям руд,
возникли на определенной стадии минералообразования в результате
кристаллизации данного раствора или в результате химических реакций
раствора с ранее образовавшимися 'минеральными массами в процессе
метасоматоза или, наконец, в результате метаморфизма при изменении
внешних факторов равновесия физико-химических систем.
Следует иметь в виду не только то, что процессы минералообразова-
ния в природе совершаются в различных физико-химических условиях,
но и то, что каждый развивающийся процесс протекает в условиях
меняющихся значений температуры, давления и особенно концентрации
химических компонентов. Вполне естественно, что в зависимости от изме-
нения этих физико-химических факторов равновесия системы в какой-то
последовательности качественно меняются и ассоциации минералов, вы-
деляющихся из растворов на каждой стадии развития процесса.
Иными словами, различие состава минеральных ассоциаций и наблю-
даемые их взаимоотношения отражают те физико-химические условия,
которые господствовали в момент их отложения на каждой стадии про-
цесса минералообразования. Отсюда с очевидностью вытекает следующее
положение: если при изучении какого-либо рудного месторождения мы
стремимся разобраться в истории его образования, то наряду с решением
общегеологических вопросов мы должны установить последовательность
отложения различных, по составу и структуре минеральных агрегатов,
а затем на основе законов точных наук научить закономерности сочета-
ния совместно образовавшихся минералов и таким путем вскрыть взаим-
ные связи наблюдаемых явлений в рудах.
В качестве наиболее простого примера можно привести следующий.
В медных полуокислепны.х рудах довольно обычна ассоциация таких
минералов, как пирит, халькопирит, лимонит, ковеллин и малахит. Од-
нако не вызывает никакого сомнения, что первые два из них образова-
лись в одних условиях (при гидротермальном процессе минералообразо-
вания), тогда как остальные возникли в совершенно другой обстановке
(в процессе окисления при выветривании) и с первыми связаны лишь по
источнику металлов, входящих в их состав. Таким образом, в этой мине-
ральной ассоциации (в понимании В. И. Вернадского) мы имеем две
различных по происхождению и относительному возрасту группы мине-
ралов, т. е. два различных парагенезиса.
С этой точки зрения в каждом месторождении или рудном теле
прежде всего мы должны^ разделять минералы эндогенного и экзогенного
происхождения. Экзогенные процессы', совершающиеся за счет солнечной
энергии, являются как бы встречными эндогенным процессам. Совершен-
351
но иной мир явлений с органической жизнью на Земле действует отри-
цаю щ и м образом на все то, что создано при эндогенных процессах.
При процессах выветривания подавляющая масса эндогенных минералов
подвергается химическому разложению с образованием новых соедине-
ний, устойчивых в этих условиях. В конечной стадии эти процессы, как
известно, приводят к образованию толщ осадочных горных пород.
Насколько глубокие изменения при этом происходят в минеральном
мире, можно судить хотя бы по тому, что металлогенные элементы (РЬ,
Zn, Си, Bi, Sb, As, Ni, Co и др.), которые в эндогенных месторождениях
образуют богатые скопления руд, при экзогенных процессах в главной
своей массе в конце концов претерпевают рассеяние. Петро-
генные элементы (Na, К, Mg, Са, Al, Si, Р, С1 и др.), наоборот, по мере
развития процессов осадконакопления обнаруживают явно выраженную
тенденцию к концентрации с образованием крупных месторождений не-
металлических полезных ископаемых (отложения соленосных озер, гип-
сы, известняки, бокситьи, опоки, трепела и пр.).
Все это говорит о том, что экзогенные процессы минералообразова-
ния следует рассматривать отдельно от эндогенных. Те и другие разви-
ваются разными путями и каждый из них характеризуется своими за-
кономерностями сочетания минералов. В каждом из них при
детальном изучении устанавливаются свои парагенетические ассоциации
минералов, закономерно сменяющиеся во времени и.пространстве в зави-
симости от изменения физико-химических условий минералообразования
и влияния окружающей среды.
Анализ парагенетических соотношений минералов на конкретном
примере. Чтобы показать, как следует подходить к изучению парагенти-
ческих ассоциаций в рудах, остановимся на сравнительно простом при-
мере пирротиновых руд, встреченных буровыми скважинами на глубине
в лежачем боку Сибаевского месторождения на Южном Урале. Эти руды
подробно были описаны С. И. Ивановым (1947) и позднее Д. П. Гри-
горьевым (1949).
Согласно данным микроскопических исследований, эти руды состоят
из пирротина, пирита, халькопирита, сидерита, в меньших количествах
магнетита и изредка гематита, сфалерита, кварца и доломита (или каль-
цита). Возрастные соотношения .минералов в разных участках руд самые
различные; особенно это относится к взаимоотношениям и сочетаниям
пирита, магнетита, сидерита и халькопирита. И сколько бы мы ни пыта-
лись, оперируя списком этих девяти минералов, их составом и их взаимо-
отношениями, наблюдаемыми в полированных и прозрачных шлифах,
установить какие-либо закономерности сочетания минералов, отражаю-
щие реальную картину минералообразования, мы не могли бы избежать
субъективных заключений и притом противоречивых у разных авторов,
как это и имеет вообще место в большинстве случаев.
С. Н. Иванов, изучая эти пирротиновые руды под микроскопом в по-
лированных шлифах, сделал немало правильных отдельных наблюдений
над взаимоотношениями минералов и на этом основании построил схе-
матическую диаграмму (рис. 324) возможной последовательности мине-
ралов. Из этой диаграммы видно, что ее автор образование всех минера-
лов пирротиновых руд представляет себе как последовательное выделение
в одну стадию минерализации. При этом отложение халькопирита по этой
схеме происходило после пирротина, но в основном до пирита.
Д. П. Григорьев приходит к другому выводу: «В целом здесь очень
ясно видно более позднее образование халькопирита по сравнению с со-
ставляющими основную массу руды сульфидами железа — пирротином и
пиритом».
352
Совсем другой результат получается, если мы в этих рудах, прежде
чем подвергать их исследованию в полированных шлифах под микро*
тельности образования минералов. По
С. Н. Иванову
скопом, изучим текстурные особенности
в полированных штуфах с целью установления раз-
новозрастных минеральных ассоциаций. Необходи-
мость изучения этих особенностей вытекает из того,
что в рудных кернах даже макроскопически замет-
ны явления наложения более поздней минерали-
зации.
В приполированных разрезах кернов из крае-
вых частей пирротиновой залежи (рис. 325),
на что обратил внимание К- Д. Субботин, совершен-
но отчетливо наблюдается сочетание двух разно-
возрастных минеральных ассоциаций: 1) пирроти-
новой массы, в которой под микроскопом местами
наблюдается совместно с ним образовавшийся халь-
копирит и 2) тесной ассоциации пирита, сидерита,
магнетита и халькопирита, образовавшихся в более
позднюю стадию минерализации в виде прожилков
и метасоматических образований вдоль трещин в
пирротиновой массе и в цементе между сильно за-
мещенными обломками пирротина. Эти взаимоотно-
шения, не вызывающие никаких сомнений в после-
довательности образования этих минеральных ассо-
циаций, прослеживаются буквально на всех припо-
лированных штуфах и притом однозначно всюду.
Под микроскопом в полированных шлифах на
первый взгляд картина кажется гораздо более слож-
ной. Это и не удивительно, так как при большом
увеличении мы обычно можем видеть взаимоотно-
шения лишь между отдельными минералами, а не
между минеральными агрегатами (ассоциациями).
Однако в тонких жилках, наблюдаемых в полиро-
ванных шлифах, мы видим полное подтверждение
того, что макроскопически наблюдается на полиро-
ванных штуфах. На микрофотографии (рис. 326)
изображен один из таких прожилков сидерита с пи-
Ох
№ Эй*
05
Рис. 325. Зарисовка
керна из Сибаевского
месторождения. По
К. Д. Субботину.
'/‘2 нат. вел.
1 — пирротин; 2—пи-
рит; 3—сфалерит; 4—
халькопирит; 5 —
вкрапленный пирит в
пирротиновой массе
ритом и магнетитом среди пирротиновой массы.
Количественные соотношения между сидеритом, пиритом и магнетитом
в этих жилках колеблются в широких пределах. Местами они состоят
сплошь из пирита или сидерита. Значительные скопления магнетита
встречаются гораздо реже. Нередко в зальбандах жилок совместно
с ними развивается халькопирит, замещающий пирротин.
23 Зак. 153
353
В левой верхней части снимка, около пирита и вдоль отходящей
трещины, хорошо видно разъедание пирротина и замещение его сиде-
ритом. Неправильной формы мелкие пятна сидерита того же проис-
хождения (поскольку они пространственно связаны с прожилками)
наблюдаются и в окружающем пирротине. В местах более интенсивного
замещения пирротина сидерит слагает значительных размеров мономпне-
ральные участки неправильной формы.
Рис. 326. Прожилок сидерита (темно-серое) с пиритом (белое) и магне-
титом (рельефные серые зерна и цепочки у зальбанда) среди пирроти-
новой массы. Полированный шлиф. X 46
Однако в большинстве случаев при этом совместно с ним образу-
ются магнетит и пирит. На следующей микрофотографии (рис. 327) харак-
терно развитие магнетита по пирротину в виде реакционных оторочек
по границам с сидеритом. Очевидно, магнетит развивался в момент
скончания реакции, вызывавшей растворение пирротина. Возникшие
при растворении полости позднее оказались выполненными сидеритом.
В других местах за счет пирротина образовались почти сплошные
агрегаты пирита с примесью магнетита и сидерита. При этом как пирит,
так и магнетит имеют по несколько генераций. На рис. 328 в качестве
примера показана одна из наиболее молодых генераций магнетита,
выделившегося в виде неправильных мелких скоплений среди сидерита
после пирита.
Все эти три минерала (пирит, сидерит и магнетит) встречаются
также в виде жилок симметрично-полосчатого строения, выполняющих
трещинные полости. Полосчатость обусловлена большей частью переме-
жаемостью пирита и сидерита, указывающей на повторяемость отло-
жения их в трещинной полости. Другими словами, и здесь мы видим
признаки отложения одних и тех же минералов нескольких поколений.
В ряде случаев выделения этих минералов сопровождаются отложением
халькопирита, но, что характерно, этот минерал развивается с обеих
сторон жилок метасоматическим путем за счет пирротина. Эти явления
хорошо описаны С. Н. Ивановым.
354
Рис. 327. Реакционные оторочки магнетита (серое) по краям ппрротиновой
массы (белое). Темно-серое — сидерит. Полированный шлиф. X 100
Рис. 328. Выделения поздней генерации магнетита (серое) среди общей
массы сидерита (темно-серое). Белые кристаллические зерна — пирит.
Полированный шлиф. X 100
23’
Интересны тонкие жилки сидерита, отороченные с обеих сторон
цепочками зерен пирита. Любопытно, что кристаллические грани отдель-
ных зерен пирита направлены в сторону пирротиновой массы, а осно-
вания их в каждой полоске представляют в общем более или менее
ровную линию, отвечающую стенке трещины, выполненной сидеритом.
Такое строение и форма зерен пирита определенно говорят о том, что
оторочки пирита в данном случае возникли метасоматическим путем
за счет пирротина.
Обращают на себя внимание также метасоматические жилки.
Макроскопически на полированном шлифе такие жилки иногда выглядят
Рис. 329. Строение жилки, развившейся метасоматическим путем среди
пирротиновой массы. Полированный шлиф. X ЮО
/ — пирротин; 2 — халькопирит; 3 — пирит; 4 — сидерит; 5 — магнетит
довольно правильными. Под микроскопом нетрудно убедиться в том,
что они образовались метасоматическим путем. По середине таких
жилок проходит тонкий шов, представляющий волосную трещину,
выполненную пиритом.
На микрофотографии (рис. 329) этот шов располагается верти-
кально в правой части снимка. По обе стороны этой трещины разви-
лись сравнительно широкие полосы новообразований, возникших мета-
соматическим путем за счет пирротина. У самого шва по обе его стороны
отложился халькопирит. Поскольку в удалении от трещины этот мине-
рал больше не встречается, надо полагать, что ионы меди одни из пер-
вых высадились из раствора при реакции с пиритом. Следующая гораздо
более широкая зона состоит из новообразований пирита, магнетита и
сидерита, причем первое место среди этих минералов принадлежит
пириту. Хотя граница этой зоны с пирротином более или менее резкая,
все же среди пирротиновой массы (в левой части снимка) наблюдаются
включения отдельных зерен пирита и магнетита, очевидно того же ме-
тасоматического происхождения, так как пространственно они опре-
деленно связаны с прожилками. Если не прибегать к сравнительному
356
изучению, эти зерна можно было бы ошибочно принять за ранние вы-
деления в пирротине, точнее, за совместно образовавшиеся с ним ми-
нералы.
Интересны местами обильно представленные типичные метакристал-
лы пирита среди пирротина (рис. 330), встречающиеся наряду с про-
жилковидными выделениями. Размеры этих кристаллов, образовавшихся
метасоматическим путем, колеблются в широких пределах: от милли-
метров до нескольких сантиметров. Образование их в разных местах
сопровождается различными ассоциациями новообразований: сидеритом,
магнетитом, халькопиритом или сидеритом и магнетитом, или только
Рис. 330. Метакристаллы и жилки пирита (белое) в пирротиновой
массе (серое). Черное — сидерит. По С. Н. Иванову. Полирован-
ный штуф. X 2
сидеритам, а иногда этот кристалл образуется один без каких-либо
спутников. Все это свидетельствует о том, что -моменты зарождения этих
кристаллов были различны, так же как и состав остаточных растворов,
за счет которых он кристаллизовался, был неодинаков в разных участках.
Приведенные выше описания пе исчерпывают, конечно, всего раз-
нообразия деталей взаимоотношения новообразований как между собой,
так и с пирротиновой массой. Мы привели лишь наиболее показатель-
ные примеры. Однако существо явлений всюду остается одним и тем же,
несмотря на самые различные формы проявления и различные количе-
ственные соотношения в сочетаниях минералов. Главные новообразования
(пирит, сидерит, магнетит), как показывает изучение их возрастных со-
отношений с пирротиновой массой, всюду возникли за счет пир-
ротина. Что касается халькопирита, то этот минерал, согласно дан-
ным наблюдений, при разложении пирротина исчезает (медь очевидно
переходит в раствор) и вновь отлагается вдоль трещин в пирротине в ви-
де реакционных каемок. Это, конечно, не исключает того, что часть меди,
так же как и цинка (сфалерит), могла быть привнесена метаморфизую-
щими растворами.
Таким образом, в пирротиновых рудах Сибаевского месторождения
устанавливается следующая смена ассоциаций минералов:
FeS + CuFeS, -> FeCO:, + Fe3O4 + FeS, + CuFeS2.
пирротин халькопирит сплериг магнетит пирит хлькопирит
357
Если мы- исключим из нашего рассмотрения халькопирит, присутст-
вующий в обеих ассоциациях, то будем иметь четыре фазы, из которых
три последние, принадлежащие к новообразованиям, представляют рав-
новесную ассоциацию минералов, устойчивую во вновь создавшихся
условиях.
Для выяснения геохимических закономерностей в изменении состава
руд большую помощь оказывает графическое изображение составов
минералов и их парагенетических соотношений.
Поскольку в нашем случае все четыре фазы представляют собой
соединения железа, отличающиеся друг от друга по типу анионов, и си-
стема в целом является четырехкомпонентной (Fe, S, О и СО2), то для
Рис. 331. Проволочная модель
тетраэдра и его проекция
(абвг) на плоскость
Рис. 332. Диграмма состав —
парагенезис минералов железа
изображения составов минералов приходится прибегать к пространствен-
ной барицентрической диаграмме, к так называемому тетраэдру концент-
раций.
Для наших целей очень удобен предложенный В. А. Николаевым
(1947) способ нанесения точек составов минералов в правильном тетра-
эдре, спроектированном на плоскость (рис. 331). Как показано на
рисунке, тетраэдр одним ребром (ав) лежит в плоскости проекции
и ориентирован таким образом, что проекция тетраэдра выражается
в виде квадрата (абвг) с двумя пересекающимися под прямым углом
диагоналями. Грани тетраэдра (разносторонние треугольники) в проек-
ции превращаются в равнобедренные прямоугольные треугольники.
Минералы двухкомпонентного состава (Fe S, FeS2 и др.) в этом тетра-
эдре (и в его проекции) будут изображаться точками на его ребрах,
а сидерит как минерал трехкомпонентного (Fe, СО2 и О) состава изобра-
зится точкой на грани тетраэдра (рис. 332).
Нанесение на диаграмму любых фигуративных точек составов мине-
ралов (как на ребрах и гранях, так и внутри тетраэдра) производится
очень просто на миллиметровой бумаге по двум координатам прямо-
угольной системы. Для каждой искомой точки а (рис. 332) как
абсцисса (л), так и ордината (у) равны сумме двух компонентов, зани-
мающих вершины квадрата на стороне, перпендикулярной отсчитывае-
мой абсциссе или ординате. Например, для дву.хкомпонентного соедине-
ния FeS2 (с отношением компонентов Fe : S = 1 : 2 или 33,3 : 66,6
в расчете на 100) будем иметь: х = 33,3, а у = 0 (сторона квадрата
принимается за 100%); точка расположится на ребре тетраэдра
S—Fe. но. по сравнению с точкой FeS, ближе к вершине S (согласно
свойству барицентрических координат). Для трехкомпонеитного соеди-
358
нения FeCO3 (Fe:0:C02=l : 1 : 1) получим: x=66,6 и у=66,6; точка
расположится на грани тетраэдра; и т. д.
При рассмотрении диаграммы на рис. 332 можно видеть, что она
составлена из четырех обычно применяемых трехкомпонентных диаграмм
в виде равнобедренных прямоугольных треугольников, отвечающих гра-
ням тетраэдра: двум верхним и двум нижним (см. рис. 331). Между про-
чим следует отметить, что пользование этими прямоугольными диаграм-
мами более удобно по сравнению с озанновскими равносторонними тре-
угольниками.
Таким образом, ассоциация новообразований (FeS2, Fe3O4 и FeCO3)
на диаграмме выразится в виде треугольника внутри тетраэдра. Состав
исходной минеральной массы — пирротина — показан в отличие от ново-
образований двойным кружком. Сравнивая положение всех трех мине-
ралов на диаграмме, негруднр убедиться в том, что центр тяжести тре-
угольника новообразований (при любых количественных соотношениях
минералов, входящих в эту парагенетичеокую группу) по сравнению
с точкой пирротина перемещается в сторону S, О и СО2.
Это указывает на то, что при наложении новой стадии минерализа-
ции условия .минералообразования существенно изменились. Действи-
тельно, как мы видели выше, за счет пирротина при реакциях образуются
два кислородных соединения (сидерит и магнетит) и более богатый серой
сульфид (пирит). Отсюда вытекает, что в ходе взаимодействия разла-
гающегося пирротина с метаморфизующим раствором, из последнего
извлекаются ионы [СО3]2- с образованием сидерита, а также ионы кисло-
рода, идущие на образование магнетита. Очевидно, что концентрация
этих ионов в протекавшем растворе была настолько значительна, что
реакция шла в сторону образования карбонатов и окислов железа. При
замещении пирротина этими кислородными соединениями, естественно,
должна была освобождаться сера, которая в виде ионов [S2]2- шла на
образование пирита. Ионы меди, перешедшие в раствор при разложении
пирротиновых руд или привнесенные раствором, вошли в состав халько-
пирита, явно замещающего пирротин и тесно ассоциирующего с пиритом,
сидеритом и магнетитом.
Сравнивая между собой различные участки новообразований, мы
наблюдаем не только вариации количественных соотношений минералов,
но и различие в числе сочетающихся минералов. Вместо обычных четы-
рех- и трехминеральных сочетаний местами можно встретить образование
двух (сидерит + магнетит или пирит + сидерит и др.) и даже одного ка-
кого-либо минерала (чаще пирита) среди пирротина. Все эти различия
сочетаний минералов, естественно, обусловлены соотношениями кон-
центраций химических компонентов в растворах в момент реакции в раз-
личных участках. Особенно это характерно для .наиболее поздних обра-
зований.
Изучение возрастных соотношений различных сочетаний минералов
приводит к выводу об относительно длительном периоде времени, в тече-
ние которого происходили эти реакции. Этим объясняется и
обилие генерации отдельных минералов и прежде всего пирита.
Однако, несмотря на разнообразие этих структурных деталей, не
остается никакого сомнения в том, что в изученных нами пирротнновых
рудах имеют место две стадии минерализации, как в этом
можно было убедиться по текстурным особенностям руд
на приполированных штуфах (см. рис. 325). Соответственно этому после-
довательность образования минералов можно представить в виде приво-
димой здесь схемы (рис. 333), не требующей каких-либо дополнительных
пояснений.
359
На этой схеме, отвечающей только гой части месторождения, руды
которой изучены минераграфнчески, среди минералов второй стадии
минерализации показаны магнетит, наблюдавшийся в сравнительно не-
больших количествах, и изредка встречавшийся гематит.
По условиям нахождения гематит образовывался в конечные моменты
минералообразования этой стадии. Появление его, как высшего окисла
железа, свидетельствует о том, что в остаточных растворах, в заключи-
тельный момент рудообразования, концентрация кислорода существенно
повысилась.
Тем не менее, судя по тому, что мы знаем по другим аналогичным
месторождениям, этот минерал может встречаться в рудах в более зна-
чительных количествах. При этом чрез-
вычайно характерно, что по данным
минераграфических исследований гема-
тит часто тесно ассоциирует с магне-
титом, сидеритом и пиритом, но ни-
когда не встречается в па-
рагенезисе с пирротином.
Отсюда можно сделать заключение,
что в условиях высокой концентрации
кислорода в растворах пирротин, как
бедный серой сульфид железа, суще-
ствовать не может. Действительно, в
случаях особенно эндогенного окисле-
ния остаточными растворами пирротинсодержащих руд очень часто уста-
навливаются типичные псевдоморфозы по пирротиновым зернам магне-
тита и пирита, часто в закономерном тонком срастании друг с другом,
иногда в ассоциации с гематитом.
Если мы составим треугольную диаграмму состав — парагенезис
Fe—S—О (рис. 334), то при анализе ее нетрудно убедиться в том, что
наш вывод о неустойчивости пирро-
тина в условиях повышенной кон-
центрации кислорода является пра-
вильным. Для того, чтобы показать
это, проведем из вершины О луч Оа
(подобно тому, как это делает
Д. С. Коржинский при анализе диа-
грамм состав—парагенезис). Этот
луч по направлению к вершине О,
т. е. по мере увеличения концентра-
ции кислорода в нашей системе,
пересечет четыре бинарных параге-
незиса: 1) Fe-pFeS (устойчивый в
бескислородной среде), 2) Fe3O4-|-
+ FeS, 3) Fe3O4 + FeS2 и 4) Ре2О3 +
’+FeS2.
Таким образом, как только фи-
гуративная точка, выражающая со-
отношения компонентов, пересечет
линию Fe3O4—FeS2 и войдет в пло-
Fe3O4—Fe2O3—FeS2, существование
Минералы
/стадия
2 стадия
Пирротин
Халькопирит
Пирит
Сидерит
Магнетит
Гематит
Рис. 333. Схема последовательно-
сти выделения минералов
Рис. 334. Диаграмма состав — пара-
генезис минералов системы Fe—S—О
щадь трехфазового треугольника
пирротина становится невозможным.
В этих условиях его место займет более устойчивое соединение —
FeS2 — пирит, который действительно встречается в парагенезисе
с гематитом (рис. 335).
360
Из диаграммы нетрудно видеть и то, что гематит не может нахо-
диться в равновесной ассоциации с пирротином. На ней мы не можем
провести линию бинарного парагенезиса Fe2O3—FeS, так как она пере-
Рис. 335. Ксеноморфизм пластинчатых выделений гематита (серое) по
отношению к пириту (белое). Черное — кварц. Полированный шлиф. X 100
секла бы линию устойчивого и широко
бинарного парагенезиса FeS2—Fe3O4.
Если к числу компонентов, о кото-
рых шла речь (Fe, S и О), присоеди-
ним СО2, тогда мы будем иметь дело
с пространственной диаграммой-—тет-
раэдром (рис. 336). Нанеся на ней со-
став FeCO3 и соединив линиями соста-
вы парагенетически связанных минера-
лов, мы получим два четырехфазовых
парагенезиса, которые геометрически
выразятся в тетраэдре в виде двух
примыкающих друг к другу четырех-
гранников (сфеноэдров) с вершинами:
1) Fe2O3, Fe3O4, FeCO3, FeS2 и 2) FeS2,
FeCO3, Fe3O4 и FeS.
Из рассмотрения пространствен-
ного положения этих четырехгранни-
ков вытекает, что ассоциация FeS2—
Fe3O4 — FeCO3 (грань, являющаяся
общей для обоих сфеноэдров) может
находиться в парагенезисе либо с Fe2O3,
либо с FeS. Оба эти минерала сов-
раопространенного в -природе
Рис. 336. Диаграмма состав—параге-
незис минералов системы Fe—S—О—
СО2. Сплошные жирные линии про-
ходят на плоскостях тетраэдра,
обращенных к наблюдателю. Линии,
показанные длинными черточками,
лежат иа иижних плоскостях тетра-
эдра
местно образоваться не могут.
Все, что было сказано выше, достаточно для того, чтобы- понять,
насколько важное значение имеет изучение парагенетических соотноше-
ний минералов для понимания природных химических реакций, происхо-
361
дящих при процессах рудообразования и минералообразования
вообще.
Распространяя эти исследования на все типы рудопроявлений, встре-
чаемые в данном месторождении, мы таким путем в процессе обобщения
всех полученных фактических данных можем выявить действительно
имеющие место закономерности минералообразования. Сопоставление
и изучение этих закономерностей в свете положений точных наук, естест-
венно, должно привести к определенным теоретическим выводам об усло-
виях рудоотложения, позволяющим понять историю процессов рудообра-
зования (т. е. генезис месторождения).
Парагенетические соотношения сульфидов и окислов железа и
меди в рудных месторождениях. Более или менее подробный разбор
Рис. 337. Диаграмма состав — парагене-
зис в системе Си—Fe—S
CujS — халькозин; CuS — ковеллин;
CugFeS.!—борнит; CuFeSs—халькопирит;
CuFeoSj — кубанит; FeS — пирротин;
FeS? — пирит
обобщенных данных по парагене-
тическим ассоциациям соедине-
ний меди, железа, никеля с се-
рой, кислородом, мышьяком и
сурьмой был опубликован сравни-
тельно недавно (Бетехтин, 19551).
В качестве примера мы приведем
из него выдержку по парагенети-
ческим ассоциациям сульфидов
и окислов железа и меди, поль-
зующихся весьма широким рас-
пространением в самых различ!-
ных генетических типах гидротер-
мальных рудных месторождений.
Характернейшей геохимиче-
ской особенностью поведения ме-
ди и железа в сульфидах является
то, что эти металльи совмест-
но входят в состав ми-
нералов, образуя различные
и притом широко распространен-
ные устойчивые химические соеди-
нения, такие, как халькопирит,
борнит, кубанит, реже станнин и
другие. Среди окислов мы знаем
единственный и к тому же редкий
минерал — делафоссит (СиБеОг),
встречающийся в зоне окисления
медных месторождений. Сравнительно редко наблюдаются также водные
сульфаты меди и двухвалентного железа (пизанит, феррохалькантит).
В главной же массе кислородных соединений железо и медь совместно
не встречаются.
Другая особенность железо-медных сульфидов заключается в том,
что в случаях образования при относительно высоких темпера-
турах они представляют собой соединения переменного
состава. Об этом красноречиво свидетельствуют нередко наблюдае-
мые в них типичные явления распада твердых растворов, проверенные
экспериментальным путем.
Наиболее обычными ассоциациями в сульфидных медных рудах
являются халькопирит + пирит или пирротин (рис. 337) '. При этом, как
показывает изучение взаимоотношений минералов, сульфиды железа
1 На рис. 337 изображена часть диаграммы для системы Си—Fe—S. В полном
виде она приведена на рис. 338.
362
обычно кристаллизуются раньше халькопирита, независимо от того,
имела ли место кристаллизация их из раствора или образование мине-
ралов происходило в процессе раскристаллизации коллоидных масс
либо в процессе метасоматоза или метаморфизма руд.
В высокотемпературных рудных образованиях среди халькопирита
часто наблюдаются пластинчатые включения кубанита (CuFe2S3), пред-
ставляющие продукт распада твердых растворов. Согласно эксперимен-
тальным данным, между халькопиритом и кубанитом при высоких тем-
пературах существует непрерывный ряд твердых растворов, что нахо-
дится в полном согласии с наблюдаемыми явлениями среди халько-
пирито-кубанитовых срастаний. Таким образом, в условиях высоких тем-
ператур вместо двух минералов в сущности выделяется один минерал
переменного состава в парагенезисе с пирротином, реже пиритом. Вместе
с тем среди кубанита установлены пластинчатые выделения пирротина
как явный 'продукт распада твердого раствора. По-видимому, ограничен-
ная смесимость в твердом состоянии существует и для этой пары мине-
ралов, по крайней мере у кубанитового конца этой бинарной системы
FeS—CuFe2S3. К этому следует добавить, что в относительно низкотем-
пературных сульфидных образованиях кубанит не встречается, и пир-
ротин в этих случаях ассоциирует только с халькопиритом.
Судя по парагенетическим соотношениям минералов, кубанит устой-
чив лишь в условиях сравнительно низкой концентрации серы. В полиро-
ванных шлифах из руд неметаморфизованных колчеданных залежей
Т. Н. Шадлун наблюдала весьма интересные явления: среди халько-
пиритовых зерен находились выделения, по форме очень похожие на
пластинки кубанита, однако при больших увеличениях оказалось, что
эти пластинки состоят из халькопирита, содержащего пирит в виде тон-
чайшей сыпи равномерно распределенных зернышек субмикроскопиче-
ских размеров. Количественные соотношения халькопирита и пирита
в этих пластинках близки 1 : 1, и это еще больше позволяет предполагать,
что в данном случае мы имеем дело с продуктами разложения кубанита
под влиянием увеличившейся в некоторый момент концентрации серы
в растворе (CuFe2S34-S=CuFeS2-[-FeS2). Разложение этого соединения
произошло в эпигенетическую стадию, т. е. после того, как уже совер-
шился распад твердого раствора на халькопирит + кубанит. На рис. 337
мы можем видеть, что фигуративная точка, выражающая соотношения
компонентов в составе кубанита, в случае увеличения содержания серы
в системе (при сохранении отношения концентраций Си и Fe) будет
перемещаться по направлению к вершине S по линии Sa. Если эта точка
окажется на линии CuFeS2—FeS2, то ясно, что в этом случае вместо
кубанита может быть устойчив лишь халькопирит в парагенезисе с пи-
ритом. Если мы представим более повышенное содержание серы в нашей
системе, то при том же соотношении концентраций Си и Fe фигуратив-
ная точка по линии Sa попадет в область следующего трехфазного рав-
новесия (FeS2—Cu5FeS4—CuFeS2). Таков, например, парагенезис пирита,
борнита и халькопирита, наблюдаемый в эндогенных медных рудах Зан-
гезурского месторождения.
Однако особый интерес представляет бинарный парагенезис пирита
и борнита (без халькопирита), наблюдающийся среди поздних минераль-
ных ассоциаций в ряде месторождений (Зангезурское, некоторые колче-
данные залежи Урала). Характерно, что борнит здесь не только заполняет
пространство между зернами пирита, но и встречается в виде округлых
включений внутри хорошо образованных кристаллов пирита (очевидно,
был захвачен в процессе их роста). Из рассмотрения положения линий
FeS2 — CuFeS2 и FeS2 — Cu3FeS4 на диаграмме видно, что парагенезис
363
пиритборнит, по сравнению с парагенезисом пирит+ халькопирит,
должен возникать в условиях более повышенной концентра-
ции серы в растворах (ср. положение точек пересечения Sa с ли-
ниями, изображающими упомянутые бинарные парагенезисы). Однако
при другом соотношении компонентов Fe и Си, а именно при преобла-
дании в растворах меди над железом (ом. луч Sb), в условиях относи-
тельно пониженной концентрации серы, вместо пары FeS24~CuFeS2
(в предыдущем случае) будет устойчивой пара CuFeS24-Cu5FeS4, т. е.
в этих условиях пирит не может существовать как самостоятельное сое-
динение. Таковы, например, халькопирито-борнитовые руды Успенского,
Джезказганского и других месторождений. Поскольку в рудах этих
месторождений почти не наблюдаются признаки распада твердых ра-
створов, можно считать, что образование их происходило в условиях
сравнительно низких температур.
При еще более высокой концентрации серы в растворах в парагене-
зисе с пиритом, кроме борнита, должен находиться в равновесии также
халькозин и в редких случаях ковеллин (см. рис. 337). В образцах из
эндогенных руд известного медного месторождения Бьютт (Монтана,
США) нами был выявлен даже бинарный парагенезис пирит 4- ковеллин
(первичный). Идиоморфные зерна пирита наблюдались в виде вкрапле-
ний среди явно листоватых масс ковеллина. В этой ассоциации нет
ничего удивительного. Как пирит является сульфидом железа, наиболее
богатым серой, так и ковеллин представляет собой высшее сернистое
соединение меди. Так же, как и в пирите, в ковеллине часть ионов меди
(двухвалентной) связана с комплексными спаренными анионами [Sa]2-.
Правильная химическая формула ковеллина, согласно рентгенометриче-
ским данным, следующая: Cu2S • CuS2.
На рассматриваемой диаграмме лучи Sa и Sb по мере удаления от
вершины S пересекают два бинарных парагенезиса: пирротин борнит
и пирротин + халькозин. Имеется ничем не обоснованное убеждение
в невозможности существования этих парагеиезисов. Однако, судя по
диаграмме, пирротин в условиях очень низкого парциального давления
(концентрации) серы может находиться в равновесии не только с борни-
том, но и с халькозином. В природе известны', правда крайне редкие,
случаи совместного нахождения этих минералов в рудах.
Борнит и халькопирит в природных условиях способны давать друг
с другом изоморфные смеси, распадающиеся при понижении темпера-
туры. А. А. Филимонова (1952) на основе проведенных ею эксперимен-
тальных исследований показала, что этот распад твердых растворов
происходит при температуре около 270°, т. е. значительно более низкой,
чем это указывалось раньше Швартцем (Schwartz, 19311).
При относительно низких температурах взаимная растворимость
боонита и халькопирита в твердом состоянии сильно ограничена, и при
совместном выделении эти минералы образуют зернистые, иногда гра-
фические срастания без каких-либо признаков раопада твердых рас-
творов.
В крайне восстановительных условиях в рассматриваемой нами
системе должны возникать уже самородные металлы — медь и железо
(рис. 338). Рамдор (Ramdohr, 19501) опубликовал интересные данные
по изучению парагенстических ассоциаций железистого никеля (жозе-
финита, аваруита и др.) с самородной медью и кубическим халькозином,
возникших в серпентинизированных или оталькованных ультраосновных
породах, очевидно, в процессе их гидротермального метаморфизма. Из
этих данных нетрудно сделать заключение о том, что в то время как
железо, восстановленное до металлического состояния, легко дает изо-
364
Ju
Рис. 338. Полная диаграмма состав —
парагенезис в системе Си—Fe—S
морфные смеси с металлическим никелем, медь выделяется самостоя-
тельно либо в самородном виде, либо в виде халькозина, ассоциирую-
щего с железистым никелем. Различие поредения этих металлов при
минералообразовании, естественно, объясняется строением наружных
электронных оболочек атомов этих элементов (Бетехтин, 1952).
Таким образом, систематический разбор парагеиетических ассоциа-
ций сульфидов меди и железа (см. рис. 338), возникающих в восстано-
вительных условиях, показывает следующее.
1. Главные медьсодержащие сульфиды (кубанит, халькопирит, бор-
нит и халькозин) встречаются в парагенезисе как с пиритом, так и
пирротином. Лишь ковеллин, как наиболее богатый серой сульфид
меди, может образоваться в эндогенных рудах в ассоциации только
с пиритом.
2. Относительно бедные .серой сульфиды меди и железа, возникаю-
щие в условиях низкой концентрации
серы в растворах, способны образо-
вывать при высоких температурах
твердые растворы, распадающиеся
при понижении температуры. Та-
ковы следующие пары соединений:
Cu2S4-Cu5FeS4, Cu5FeS4-|-CuFeS2,
CuFeS24-CuFe2S3 и CuFe2S3-)-FeS.
3. Такие парагенезисы минера-
лов, как пирит + борнит, пирит +
халькозин и пирит ковеллин,
могут возникать лишь в условиях
повышенной и высокой концентра-
ции серы в растворах.
4. Сравнивая на диаграмме (см.
рис. 338) положение железо-медных
сульфидов (борнита, халькопирита
и кубанита), видим, что они зани-
мают положение внутри четырех-
угольника: CuS—Cu2S—FeS—FeS2.
Все они образуются при каких-то промежуточных значениях концентра-
ции серы в растворах, тогда как при крайних значениях этого фактора
Си и Fe образуют самостоятельные сульфиды (при высокой концентрации
серы — CuS и FeS2, а при очень низкой — Cu2S и FeS).
Остается рассмотреть наиболее интересный вопрос о парагенетиче-
ских соотношениях окислов железа с сульфидами меди. Начнем с ассо-
циации магнетита с сульфидами меди и железа.
Магнетит в ассоциации с халькопиритом, пирротином и пиритом
чрезвычайно широко распространен во многих медных месторождениях.
Количественные соотношения между магнетитом и сульфидами могут
быть самыми различными, начиная от существенно сульфидных руд
и кончая так называемыми медистыми магнетитами. В высокотемпера-
турных образованиях наряду с халькопиритом в рудах встречается также
кубанит, главным образом в виде продукта распада твердого раствора
и изредка в виде самостоятельного минерала.
Мы не будем останавливаться на перечислении и разборе отдельных
двух- и трехфазных парагенезисов этих минералов, изображенных на
диаграмме (рис. 339), — они хорошо известны исследователям рудных
месторождений, но обратим внимание на те парагенетические соотноше-
ния, которые выражаются в смене сульфидов окислами и свидетель-
ствуют о различии режима кислорода или его изменении в остаточных
растворах или в эпигенетические стадии. Эти соотношения позволяют
365
выявить характерные геохимические особенности поведения железа и
меди при процессах рудообразования.
Минераграфические исследования показывают, что из всех сульфи-
дов меди и железа наименее устойчивым при повышении концентрации
кислорода в растворах является пирротин. В этих случаях он большей
частью непосредственно замещается магнетитом. Так, в частности, в
слепых пирротиновых жильных телах, генетически связанных с основ-
ными породами, количество магнетита в верхних участках жил настолько
увеличивалось, что в местах выклинивания жил вся пирротиновая масса
оказывалась сплошь замещенной магнетитом. Сульфид железа исчез
полностью, а сульфиды меди в виде халькопирита и частью кубанита как
новообразования оказались устойчивыми. По внешнему виду руда
настолько изменилась, что вначале трудно было представить себе, что
эти маломощные магнетитовые
Рис. 339. Диаграмма состав — парагене-
зис минералов в системе Си—Fe—S—О.
Сплошные жирные линии проходят на
плоскостях тетраэдра, обращенных к на-
блюдателю. Линии, показанные длинным
пунктиром, лежат на нижних плоско-
стях тетраэдра, короткими черточка-
ми— внутри тетраэдра (Ветехтнн,
1950г)
жилы, встречавшиеся при проход-
ке разведочных подземных выра-
боток, с глубиной могли перейти в
настоящие медно-никелевые суль-
фидные жилы. Неудивительно,
что при поверхностных поиско-
вых работах выходам этих маг-
нетитовых жилок с медной зе-
ленью первое время не придава-
лось серьезного значения. Это, ме-
жду прочим, показывает, насколь-
ко важно для поисково-разведоч-
ных работ знание закономерно-
стей фациальных изменений в со-
ставе руд.
С интересующей нас точки
зрения необычайный интерес
представляют соотношения мине-
ралов меди и железа в детально
описанном С. А. Кашиным (1948)
Волковском месторождении вкрап-
ленных медно-титано-магнетито-
вых руд в габбровых породах.
В этом месторождении сульфиды железа практически отсутствуют пол-
ностью. Они заменены магнетитом и титано-мапнетитом. Для сульфидов
меди характерна тесная ассоциация халькопирита и эндогенного борнита
как в виде зернистых срастаний, так и в виде продуктов распада твердого
раствора. Местами среди магнетитовых скоплений присутствует один лишь
борнит. Наличие бедного железом сульфида меди (борнита) говорит не
о том, что концентрация железа в растворах была низкой, а о том, что
этот элемент легче связывается с кислородом в виде магнетита. Очевидно,
концентрация кислорода в момент образования руд была повышенной.
Тот факт, что ранняя генерация более высокотемпературного борнита
наблюдается в виде прекрасно образованных кубических кристаллов
внутри зерен магнетита и апатита, не позволяет считать медную минера-
лизацию наложенной. Все. соотношения между магнетитом, халькопири-
том и борнитом указывают на совместное их образование.
Мало того, местами в магнетито-борнитовых рудах присутствует
эндогенный халькозин, т. е. сульфид меди, несодержащий железа. Эта
ассоциация могла возникнуть в условиях еще более повышенной кон-
центрации кислорода в растворах.
366
Парагенезис халькозина с магнетитом (без каких-либо других
сульфидов меди и железа) встречен и в рудах Карабашского месторо-
ждения (Золотая Гора) на Урале, генетически связанного с диопсвдо-
гранатовыми породами, залегающими в виде жил среди серпентинито-
вого массива. Здесь в этой ассоциации уже все железо связано с кисло-
родом, тогда как медь остается еще в виде сульфида (халькозина).
Местами в парагенезисе с магнетитом вместо халькозина присутствует
самородная медь, что указывает на очень низкую концентрацию ионов
S2“ в растворах. Любопытно, что медь в виде твердого раствора входит
также в состав самородного золота (до 20—21%).
В более окислительных условиях самородная медь должна ассоции-
ровать с купритом, как это иногда наблюдается в серпентинитах. Одиако
куприт, согласно диаграмме (см. рис. 339), уже не может находиться
в равновесной ассоциации с магнетитом. Вместо этого в природных усло-
виях более устойчива ассоциация самородной меди с окисью железа,
как это имеет место, например, в месторождениях самородной меди
Кьюинау (Верхнее озеро) и Корокоро (Боливия).
Что касается гематита, то он наблюдается почти в тех же ассоциа-
циях сульфидов меди и железа, что и магнетит (на диаграмме, во избе-
жание усложнения рисунка, проведены не все пунктирные линии, изобра-
жающие бинарные парагенезисы гематита с сульфидами). Исключением
является лишь кубанит, который, так же как и пирротин, не .может
образоваться совместно с гематитом. Все же следует отметить, что гема-
тит в ассоциации с сульфидами меди встречается гораздо реже, чем маг-
нетит. В случаях наложения сульфидной минерализации на гематитовые
руда часто наблюдаются явления мушкетовитизации и замещения гема-
тита сульфидами железа и меди.
Особого внимания заслуживают ассоциации минералов с участием
в них гематита, возникающие за счет железистых сульфидов меди в усло-
виях более резких изменений окислительной способности среды. Замеча-
тельные явления этого порядка были детально изучены М. Ф. Стрелки-
ным в медных рудах Средней Азии. Им установлено, что в эндогенных
условиях в местах воздействия окислительных агентов на халькопирит
возникает вместо него более бедный железом борнит в парагенетиче-
ской ассоциации с гематитом. Эго означает, что часть железа, входив-
шего в состав халькопирита, в условиях резко окислительной обстановки
обособляется в виде окиси железа. Наблюдались также факты разло-
жения борнита с образованием вместо него халькозина и гематита.
В этом случае уже все железо связывается в виде окиси, а медь
остается еще в виде сульфида. Таким образом, выявляется та
же картина поведения меди и железа при изменении режима кислорода,
какая нами отмечалась выше, в медномагнетитовых месторождениях, но
с тем существенным различием, что здесь вместо магнетита образуется
высший окисел железа — гематит.
Подобного рода явления, по-видимому, не представляют редкости.
Судя по опубликованным Шнейдерхеном .микрофотографиям полирован-
ных шлифов из руд месторождения Тунг-Хуан (в провинции Юннаиь,
Китай), там наблюдаются те же парагеиетические ассоциации (борнит4-
-(-халькозин+гематит). Согласно отрывочным данным, в сидеритовых
жилах Зигерлянда (Германия), в местах замещения сидерита красной
окисью железа или кристаллическим гематитом, на месте халькопирита
также возникают борнит и халькозин в ассоциации с гематитом. Указы-
вается, между прочим, случай термического воздействия базальтовой
жилы на участки сидерита, содержащие халькопирит. При этом за счет
халькопирита возникли магнетит и халькозин. В данном случае окисляю-
367
щую роль, очевидно, сыграла СО2, освободившаяся в результате термиче-
ской диссоциации сидерита.
Таким образом, исследования парагенетических ассоциаций минера-
лов в системе Си—Fe—S—О приводят к следующим важным выводам.
1. В условиях окислительно-восстановительных реакций, продукты
которых устанавливаются в месторождениях медиосульфидных руд,
железо по сравнению с медью обнаруживает явно
выраженные признаки большего сродства с кисло-
родом, нежели с серой.
2. Для сульфидов и окислов железа и меди можно наблюдать самые
различные парагенетические соотношения минералов, указывающие на
самые различные условия режима серы, и кислорода в растворах, начи-
ная от ассоциаций сульфидов меди с сульфидами железа (пирротином
и пиритом) и кончая ассоциациями тех же сульфидов меди с окислами
железа.
ГЛАВА XVII
МЕТОДИКА ИЗУЧЕНИЯ ТЕКСТУР И СТРУКТУР РУД
В предыдущих главах отмечалось, что, в отличие от горных пород,
руды характеризуются (несравненно большим разнообразием особенно-
стей строения. Это обусловлено в основном многообразием и сложностью
процессов рудообразования. В послемапматических месторождениях
может иметь место наложение нескольких стадий минерализации друг
на друга. Кроме того, многие руды испытывают воздействие тех или иных
процессов метаморфизма. Следует заметить, что первоначальная неодно-
родность рудных масс сказывается на степени преобразования отдель-
ных минеральных агрегатов, обладающих различной восприимчивостью
к последующим изменениям.
Наиболее часто неоднородность строения рудных масс проявляется
в рудах гидротермальных месторождений, в частности сульфидных.
Руды магматического, контактово-метасоматического и осадочного про-
исхождения характеризуются более простым строением.
Необходимо подчеркнуть, что изучение всех структурных элементов
данного месторождения (строения рудных тел, текстур руд и структур
или закономерностей срастания рудообразующих минералов) преследует
одну общую цель: выявить возрастные взаимоотношения между соответ-
ствующими составными частями.
При изучении строения рудных тел в искусственных обна-
жениях или забоях горных выработок мы стремимся установить взаимо-
отношения между отдельными типами руд, между рудоносными и без-
рудными участками или вмещающими горными породами.
Изучение взаимоотношений минеральных агрегатов, характеризую-
щих текстуры руд, помогает установить последовательность отло-
жения минеральных масс, отличающихся друг от друга по составу или
их структуре. Эти наблюдения обычно производятся на приполировдн-
ных штуфах или шлифах руд, иногда в забоях горных выработок
(В зависимости от размеров минеральных агрегатов, слагающих руды).
Исследование структурных особенностей руд, главным образом
срастаний минералов, входящих в состав минеральных агрегатов, произ-
водится преимущественно в полированных шлифах, нередко в сочетании
с прозрачными шлифами из тех же руд (особенно, если в них в большом
количестве принимают участие нерудные минералы). При установлении
возрастных соотношений между отдельными минералами нередко прихо-
дится прибегать к применению поляризованного света или к структур-
ному травлению (для оптически изотропных минералов). Так как в рудах
в отличие от горных пород в пределах одного шлифа редко удается наб-
людать все минералы, слагающие данный минеральный агрегат, то
24 Зак. 153 369
в силу необходимости установление взаимоотношений между разными
минералами приходится производить в нескольких шлифах, изготовлен-
ных из разных мест данного минерального агрегата.
Само собой разумеется, что указанные выше элементы строения
рудных масс, изучаемые в различных масштабах, неразрывно связаны
между собой. Поскольку строение рудных тел, текстуры и структуры
руд отражают всю историю процесса формирования месторождения,
необходимо проводить тщательное изучение всех элементов строения
рудных масс. Последние должны рассматриваться на фоне морфологии
рудных тел и общего геологического положения месторождения, так как
ни одно явление, взятое изолированно, в отрыве от окружающей его
обстановки не может быть познано.
В связи с этим, говоря о методике изучения текстур и структур
руд, мы должны разбить процесс исследования на три основных этапа:
1) полевые наблюдения (в забоях горных выработок) и документация
их; 2) лабораторные исследования — подготовка каменного материала
и детальное макро- и микроскопическое исследование; 3) интерпрета-
ция сделанных наблюдений и установление закономерностей рудообра-
зования.
Полевые наблюдения. Выше уже было указано, что наблюдение и
изучение всех элементов строения руд должно проводиться в тесной
увязке друг с другом. Строение рудных тел изучается, как правило, при
документации горных выработок. Методы работы при рудничном кар-
тировании излагаются в соответствующих руководствах по рудничной
геологии (Крейтер, 1940; Рудничная геология, 1946). Исследователю,
поставившему своей задачей изучение структурно-текстурных особенно-
стей руд, необходимо вести свои наблюдения, начиная от изучения об-
нажений горных выработок, кернов буровых скважин и кончая наблю-
дениями под микроскопом. До начала сбора материалов в поле исследо-
ватель должен предварительно ознакомиться с геологическим положе-
нием изучаемого рудного тела и с особенностями его строения, по имею-
щимся материалам документации. В то же время при рудничном под-
земном картировании, равно как и при документации естественных и
искусственных обнажений и кернов буровых скважин, геологу, ведущему
указанную документацию, необходимо самым тщательным образом от-
бирать образцы, описывать, зарисовывать, вносить в свои дневники все
наблюдения, которые касаются взаимоотношений минеральных агрегатов
в руде. Вместе с тем важно детально изучить поведение руды около
контактов с вмещающими породами и отобрать образцы, характеризую-
щие взаимоотношения руд и боковых пород.
Полевые наблюдения в сочетании с изучением систематически
собранного каменного (штуфного) материала дадут возможность пра-
вильно отразить типичные и характерные особенности строения руд дан-
ного месторождения.
В зависимости от степени вскрытости месторождения (разведоч-
ными или эксплуатационными работами) исследователю будут до-
ступны для наблюдения большие или меньшие участки рудного место-
рождения или рудного тела. От этого соответственно зависит и степень
детальности изучения и возможность делать общие выводы о законо-
мерностях в сочетании минеральных агрегатов, их возрастных соотно-
шениях и условиях формирования руд.
В тех случаях, когда имеются лишь буровые скважины, естественно,
представление о текстурах руд и тем более строении рудных тел будет
более ограниченным, менее полным и нередко лишь весьма прибли-
женным.
370
Возможность изучения руд значительно шире в случае, когда
имеется сеть горных выработок и, особенно, когда ведутся эксплуата-
ционные работы. Подземные камеры или карьеры при открытых раз-
работках дают наиболее богатый материал для изучения как строения
рудных тел, так и их текстурных особенностей.
При наблюдениях в горных выработках необходимо первона-
чально разобраться в тех текстурных особенностях, которые ярко выра-
жены в масштабе забоя.
При отборе образцов руд для изучения структурно-текстурных
особенностей в рудных телах сложного минерального состава с разно-
образными соотношениями минеральных агрегатов, быстро изменяю-
щихся на протяжении сантиметров или десятков сантиметров, образцы
нужно брать в достаточно большом числе. Наряду с крупными (разме-
ром 10X15, 15X20 см) образцами, которые при обработке материала
должны быть использованы для изготовления полированных штуфов,
следует отбирать из тех же участков и мелкие кусочки для изготовле-
ния полированных и прозрачных шлифов. При большой неоднород-
ности руд нередко приходится брать большое количество образцов на
небольшом участке (в несколько квадратных метров). Естественно, что
при значительной протяженности руд однородного сложения и состава
соответственно уменьшается и число образцов.
Если руды обладают отчетливой слоистой, полосчатой или крусти-
фикационной текстурой, то нужно изучить изменение или особенности
этой текстуры вкрест простирания слоев или полос по всей мощности
рудного тела. Прослеживая поведение полосчатости или слоистости
по простиранию, можно также найти изменения как в составе слагаю-
щих руду минеральных агрегатов, так и в морфологии отдельных полос
или слоев.
Особенно важно при взятии образцов руд с полосчатыми или слои-
стыми текстурами точно документировать не только место взятия
образца, но и ориентировку его в пространстве по отношению к элемен-
там залегания рудного тела. Для этого необходимо делать детальные
зарисовки, на которых следует показывать положение взятого образца
(рис. 340).
На образце (на соответствующих плоскостях) можно показать
стрелками (красным и синим карандашом) направление, перпендику-
лярное простиранию или контакту рудного тела с породами висячего
или лежачего бока, а в осадочных рудах — кровле или почве пласта.
Взятие ориентированных образцов имеет большое значение при
изучении осадочных и метаморфизованных руд. Как- известно, в тех
случаях, когда полосчатость возникает при динамометаморфизме, при
микроскопическом изучении могут быть выявлены закономерности
в ориентировке минеральных зерен, что важно для установления проис-
хождения данной текстуры, ориентировки напряжений или направления
максимального давления.
Нередко в полосчатых или слоистых рудных телах детальное изуче-
ние изменений вещественного состава и структурно-текстурных особен-
ностей руды от висячего бока к лежачему позволяет разобраться в гео-
логической структуре месторождения. Выделяются как бы маркирующие
типы руд, которые помогают устанавливать лежачий или висячий бок
рудной залежи при вскрытии рудного тела в новом участке.
Для осадочных месторождений со слоистыми текстурами руд весьма
важно проследить закономерности изменения в составе и строении руд
от кровли до почвы, а также и по простиранию рудного пласта.
24* 371
Точное знание почвы и кровли пласта в осадочных месторождениях
имеет особое значение, поскольку оно позволяет определить возрастную
последовательность в образовании руд. В частности, в рудах со слои-
стой текстурой каждый следующий кверху слой является более моло-
дым, чем предыдущий.
В качестве примера можно указать на полосчатую (слоистую) мар-
ганцевую руду Чиатурского месторождения, изображенную па рис. 341.
Здесь можно видеть, что полосчатость в руде проявлена благодаря
первичной слоистости, причем изучение состава и микротекстуры каж-
дого прослоя показывает, что в самой нижней части находится линза
£3^-? [vv]J Hl* @5 IW
Рис. 340. Схематическая зарисовка стенки горной вы-
работки, идущей по простиранию рудного тела, с нане-
сением мест взятия ориентированных образцов. Место-
рождение Белоусовское (Алтай). Масштаб 1 : 20
1 — колчеданная руда; 2—направление полосчатости
в руде; 3 — барит; 4 — филлитовидный углистый сла-
нец; 5 — рудный прожилок в сланце; 6 — место взятия
и № образца (размер образцов показан не в масштабе).
угля (черное), выше располагается прослой углистого песчаника с за-
метной косой слоистостью. Далее резкая линия отмечает период раз-
мыва песчаника с накоплением марганцевых соединений в форме ооли-
тов. Наконец, еще выше идет вкрапленная оолитовая марганцевая
руда с линзочками пористой опоковидной опаловой породы (белое).
Таким путем на ориентированных штуфах можно проследить во времени
процесс накопления различных осадков.
В случае проявления крустификационной полосчатости в каком-
либо гидротермальном жильном месторождении в зависимости от мощ-
ности рудного тела и ширины полос можно изучать изменения
в вещественном составе и строении полос и документировать их либо
в пределах забоя, либо в пределах штуфа. Во всяком случае необхо-
димо брать образцы таким образом, чтобы были представлены все
изменения по всей мощности жилы. Если ширина полос такова, что
образец не охватывает границы прилегающих полос, то нужно брать
ориентированные образцы в каждой полосе с тем, чтобы при дальней-
шем изучении штуфов и шлифов можно было установить, как шло
изменение структуры и состава при отложении руд от стенок к центру
в данной трещине или системе трещин.
Изучая таким образом строение рудного тела, .можно установить
возрастную последовательность отложения минеральных агрегатов.
372
Образование крустификационных корок, может происходить и в по-
лостях неправильной формы. На рис. 342 показана зарисовка забоя
одного из участков месторождения Тетюхе, на которой нетрудно видеть
последовательность отложения корок различных минеральных агрега-
тов на стенках полости, возникшей среди массы крупнокристалличе-
ского лучистого геденбергита. Первой образовалась корка ильваита,
затем пирротина, сфалерита и более тонколучистого геденбергита.
Центральная часть полости выполнена пластинчатым кальцитом.
Очень важное значение имеет документация забоев в месторожде-
ниях с обломочными рудами. В практике изучения различного типа
Рис. 341. Слоистая текстура марганцевой руды осадочного происхожде-
ния. Чиатурское месторождение. По А. Г. Бетехтину. Черный нижний
прослой — блестящий уголь; выше следует слоистый углистый песчаник;
вверху образца — прослой вкрапленной оолитовой руды с линией размыва
в основании. Штуф. Нат. вел.
месторождений наблюдаются случаи, когда рудное тело или отдель-
ные части его представлены брекчиями или брекчиевидными рудами.
Состав обломочных скоплений может быть различным. В одних случаях
в виде обломков наблюдается вмещающая порода, а рудные минералы
в цементе, в других, наоборот, обломки сплошных руд цементируются
нерудной массой. Необходимо на зарисовке точно помечать, где взяты
образцы. Причем штуфы должны быть по возможности отобраны так,
чтобы отразить различия в составе и структурно-текстурных особен-
ностях различных обломков и цемента. Происхождение обломочных
текстур можно установить с помощью тщательного изучения веществен-
ного состава и текстур, а также и контактов обломков с цементирующей
массой.
Так, например, в медноколчеданном месторождении Шамлуг (Арм.
ССР) широко развиты брекчиевидные руды. Детальным изучением было
установлено, что часть обломочных текстур является метасоматиче-
скими, унаследованными от вмещающих пород. Некоторые текстуры
руды, казавшиеся в забое брекчиевидными, на самом деле, как оказа-
лось на приполированных штуфах, представляют собой скопления суль-
фидов в неправильных полостях среди сильно измененных хлоритизи-
рованных пород. И наконец, местами были встречены типичные брекчие-
373
вые текстуры, появление которых обусловлено послерудным дробле-
нием, связанным с тектоническими процессами. Без внимательного
изучения формы обломков и взаимоотношений минеральных агрегатов
трудно было сразу решить вопрос о их происхождении.
Текстурные особенности руд можно изучать и по кернам буровых
скважин. В случае сложных текстурных соотношений необходимо
делать зарисовки керна. Документировать наблюдения следует тогда,
когда керн расколот и пришлифован вдоль оси. Часто па поверхности
керна очень хорошо бывают видны детали строения, когда эта поверх-
ность достаточно гладкая, что обычно присуще керну алмазного буре-
ния. Очень хорошие результаты в части изучения текстур можно полу-
1Н; pvTU
Рис. 342. Крусгификационное строение рудного тела. Зарисовка
забоя. Месторождение Тетюхе. По И. Н. Томсону. Масштаб 1 : 10
Смена мономинеральных образований от периферии к центру.
1 — геденбергит; 2—ильваит; 3 — пирротин; 4 — сфалерит; 5 —
геденбергит; 6 — кальцит.
чить, если в полевых условиях применять распиловку керна на месте
с помощью полевой алмазной пилы.
Необходимо учитывать, что изучение керна при отсутствии воз-
можности контролировать наблюдения в горных выработках, должно
сопровождаться осторожностью в выводах. Нередко возникают ложные
представления о текстурах. В некоторых случаях оказывается, что
текстуры, казавшиеся обычными прожилковыми, в действительности
представляют метасоматические образования или полосчатые колло-
морфные скопления.
В отношении взятия образцов, характеризующих текстурные осо-
бенности руд, следует иметь в виду, что наряду с отбором материала
в разведочных или эксплуатационных выработках необходимо исполь-
зовать имеющиеся рудные отвалы или штабеля отсортированной руды.
Так как часто забои или стенки выработок сильно загрязнены, то лучше
всего рассматривать текстуры при дневном свете в образцах, хорошо
промытых. В этом отношении рудные отвалы очень полезно просматри-
вать детально и использовать для отбора крупных текстурных штуфов.
По возможности такие образцы следует привязывать все же к опреде-
ленным участкам, горизонтам, если имеются соответствующие данные.
Ни в коем случае, однако, нельзя удовлетворяться отбором типичных
374
Рис. 343. Образец руды, представленной скоплениями суль-
фидов (темное) в нерудной массе (светлое). Месторождение
Хавуаксы (Тува). Нат. вел.
Рис. 344. Та же руда, что иа рис. 343, в полированном штуфе.
Отчетливо видно, что диарсеииды никеля и кобальта (белые) обра-
зуют концентрически-зональные колломорфные скопления в неруд-
ной (серое, просвечивает от косого света) массе. Черные кон-
центры в сульфидных скоплениях — карбонат. Снято в отраженном
свете. Нат. вел.
текстурных образцов только в отвалах, если имеются скважины и гор-
ные выработки. Штуфы, отобранные в отвалах, лишь дополняют наблю-
дения, сделанные в подземных условиях.
Лабораторные исследования. Обработка собранного в поле камен-
ного материала начинается обычно с отбора образцов для изготовления
полированных штуфов и полированных и прозрачных шлифов, по-
скольку детальное изучение текстур и структур руд может быть эффек-
тивным только при одновременном макро- и микроскопическом исследо-
375
вании. Однако перед тем, как начинать описание и отбор образцов для
шлифовки, следует систематизировать каменный материал, распределив
его по определенным группам, различающимся по текстурным признакам.
После такой предварительной группировки можно уже отобрать наи-
более типичные и интересные образцы для пришлифовки и распиловок.
Рис. 345. Образец вкрапленной руды в окварцован-
ной породе (белое). Темное и серое — участки
с наибольшим количеством пнрнта. Месторождение
Николаевское (Алтай). Нат. вел.
Рис. 346. Полированный штуф того же образца,
что на рис. 345. Хорошо видна раздробленность
и трещиноватость скоплений пирита. Черное
в тонких -т-рещинах — сфалерит, белое — кварц.
Снято в косом свете
Для того, чтобы можно было изготовить шлифы в нужных сече-
ниях и отполировать в возможно короткий срок большее количество
штуфов, следует просмотренные и отобранные по текстурным типам
руд образцы подвергнуть распиловке алмазной пилой. Во -многих слу-
чаях на неровной поверхности образца очень трудно уловить какие-
либо определенные текстурные рисунки, в то время как после распила
на ровной плоскости даже без полировки ее можно видеть уже
376
начителыю больше. Так, например, на рис. 343 показан штуф руды,
; которой среди нерудной массы заключены пятнистые скопления арсе-
1идов. Смотря па образец в неотшлифова!нном виде, трудно предполо-
кить, каково строение этих скоплений рудных минералов. В отполиро-
s ан ном же штуфе (рис. 344) отчетливо видно концентрически-зональное
строение колломорфных оолитоподобных и почковидных рудных скопле-
ний. Микроскопически устанавливается, что рудные минералы представ-
тены диарсенидами никеля и кобальта, частично подвергшимися заме-
щению карбонатами.
Точно так же в образце вкрапленной руды, богатой пиритом, до
1ришлифо'вки можно было видеть лишь неравномерное распределение
тирита в нерудной массе (рис. 345). После пришлифовки в полирован-
ном штуфе обнаружилась совершенно иная картина (рис. 346). Участки
почти сплошного тонкозернистого пирита оказались сильно раздроблен-
ными, трещиноватыми, пронизанными тонкими прожилками сфалерита,
локализованными в основном в пределах скоплений пирита. Окружаю-
щая пирит кварцевая масса, содержащая густую мелкую вкрапленность
пирита, является как бы цементом для скоплений пирита.
Во многих случаях осадочные и метаморфизованные железные и
марганцевые руды также очень неоднородны по составу. В них трудно
уловить сразу морфологические особенности минеральных агрегатов.
В таких рудах иногда текстура более или менее отчетливо проявляется
лишь после распиловки. В некоторых рудах, иногда даже в неотполиро-
ванном штуфе, на плоскости распила после смачивания водой отчетливой
становится полосчатая или слоистая текстура или обнаруживаются
какие-либо иные детали строения.
Очень важную роль играет правильный выбор сечения, по
которому следует сделать распил или которое нужно пришлифовать. Для
руд полосчатых, слоистых или прожилковых обязательно нужно придер-
живаться сечений, перпендикулярных к направлению полосчатости,
слоистости или прожилков. Косые срезы или срезы вдоль полосчатости
дают неправильное, ложное представление о текстурных особенностях.
Остановимся на двух примерах.
Так, в образце гранатового скарна с пиритом на рис. 347 и 348
показан случай, когда два различно ориентированных среза одного
и того же штуфа дают неодинаковое представление о текстуре руды.
В косом срезе (под малым углом к плоскости пиритового прожилка)
вместо истинных соотношений мы видим искаженные: на месте тонкой
жилки (рис. 348) получилась неправильная широкая полоска (рис. 347).
В нормальном срезе виден типичный прожилок пирита с резкими гра-
ницами и истинной его мощностью.
Аналогичная картина может получиться, если неправильно вы-
брать сечение в полосчатой руде и изготовить полированный штуф
(или шлиф) в плоскости, параллельной или ориентированной под не-
большим углом к полосчатости. Практически такой случай возможен,
лишь когда полосчатость в руде недостаточно четко проявлена. В нор-
мальном срезе, “перпендикулярном к полосчатости, будет наблюдаться
типичная полссчатая текстура руды, а в срезе, параллельном или
направленном косо к полосчатости, получится картина резко отличная
от первой. Если, например, руда состоит из полос пирита и сфалерита
и срез прошел в плоскости полосы, сложенной почти одним сфалери-
том, наблюдаемые в нем скопления пирита будут иметь причудливые
очертания, в то время, как при правильной ориентировке среза они
имеют форму правильных полос. В этом случае неправильный срез
также создает ложную картину и может ввести в заблуждение. Руды,
377
обладающие ориентированными текстурными элементами (в частности,
сланцеватыми или гнейсовидными), необходимо изучить в двух или
трех взаимно-перпендикулярных сечениях. Текстурный рисунок в зави-
симости от направления среза может быть различным.
Рис. 347. Гранатовый скари (темное) с неправильными
выделениями пирита (белое). В правой части (на
краю) видна широкая полоска пирита. Турьинское
месторождение (Урал). Произвольный срез образца.
Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 348. Тот же образец, что на рис. 347. Срез сделан
перпендикулярно плоскости простирания прожилка пирита.
Видна истинная мощность пиритовой жилки (белое). Тем-
ное— гранатовая порода; светло-серое — хлорит; тонкие бе-
лые жилки — пирит. Полированный штуф. Нат. вел.
В тех случаях, когда руды представлены крупнокристаллическими
агрегатами с друзовыми текстурами, следует вначале детально описать
и сфотографировать отдельные типичные или характерные образцы в их
естественном виде (рис. 349), а затем уже распилить и отшлифовать
нужные сечения, в которых видно соотношение друзовых агрегатов
с основной окружающей рудной массой (рис. 350).
Как уже отмечалось выше, если руды содержат не только рудные,
но и различные нерудные минералы, взаимоотношения между пими
378
Рис. 349. Свинцовая руда друзовой текстуры. Штуф вкрапленной свинцовой
руды в карбонатной породе с друзой, состоящей из кристаллов галенита
(темное), на которых наросли кристаллы церуссита (белые, прозрачные) и
сростки пластинчатых кристаллов барита. Свинцовое месторождение
в Марокко (Африка). Образец Е. В. Кузнецовой. Штуф. X Р/2
Рис. 350. Полированный шлиф, отпиленный из штуфа, изображенного
на рис. 349. Срез, перпендикулярный стенке друзовой полости. Церус-
сит (светлосерый, гладкий) почти нацело заместил галенит (белый).
Сростки пластинчатых кристаллов барита (серые) нарастают на
псевдоморфозах церуссита и выполняют промежутки между ними.
Черное — пустоты. Серое (с ямчатой поверхностью)—карбонатная
порода. Полированный шлиф. X 4
необходимо изучать в полированных и прозрачных шлифах из одного
и того же образца.
На рис. 351 изображен полированный штуф железо-марганцевой
руды из осадочного метаморфизованного месторождения. Полосчатая
текстура обусловлена перемежаемостью темных и светлых прослоев.
При этом некоторые прослои черного цвета макроскопически кажутся
однородными, состоящими только из рудных минералов, в данном слу-
чае, окислов марганца. После изготовления шлифов как полированных,
так и прозрачных и их микроскопического изучения уста!навливается, что
даже самые темные полоски содержат большое количество кластиче-
Рис. 351. Руда полосчатой текстуры браунит-гематит-
карбонатного состава. Месторождение Поперечное
(Малый Хииган). По П. Ф. Андрущенко. Полирован-
ный штуф. Нат. вел.
Сверху вниз следуют:
1— прослой, обогащенный браунитом (черное); 2 —
прослои с большим количеством обломков карбоната
(светлое); 3—прослои, обогащенные гематитом (серые).
ского нерудного материала (в данном случае карбоната), как это
хорошо видно на рис. 352. В некоторых полосках обнаруживается
очень тонкослоистое чередование рудных и нерудных минералов, чего
совершенно нельзя было заметить в штуфе. Все эти детали строения
в данном случае хорошо распознаются лишь в полированных и про-
зрачных шлифах, что, естественно, вызывает необходимость детального
изучения руды под микроскопом. Только такое изучение позволяет
прийти к заключению, что руда, судя по ее составу (браунит, гематит),
является метаморфизованной, в различной степени обогащенной угло-
ватыми сохранившимися обломками мраморизованного известняка.
Как правило, пришлифованные и отполированные штуфы изучаются
главным образом макроскопически, но в ряде случаев для того, чтобы
уточнить минеральный состав агрегатов и некоторые детали строения,
необходимо просматривать полированные штуфы под бинокулярной
лупой или под микроскопом в отраженном свете при малых увеличе-
ниях.
380
Надо сказать, что массовое описание штуфов значительно облег-
чается, если предварительно производится распиловка образцов алмаз-
ной пилой. При хорошо отрегулированной пиле часто получается на-
столько гладкая поверхность распила, что ее можно непосредственно
отполировывать без доводки на тонких минутниках. Качество поли-
ровки, достигаемое таким путем, иногда даже позволяет просматривать
штуфы под микроскопом. Однако это отнюдь не исключает необходи-
мости изготовления и изучения 'полированных шлифов. Нужно всегда
учитывать, что из большого образца технически не может быть изго-
товлен шлиф такого качества, как из маленького кусочка, а качество
Рис. 352. Участок штуфа, изображенного на рис. 351 (1). Полоска,
сложенная браунитом (черное), с мелкими зернами и скоплениями
карбоната (светлое). Прозрачный шлиф. X 17
полировки имеет исключительно важное значение при изучении тонких
срастаний минералов.
Изучение руд сложного состава и строения лучше всего произво-
дить следующим образом. С помощью алмазной пилы большой штуф
распиливается на две части. После этого одна часть пришлифовывается
и отполировывается, а от второй параллельно срезу отпиливается пла-
стина толщиной около 1—2 см. Эта пластина размечается карандашом
на участки, размером не более 2—4 см2 и распиливается на мелкие ку-
сочки, из которых изготавливаются полированные и прозрачные шли-
фы. В некоторых случаях, когда контуры различных агрегатов резко
меняются, нужно отрезать параллельно две или несколько пластин.
Перед тем как распиливать пластину на кусочки, необходимо зарисо-
вать общий контур всей поверхности пластины с размеченными участ-
ками для шлифов и проставить на рисунке номера (рис. 353 и 354).
Несмотря на то, что главные особенности взаимоотношений мине-
ральных агрегатов обычно выявляются макроскопически, делать какие-
либо выводы о возрастных отношениях этих агрегатов или об условиях
формирования руд можно лишь на основе совокупности всех данных,
381
полученных как при изучении строения руд в забоях и в штуфах, так
и при изучении в шлифах под микроскопом. При этом делать какие-
либо общие заключения можно только на основе изучения достаточно
большого числа систематически отобранных образцов. Единичные
штуфы или шлифы руд не могут служить основой для выводов о воз-
растной последовательности минеральных агрегатов в рудах того
или иного месторождения в целом. Необходимо всегда учитывать,
что в большинстве случаев руды весьма неоднородны по составу и
текстурам.
При микроскопическом изучении штуфов и шлифов исследуются
как детали строения отдельных минеральных агрегатов, так и особен-
Рис. 353. Полированный штуф сульфидной р\ ы Свет-
лое — сульфиды, серое — барит, темное - х .орюовый
сланец
ности срастаний отдельных минералов и внутреннее строение мине-
ральных зерен.
Поэтому при правильном подходе к изучению строения руд нельзя
ограничиваться только макроскопическим или только микроскопиче-
ским исследованием.
Интерпретация наблюдений. Как было указано ранее, одной из
важнейших задач при изучении текстур и структур руд является уста-
новление возрастных соотношений минеральных агрегатов. Для более
четкого понимания того, что дает сочетание макро- и микроскопи-
ческого исследования штуфов и шлифов руд, разберем несколько
примеров.
Примером того, как изучение текстурных особенностей помогает
разобраться в последовательности рудоотложения, может служить опи-
сание полированных штуфов одного из жильных медных месторожде-
ний. На рис. 355, 356 и 357 показаны полированные штуфы, отобра-
жающие участки месторождения, характеризующиеся штокверковым
382
Рис. 354. Схема разбивки плоскости
пластины, отпиленной от штуфа
(изображеииого иа рис. 353), иа уча-
стки для изготовления прозрачных
и полированных шлифов
типом оруденения с крустификационными и брекчиевыми текстурами
руд.
Крустификационное строение рудных прожилков показано на
рис. 355. В центральной части штуфа весьма четко видны два парал-
лельных прожилка, рассекающих вмещающие порфириты; пластинча-
тые и клиновидные участки последних зажаты между прожилками
и расположены в левой и правой частях штуфа.
Сложное крустификационное строение прожилков определяется чере-
дованием различных по составу полосок, в которых каждая последующая
полоска повторяет контуры предыдущей. В каждом из прожилков самая
крайняя полоска, непосредственно нарастающая на порфириты, сложена
гребенчатым кварцем с кристал
лами (размером до 3 мм), распо-
ложенными длинными осями пер-
пендикулярно контакту. Затем
следует каемка хлорита, то тонкая
и точно повторяющая зубчатые
очертания кристаллов кварца, то
более толстая и менее правиль-
ная. Хлорит, агрегаты которого
согласно наблюдениям в прозрач-
ных шлифах представляют скоп-
ления мелких сферолитов, нередко
разъедает кварц, па который он
нарастает. На всем протяжении
каемки хлорита на ней распола-
гаются отдельные разобщенные
идиоморфные выделения (кри-
сталлики) халькопирита, пред-
ставляющие собой, согласно струк-
турному травлению, монокристал-
лы (иногда сдвойникованные).
Центральная часть прожилка сно-
ва выполнена крупнозернистым кварцем, который там, где кристаллики
халькопирита отсутствуют в каемке хлорита, непосредственно нарастает
на последний. Следует отметить, что в прозрачных шлифах по границе
хлорита с кварцем в последнем наблюдаются включения сферолитов
хлорита, по-видимому, захваченные им при отложении. Последним в этой
весьма показательной четко выраженной последовательной смене раз-
личных по составу и по возрасту генерации минералов является кальцит,
выполняющий мелкие друзовые пустотки в позднем кварце.
Образование значительной части кварца в заключительные моменты
процесса рудообразования подтверждается также текстурными взаимо-
отношениями минеральных агрегатов, наблюдаемыми в штуфе руды,
представленном на рис. 356. Полосчатая текстура этого образца опреде-
ляется наличием полосок порфирита, расположенных между участками,
сложенными кварцем и сульфидами.
Два обломка порфирита видны также среди кварцевой массы в верх-
ней части фотографии. Сульфиды, представленные халькопиритом и пи-
ритом, располагаются в виде вкрапленных выделений не только в кварце,
но и в порфирите, где они образуются за счет замещения породы. Сле-
дует отметить, что полоска порфирита, содержащего многочисленные
выделения сульфидов, в правом нижнем углу снимка рассекается квар-
цем, почти лишенным выделений сульфидов. Представляет интерес также
присутствие в обломках порфирита в кварце в верхней части снимка
38»
прожилка халькопирита, протягивающегося из одного обломка в другой,
но прерываемого местами кварцем. Конфигурация обломков и соотноше-
ние халькопирита и кварца в этом участке позволяет предположить, что
первоначально это был один обломок порфирита, рассеченный прожил-
ком халькопирита и лишь в наиболее поздние моменты расчлененный
благодаря разъеданию порфирита кварцем. О присутствии нескольких
генераций кварца и в том числе наиболее позднего, лишенного сульфи-
дов, свидетельствует пересечение кварц-халькопиритовых прожилков
прожилками безрудного кварца.
Значительное распространение в более
Рис. 355. Крустификационное строение рудных
прожилков (светлое) в порфирите (темное).
Месторождение Кафан (Кавказ). ПоН.М. Про-
копенко. Полированный штуф. Нат. вел.
крупных жилах имеют также
брекчиевые текстуры руд.
Обломки в таких рудах
неизменно бывают пред-
ставлены в разной степе-
ни, но обычносильно изме-
ненными — хлоритизиро-
ванными и пиритизиро-
ванными — порфиритами.
Межобломочное простран-
ство сложено кварцем с
сульфидами, преимущест-
венно халькопиритом. В
образце руды с брекчие-
вой текстурой, изображен-
ном на рис. 357, бросает-
ся в глаза резкая разоб-
щенность халькопирито-
кварцевых образований,
возникающих главным
образом путем выполне-
ния межобломочного про-
странства и трещин в об-
ломках от пиритовых об-
разований, представлен-
ных в основном метасома-
тической вкрапленностью
в порфиритах. Такая раз-
общенность может даже
привести к неправильному
заключению о принадлеж-
ности этих образований к
разным стадиям минера-
пирита к измененным пор-
лизации. В действительности приуроченность
фиритам, в которых он образует среди хлоритовой массы многочислен-
ные метакристаллы разных размеров, объясняется тем, что в этих поро-
дах имеется железо, необходимое для его образования.
Вышеописанные текстурные особенности показывают, что образова-
ние руд происходило путем последовательного отложения кварца, хло-
рита и халькопирита в трещинах с попутным замещением порфиритов
хлоритом и пиритом. Характерно при этом образование нескольких гене-
раций кварца в пределах одной стадии рудоотложения.
Важность микроскопического изучения руд при решении вопросов
об условиях формирования руд и причинах, вызвавших определенные
структурно-текстурные особенности, видна и из следующего примера.
В рудах некоторых месторождений колчеданного типа часто встречаются
384
участки с очковой, полосчатой и гнейсовидной текстурой (ом. рис. 283
и 284). Происхождение таких текстур может быть истолковано различно.
Такого рода текстуры в рудах можно было бы истолковать как мета-
соматические, унаследованные от замещения рудой вмещающей породы,
либо как метаморфические, возникшие, как и гнейсовидные породы, при
метаморфизме. Не говоря уже о том, что окончательные заключения
должны строиться на основе анализа всех геологических данных и сово-
Рис. 356. Полосчатая и брекчиевая текстура руды. Светлое — кварц
с сульфидами, темное — порфирит. Месторождение Кафан (Кавказ).
Полированный штуф. 6/т пат. вел.
купности структурно-текстурных особенностей руд, в рассматриваемом
примере микроскопически наблюдаемые признаки позволяют сделать
определенные выводы.
Во-первых, основная масса руды, состоящая из твердого минерала —
пирита, раздроблена, во-вторых, образующая «очки» хрупкая блеклая
руда обнаруживает катакластическую структур}' (см. рис. 259), явно
свидетельствующую о дроблении, в третьих, сравнительно мягкие мине-
ралы— сфалерит и карбонат — образуют обособленные удлиненные
линзовидные скопления, а наиболее мягкий пластичный халькопирит
залечивает раздробленный пирит. Вместе с тем наиболее легко поддаю-
щиеся перегруппировке халькопирит и сфалерит обнаруживают очень
тонкозернистые гранобластические структуры (см. рис 288 и 289). При
всем том в руде почти полностью отсутствуют нерудные минералы.
25 зак. 153 385
Таким образом, все данные говорят за то, что гнейсовидная текстура
в описанном случае является метаморфической, обусловленной динамо-
метаморфизмом.
Тщательное изучение структурно-текстурных особенностей руд наряду
с изучением геологической структуры месторождения важно как для
выяснения роли деформаций, одновременных с проникновением раство-
ров, так и послерудной тектоники. В ряде случаев благодаря изучению
текстур выясняется, что зоны нарушения, считавшиеся дорудными, вме-
стившими оруденение, или внутрирудными, оказываются послерудными
Рис. 357. Брекчиевая текстура руды. Белое — кварц, серое — сульфиды, тем-
ное— порфирит. Месторождение Кафан (Кавказ). Полированный штуф. Снято
в косом свете. 4/s нат. вел.
или значительно подновленными послерудными тектоническими движе-
ниями.
В ряде случаев при изучении рудного месторождения в горных выра-
ботках не удается заметить каких-либо признаков динамических воз-
действий на руды. Причиной этого могут оказаться либо загрязненность
забоя, либо плохое освещение," либо нерезко выраженные признаки
дробления рудной массы. Однако систематический отбор штуфов и изу-
чение их в отшлифованном и отполированном виде, дополненное микро-
скопическим исследованием, обнаруживают признаки послерудных тек-
тонических воздействий. Документация подобного случая может быть
отчасти проиллюстрирована приводимыми ниже рисунками.
На схематической зарисовке (рис. 358) показаны взаимоотношения
рудного тела, сложенного очень неоднородными по составу и текстурам
сфалерито-галенитовыми рудами, с вмещающими породами — метамор-
физованным известняком в лежачем боку и измененным кварцевым
386
«урфтсрои в «лсмчем боку. Нл огукоокко укйъгщ’ы №cta ъЧятйя oC^as-
цов, характеризующих как вкрапленные, так и сплошные руды. На при-
веденных фото отображены некоторые текстурные и структурные особен-
ности руд в полированных штуфах и шлифах для различных участков
рудной зоны. В частности, на рис. 359 показана вкрапленная руда
плойчатой текстуры, а на рис. 360 и 361 деформированная сплошная
руда. При изучении вкрапленного оруденения, равно как и участков
сплошных руд, были установлены отчетливые признаки катаклаза,
пластической деформации и начальных стадий перекристаллизации
в агрегатах сульфидов. Изучение вкрапленных руд как в штуфах, так
и в прозрачных и полирован-
ных шлифах показало также,
что карбонаты претерпевают
частично переотложение и пе-
рекристаллизацию вместе с ра-
нее отложенными сульфидами.
Последнее заставляет предпо-
лагать, что на руду имели воз-
действие не только динамиче-
ские процессы, но и гидротер-
мальные, скорее всего вызван-
ные метаморфическими раство-
Рнс. 358. Схематическая зарисовка стенки
выработки с нанесением мест взятия
образцов. Месторождение Кумышкан
(Средняя Азия). Масштаб 1 : 100
/ — сплошная сульфидная руда сложного
строения; 2 — слоистый мраморизованный
известняк; 3 — вкрапленная руда в извест-
няке; 4—сильно измененный кварцевый
порфир; 5 — место взятия и номер образца.
рами.
Естественно, что получен-
ные данные о структурно-тек-
стурных особенностях руд
должны рассматриваться в со-
вокупности с данными о геоло-
гическом положении месторо-
ждения и интрузивной деятель-
ности в районе, и только тогда
может быть окончательно решен вопрос о возрастных отношениях оруде-
нения и метаморфизма.
Обратимся теперь еще к одному на первый взгляд, казалось бы,
совсем простому примеру. Перед нами штуф сплошной тонкозернистой
халькопиритовой руды из 1медноколчеда1ннопо месторождения, пред-
ставленного залежью сплошных сульфидов! среди эффузивных пород.
Макроскопически в неотшлифованном образце руды, кроме халько-
пирита, едва различимы лишь единичные выделения пирита и какая-то
очень неясная тонкая сеть темных прожилков. В отполированном штуфе
макроскопически в массе халькопирита уже более отчетливо видны
зерна и скопления пирита, а также сеть тонких жилок нерудного мине-
рала (рис. 362). Общее впечатление таково, как будто пирит образует
остатки от замещения в халькопирите, а последний рассечен жилками
более позднего нерудного минерала, похожего на кварц.
Под микроскопом выясняется значительно более сложная картина.
Зерна пирита в местах его скоплений оказываются частично трещинова-
тыми, однако никаких признаков замещения его халькопиритом
не наблюдается. Часть пирита находится в срастании с марказитом и
образует гонкие жилки и цепочки идиоморфных зерен, рассекающие
мелкозернистый халькопирит или выделяющиеся по границе его более
крупных зерен.
Заметные па глаз тонкие темные жилки под микроскопом представ-
ляют собой микробрекчию (рис. 363), в которой угловатые обломки
сложены пиритом, марказитом, халькопиритом, частично сфалеритом
26*
387
Рис. 359. Месторождение Кумышкап (Средняя Азия). Плойчатай текстура вкраплен-
ной руды в слоистом мраморизоваином известняке. Белое — кальцит, темное — густая
тонкая вкрапленность сульфидов. Полированный штуф. 2/з нат. вел.
Рис. 360. Текстура деформированной богатой сфалерито-галенитовой
руды. Галенит (белое) как бы цементирует разбитый тонкими тре-
щинками и раздробленный сфалерит (серый). Мелкие белые зерна
с рельефом — пирит. Полированный штуф. Х4
И кварцем, а цемент—нерудным минералом (в одних случаях баритом,
в других — опалом). Среди халькопиритовой массы обнаруживаются
жилки кварца со сфалеритом и не связанные с «ими тончайшие про-
жилки блеклой руды.
(из средней
Рис. 361. Образец сплошной
части рудного тела). В правой
ления сфалерита (темно-серое) заметна перекристаллизация
в тонкозернистый агрегат (белое и серое разных оттенков, протравлено).
Полированный шлиф. X -16
микроскопом показывают, что
руды испытала слабые динами-
образовянии тонких прожилков
сфалерит-галенптовой руды
части снимка около трещиноватого скоп-
галенита
Рис. 362. Полированный штуф. Руда сло-
жена халъкопирто^л (теглно-серое), в ко-
тором заключены скопления пирита (белое).
Вся руда сечется сетью неправильных
трещинок. Месторождение Николаевское
(Алтай)
Таким образом, наблюдения под
основная халькопирит-пиритовая масса
ческие воздействия, выразившиеся в
и микробрекчий. С образова-
нием последних связаны отло-
жения барита, опала, блеклой
руды и отчасти кварца и сфа-
лерита, выделившихся, по всей
вероятности, из остаточных рас-
творов.
Как видно из изложенного,
детальное изучение даже од-
ного штуфа позволяет выявить
по крайней мере две разновре-
менные парагенетические ассо-
циации минералов: 1) халько-
пирит, пирнт; 2) сфалерит,
кварц, блеклая руда, барит и
опал. Если подобные соотноше-
ния минералов будут подтвер-
ждены при изучении других
штуфов из различных участков
р наличии двух стадий минерализации. Само собой разумеется, что этот
вывод должен быть увязан с особенностями строения рудных тел.
месторождения, то можно делать вывод
389
На приведенных выше примерах мы попытались дать некоторые
методические указания, как следует подходить к толкованию тех или
Рис. 363. Участок штуфа, показанного на рис. 362. Брекчиевая
микротекстура. Светло-серое — халькопирит, серое — сфалерит, тем-
ное— опал, единичные светлые зерна — пирит. Полированный
шлиф. X 30
иных структурно-текстурных особенностей руд. В заключение следует
подчеркнуть, что при изучении руд мы не должны забывать о необходи-
мости количественного учета наблюдаемых явлений.
ГЛАВА XVIII
О СТРУКТУРНОМ ТРАВЛЕНИИ ПОЛИРОВАННЫХ ШЛИФОВ
Если в полированных шлифах под микроскопом мы имеем довольно
значительные мономинеральные участки или вся поверхность шлифа
представлена мономинеральной массой, то нас всегда должен интересо-
вать вопрос: данный минеральный участок представлен одним кристал-
лическим зерном или агрегатом зерен ? В последнем случае с генети-
ческой точки зрения представляют интерес структурные особенности
этого мономинерального агрегата, т. е. важно знать, каковы форма, раз-
меры и способ сочетания кристаллических зерен в агрегате.
Существует несколько способов выявления структуры мономине-
ральных участков:
1) путем изучения агрегата в, поляризованном свете;
2) с помощью так называемого структурного травления;
3) путем несовершенной полировки шлифов.
Если минерал при скрещенных николях обнаруживает отчетливые
эффекты анизотропии, то проще всего строение агрегата изучить в поля-
ризованном свете, аналогично тому, как это делается при изучении
прозрачных шлифов, изготовленных из мономинеральных пород. В дан-
ном случае не приходится прибегать ни к каким другим методам иссле-
дований.
Однако многочисленная группа широко распространенных рудных
минералов принадлежит к кубической сингонии (пирит, сфалерит, гале-
нит, блеклые руды, магнетит, самородная медь, золото, серебро и др.),
т. е. для выявления строения их мономинеральных агрегатов поляризо-
ванный свет не может быть применен. Следует добавить, что и среди
минералов, не относящихся к кубической сингонии, распространены
также такие, для которых эффекты анизотропии проявляются слиш-
ком слабо, чтобы можно было без труда изучить агрегатное строение
мономинеральных участков. К числу их принадлежат, например, широко
распространенный халькопирит, затем халькозин, кобальтин, аурипигмент
и другие. В этих случаях приходится прибегать к структурному травле-
нию полированных шлифов.
Под структурным травлением подразумевается травление полиро-
ванной поверхности шлифа соответствующими реагентами с таким рас-
четом, чтобы при этом отчетливо выявилось интересующее нас агрегат-
ное строение мономинеральных участков. Сущность этого исследования
основана на том, что свойство протравляемости (точно так же, как
твердость и свойство принимать полировку) для всех минералов, вклю-
чая сюда и минералы кубической сингонии, является векториальным,
т. е. одно и то же кристаллическое зерно или кристалл в различных
391
направлениях травится с различной скоростью и в зависимости от этого
в различно ориентированных в пространстве сечениях при травлении
покрывается пленками различной интенсивности окраски.
Гораздо хуже обстоит дело с такими минералами, которые опти-
чески являются изотропными или обладают слабой анизотропией,
но в то же время не травятся даже сильно действующими реагентами.
В качестве примера можно привести группу хромшпинелидов. Травле-
ние таких минералов сплавами или сильно действующими реагентами
в течение длительного промежутка времени не всегда приводит к жела-
тельным результатам. В этих случаях для выявления структурных
особенностей можно воспользоваться методом несовершенной полировки
шлифов.
Для этого необходимо операцию доводки шлифа с помощью так
называемых минутников (т. е. тонко отмученных абразивных порошков)
провести по всем правилам, а полировку шлифа не производить до конца.
Благодаря тому, что способность принимать полировку для всех мине-
ралов векториальна, различно ориентированные зерна приполировы-
ваются с различной скоростью. Это легко видеть при несовершенной
полировке: в то время как одни зерна под микроскопом кажутся совер-
шенно гладкими, другие, иначе ориентированные, зерна того же мине-
рала содержат то или иное количество мельчайших черных точек, сви-
детельствующих о меньшей способности этих зерен принимать поли-
ровку.
Отличительные особенности структурного травления. Структурное
травление преследует совсем другую цель, нежели диапностическое, и
поэтому оно проводится существенно иначе. Главные отличительные
черты указанных методов следующие.
1. Время для диагностического травления заранее задается: капля
реагента на минерале должна простоять около одной минуты. При струк-
турном же травлении время не ограничивается: важно лишь выявить
наиболее четкую картину структуры агрегата.
Точно так же, как и при проявлении фотографической пластинки,
при структурном травлении в минеральном агрегате вначале постепенно
выявляются самые общие черты будущего рисунка: намечаются границы
между отдельными зернами, часто наряду с этим проявляется спайность
в кристаллических зернах. С течением времени отдельные зерна, наиболее
благоприятно ориентированные для травления, начинают постепенно
покрываться налетом; затем то же самое явление наблюдается на дру-
гих зернах (в этот момент первые зерна окрашиваются уже в более
интенсивный цвет). При получении наибольшего контраста в наблюдае-
мой картине следует прекратить травление, так как при дальнейшем
продолжении его все зерна становятся снова похожими друг на друга
и четкость рисунка затушевывается.
На приведенных микрофотографиях (рис. 364 и 365) показано одно
и то же зерно чаетачно измененной самородной платины до и после
травления в парах царской водки, причем оно специально протравлено
таким образом, что нижняя часть рисунка подверглась более энер-
гичному травлению парами реегента, нежели верхняя. До травления
(рис. 364) нельзя было подозревать никаких структурных особен-
ностей в платиновом зерне. На рис. 365 удачно отразились все стадии
травления. В самом верху снимка метаморфизованный участок пла-
тины лишь слегка обрисовался в виде слабо наметившейся каймы вокруг
уцелевшего от метаморфизма ядра первичной платины; никаких особен-
ностей внутреннего строения здесь еще не заметно. Немного ниже (слева,
рис. 365) проявился слабый намек на какую-то неоднородность метамор-
392
физованной платины. В центре снимка выявлена наиболее контрастная
картина аллотриоморфнозернистой структуры. Наконец, внизу снимка
В' результате перетравы рисунок совершенно затушевался.
Следовательно, при структурном травлении важно уловить
момент выявления наибольшего контраста в рисунке
структуры. Для этого бывает достаточно иногда нескольких секунд,
в других случаях время травления длится минутами (до 15 и больше)
в зависимости от свойств минерала и реагента.
2. Для целей диагностического травления употребляется определен-
ный набор реагентов заданной концентрации. При структурном же
Рис. 365. То же зерно после нерав-
номерной протравы в парах царской
водки. Непротравившиеся ядра (спра-
ва наверху) — первичная платина.
Протравленные участки — метамор-
физованная (медистая) платина
Рис. 364. Зерно самородной платины
(белое) до травления. Идиоморфные
темно-серые зерна — хромшнинелид.
Коренное месторождение Нижне-Та-
гильского дуиитового массива. X 90
травлении, наоборот, подыскиваются наилучшие проявляющие структуру
реагенты. Точно так же подбирается и концентрация реагента. При этом
одни минералы наилучшие рисунки структур показывают при высоких
концентрациях реагента, другие, наоборот, при более слабых. Необхо-
димо иметь в виду, что не всякий реагент может быть пригоден для
структурного травления.
На рис. 366 приведен результат травления зерна самородной пла-
тины в парах царской водки, а на рис. 367 показано то же место шлифа
после вторичной доводки и полировки, протравленное в парах смеси
НС1 + СгО3 (50% раствор). Как видим, во втором случае результат
травления несравненно лучше, чем в первом. Никелистая платина,
занимающая периферическую часть зерна и развивающаяся метасома-
тическим путем за счет первичной, во втором случае имеет гладкую
поверхность травления и обнаруживает штрихи спайности, которые
на первой фотографии не заметны. По ориентировке этих штрихов можно
судить о том, что никелистая платина в. противоположность медистой
(см. рис. 365) обладает крупными размерами зерен. Мало того,
на этом же снимке среди никелистой платины выделился более отчет-
393
либо, чем на рис. 366, какой-то новый минерал, протравившийся в виде
черных пятен и, очевидно, развивающийся метасоматическим путем уже
за счет никелистой разновидности. До структурного же травления ника-
ких особенностей строения платины заметно не было.
Этот случай показывает, насколько важно подобрать соот-
ветствующий для травления реагент, а иногда и
соответствующую его концентрацию.
Следует добавить, что слишком разбавленных и долго действующих
реагентов применять не следует, так как при этом возможно появление
так называемых фигур травления (подобных тем, что получаются при
Рис. 366. Зерно самородной пла-
тины после травления в парах
царской водки. В центре выяви-
лось нетравящееся ядро первич-
ной платины (со штрихами), уце-
левшей от замещения. Перифери-
ческая, легкопротравившаяся часть,
представлена никелистой разно-
видностью. Окружающие темно-
серые зерна — - хромшпинелид.
Месторождение Госшахта. Нижне-
Тагильский дунитовый мас-
сив. X 100
Рис. 367. То же зерно после вто-
ричной доводки и полировки, про-
травленное в парах смеси НС1 +
4- СгОз (50% раствор). Среди ни-
келистой платины, занимающей
периферическую часть, отчетливо
выявились легкотравящиеся в виде
черных пятен зерна какой-то дру-
гой разновидности платины
(по-видимому, медистой)
травлении граней кристаллов), которые могут ввести исследователя
в заблуждение. Например, при очень продолжительном травлении
золота царской водкой часто Можно наблюдать, что вся поверхность его
характеризуется закономерно расположенными и правильно ограничен-
ными углублениями или состоит как бы из закономерно сросшихся
мелких кристалликов. Эти явления, конечно, ничего общего со струк-
турой агрегата не имеют.
3. При диагностическом травлении получающийся на минерале
осадок удаляется с помощью смоченной в воде фильтровальной бумажки
и последующего протирания суконкой. При структурном же травлении
в ряде случаев, а особенно при травлении в парах кислот этого делать
нельзя, так как очень часто налеты на различно ориентированных зер-
394
нах бывают окрашены в различные цвета и тем самым значительно
помогают распознаванию структуры агрегата.
Шлиф после структурного травления следует сразу же промыть
водой и высушить путем осторожного прикладывания фильтровальной
бумажки или хорошо впитывающей воду тряпочки. Если после этого
шлиф приходится монтировать на мастике под прессом, необходимо
в целях предосторожности на шлиф класть фильтровальную бумажку.
Необходимые условия для успешного проведения структурного
травления. Прежде всего необходимо указать, что для изучения струк-
турных особенностей мономинеральных участков с помощью травления
важно, чтобы шлифы, подлежащие изучению, были приготовлены наибо-
лее совершенным образом.
Самое губительное влияние при приготовлении шлифа, в частности
при доводке его, оказывают плохо отсортированные абразивные порошки
(минутники). Особенное значение это имеет для минералов низкой и от-
части средней твердости. Следует иметь в виду, что в плохо доведенных
шлифах, но зато слишком заполированных, при травлении выявляется
часто огромное количество царапин, которые до травления бывают не
видны.
Чтобы было ясно, в чем заключается сущность этого важного для нас
явления, необходимо кратко остановиться также на вопросе образования
«аморфных пленок» на полированной поверхности минералов.
Исследуя в отраженном свете идеально сколотую по спайности пло-
скость кальцита, часто можно видеть хорошо выраженные трещины
спайности. Достаточно подвергнуть эту плоскость грубой доводке и за-
тем длительной полировке, как в результате получается идеальная зер-
кальная поверхность без всяких следов спайности и царапин, но после
легкой протравы соляной кислотой выявляется огромное количество
различно ориентированных царапин, среди которых бывает не так легко
разглядеть действительно относящиеся к природе минерала направления
трещин спайности.
В свое время Бейльби детально исследовал свойства полированной
поверхности кальцита и пришел к выводу, что она в процессе полировки
покрывается «аморфной пленкой» того же состава, что и минерал. Твер-
дость этой пленки при изучении методом царапания оказалась одинако-
вой во всех направлениях в плоскости шлифа, тогда как твердость самого
минерала резко векториальна.
Если мы примем во внимание, что частицы абразивного материала
измеряются в поперечнике микронами, то станет ясным, что каждая та-
кая частичка при вращении диска полировального станка будет срезать
с нашего минерала еще меньшие частички, по размерам приближаю-
щиеся к размерам дисперсной фазы коллоидов. Она будет производить
примерно такого же порядка нарушения и в поверхностной плоскости
полированного шлифа. Таким образом, в процессе полировки действи-
тельно может образоваться тончайшая пленка, обладающая свойствами
коллоидального вещества, в частности свойством пластичности, что поз-
воляет ей перемещаться подобно смолам и тем самым залечивать грубые
царапины в шлифе. При травлении это вещество, очевидно, растворяется
в первую очередь, благодаря чему царапины становятся видимыми.
Толщина такой аморфной пленки на полированных минералах
крайне ничтожна, и она, быстро растворяясь при действии реагента,
обычно не мешает выявлению структуры агрегата.
Вторым необходимым условием для получения четкого структурного
рисунка является подбор таких реагентов, которые, действуя на мине-
ралы, не создавали бы труднорастворимых соединений на поверхности
395
минерала. Последние сильно мешают наблюдению. Некоторые авторы
рекомендуют в этих случаях промывать образующийся осадок каким-либо
другим реагентом, что сопряжено с потерей времени и не всегда приводит
к желательным результатам. Однако в некоторых случаях это необхо-
димо, в частности при структурном травлении касситерита.
При подборе реагентов весьма желательно, чтобы минерал им тра-
вился при комнатной температуре и в сравнительно короткий промежу-
ток времени. Однако из этого не следует, что структура мономинеральпых
агрегатов всегда лучше проявляется при действии концентрированных
растворов. Так, например, структура галенитовых участков в шлифах
выявляется гораздо контрастнее при действии разбавленной соляной
кислоты. Наконец, желательно подбирать
такие реагенты, которые могли бы- значи-
тельное время сохраняться в готовом ви-
де, не разлагаясь. В ряде случаев реактив
приходится готовить непосредственно пе-
ред его употреблением.
Методы структурного травления. Тра-
вление полированной поверхности шлифа
Рис. 368. Положение полиро-
ванного шлифа на часовом
стекле при сплошном травле-
нии полированной поверхности
может производиться различными спосо-
бами. Из них главными являются сле-
дующие:
1) капельный метод;
2) метод сплошной протравы путем погружения полированной по-
верхности шлифа в жидкость реагента;
3) метод травления в парах реагента.
Капельный метод является самым простым в применении и
сводится к посадке капли реагента на испыт уемый участок шлифа, причем
капля должна быть более крупной, нежели при диагностическом травле-
нии, и более плоской.
Главным преимуществом этого метода является то, что за ходом
проявления рисунка структуры мы можем наблюдать в микроскоп и во-
время прекратить травление. В случае перетравы предоставляется воз-
можность поставить новую каплю на другое место.
Этот метод протравы не пригоден в случае наличия крупнозерни-
стого агрегатного строения, так как в этом случае может оказаться, что
капля ляжет на одно зерно или на границу двух крупных зерен.
Для того, чтобы иметь суждение о структуре агрегата, нам необхо-
димо знать форму, размеры и способ сочетания хотя бы для нескольких
кристаллических зерен, слагающих агрегат. Это означает, что если в пре-
делах капли в результате травления мы не получим этих данных, то,
следовательно, не можем иметь точного представления о структуре
агрегата.
В случае очень неравномернозернистого агрегата капельный метод
протравы, естественно, также мало пригоден.
Метод сплошной протравы всей полированной поверхно-
сти шлифа, рекомендуемый Шнейдерхеном (1922), совершается на часо-
вом стекле или в плоской фарфоровой чашечке, в которую наливается
реагент в количестве, достаточном для того, чтобы при накладывании
шлифа полированной поверхностью вниз последняя смачивалась бы
полностью (рис. 368).
То, что являлось преимуществом первого метода, здесь является его
недостатком: уловить момент наилучшей протравы труднее; приходится
время от времени брать шлиф и определять начало травления на глаз
по легкому помуднению зеркальной поверхности шлифа. Зато недостатки
396
Рис. 369. Крупное зерно сфалерита (темно-серое, вверху) среди галенита
(светло-серое), содержащего мелкие зерна пирита (белое). Травление
сфалерита в парах царской водки выявило полисинтетически-двойниковое
строение. В нижней левой части снимка неудачно затравленный НС1 гале-
нит. Месторождение Кумышкан (Средняя Азия). Полированный шлиф. X 40
Рис. 370. Результат нормального травления галенитовой массы с помощью
НС! (1:2) того же участка, что и на рис. 369. Выявилась тонкозернистая
структура
торное травление дало
Рис. 371. Эйлермейеров-
ская колбочка и поло-
жение полированного
шлифа при травлении
в парах кислоты
а — полированный шлиф;
б—предметное стекло
первого метода здесь полностью устраняются: структура выявляется по
всему шлифу и легко видеть закономерности ее изменения, если таковые
существуют.
Если мы имеем полиминеральный агрегат, то предпочтительнее поль-
зоваться такими реагентами, Которые бы действовали лишь на интере-
сующий! нас минерал. В случае необходимости таким же образом можно
поступить и по отношению к другим сопутствующим минералам. На
микрофотографии (рис. 369) изображен результат такого комбинирован-
ного травления. Галенитовая масса (в левой части снимка) была под-
вергнута травлению НС1, а вслед за этим сфалерит протравлен в парах
царской водки. Галенитовая масса оказалась слишком затравлена. Пов-
вполне удовлетворительный результат (рис. 370).
Метод травления в парах реаген-
т а, разработанный автором настоящей главы, за-
ключается в том, что полированный шлиф тра-
вится в парах сильнодействующих кислот. Для
этой цели берется маленькая эйлермейеровская
колбочка (рис. 371), на дно которой наливается
кислота. Шлиф кладется непосредственно на кол-
бочку, или часть его защищается на всякий слу-
чай предметным стеклом. Пары реагента, подни-
маясь кверху, отлагают па полированной поверх-
ности минерала нежный налет различной интен-
сивности в зависимости от ориентировки зерен.
Для практики лучше всего воспользоваться
сфалеритом и протравливать его в парах выдер-
жанной или свежей, но слегка разбавленной цар-
ской водки в течение нескольких секунд. Полу-
чающиеся этим путем рисунки структуры исклю-
чительно четки. К сожалению для многих ми-
нералов соответствующие реагенты пока еще не подобраны.
Преимуществом этого способа является то, что реагент действует
равномерно на всю поверхность шлифа, причем электрическое действие,
обычно вызываемое разностью потенциалов отдельных минералов и
вредно сказывающееся при методе сплошной протравы, в данном случае
не имеет существенного значения. В отличие от предыдущего метода
шлиф протравливается гораздо ровнее. Кроме того, особенно при трав-
лении сфалерита, нет необходимости промывать шлиф в струе воды,
а можно сразу после протравы в парах кислоты ставить под микроскоп,
что значительно сокращает время. В случае перетравы вполне достаточно
снять осевшие пары кусочком фильтровальной бумаги, смоченной водой,
и, осторожно протерев шлиф на суконке, повторить травление.
Кроме указанных способов, применялось также структурное трав-
ление с помощью электрического тока. Последний значи-
тельно ускоряет реакцию травления. Для этой цели пользуются батарей-
кой сухих элементов, положитёльный полюс которой с помощью стальной
иглы приводится в контакт с полированной поверхностью рудного мине-
рала за пределами капли реагента, а отрицательный полюс соединяется
с платиновой проволокой и вводится внутрь капли. Шнейдерхен исполь-
зовал электрический ток и при сплошном травлении полированных
шлифов. Для этого одну из медных проволок, соединенную с отрицатель-
ным полюсом батареи, погружают в плоский стеклянный сосуд с реаген-
том, а другую соединяют с положительным полюсом и затем — с пинце-
том, в который зажимается шлиф. Зажатый таким образом шлиф
опускают полированной стороной в реагент настолько, чтобы кончики
398
пинцета не касались жидкости. При этом шлиф приходится приводить
в движение с целью удаления с его поверхности энергично возникающих
при травлении газовых пузырьков.
Этот способ травления в некоторых случаях дает удовлетворитель-
ные результаты, особенно для трудно травящихся минеральных агрега-
тов. Вообще же, нужно сказать, он имеет ограниченное применение.
В большинстве случаев удается подобрать сильнодействующие реагенты,
которые позволяют получать не худшие результаты.
Ниже приводится список главнейших минералов, для которых при-
менимо структурное травление и найдены соответствующие реактивы
(табл. 3).
Таблица 3
Реагенты для главнейших минералов 1
Название минерала | Эффекты анизотропии Реагенты
Алабандин (MnS) — I) В парах царской водки (разбавл.); в течение нескольких секунд. 2) 1 ч. КМпО4 (конц.) + 1 ч. Н2О + + 1—2 капли H2SO4
Арсенопирит (FeAsS) Отчетливые 1) HNO3 (1 : 1); 20—60 сек. 2) 1 ч. КОН (конц.) + 1 ч. Н2О2 (30% раствор); 10—60 сек. 3) 1 ч. КМпО4 или Н2О2 + 1 ч. КОН; 10—60 сек.; образующийся осадок легко удаляется НС1 (конц.)
Аурипигмент (As2S3) Благодаря прозрач- ности слабо заметны КОН (разбавл,); в течение несколь- ких секунд
Биксби ит-ситапарит [(Mn,Fe)MnO3] Слабые HF; 60 сек.
Блеклые руды (CuI2Sb4S13-+ui2As4S13) 1) 1' ч. НС1 (коиц,)+1 ч. СгОз (50% раствор), иногда действуют пары 2) 1 ч. КМпО4+1 ч. КОН (конц.) + + 1 ч. Н2О2 (6% раствор); 10— 60 сек. для сурьмяной блеклой ру- ды; в чисто мышьяковой блеклой руде структура этим реактивом не выявляется
Борнит (CusFeS4) 1) J в KJ (Ю г J+1,2 г KJ + 50 см* Н2О) 2) CrO3+J + KJ (1 : 2) 3) на влажном воздухе появление побежалости приводит иногда к выявлению структуры
Брауиит (Мп2О3) Очень слабые (в масле яснее) 1) Кипящая HCI (конц.); 10 сек. 2) HF (конц.); 60—100 сек.
Бурнонит (CuPbSbSs) Незначительные НВг (конц.) в ледяной уксусной кислоте; 2—5 сек.
Висмут (Bi) Заметные (в масле отчетливые) 1) Ш; в течение 1 сек. 2) HNO3 (конц.); 1—2 сек.; при этом часто встречающиеся совместно ар- сениды Со и Ni — смальтин, саф- флорит, никелин—также дают структуру
Вюртцит (ZnS) Незначительные Те же, что и для сфалерита
Галенит (PbS) 1) 7 ч. НС! (конц.) +10 ч. Н2О; не- сколько минут. Иногда лучше НС1 (1 :2); 20—30 сек. 2) (NH4)2S2O8 (10% раствор + + NH4OH (немного) или несколь- ко капель Н2О2 (30% раствор) 3) НВг (60—70% раствор) в ледяной уксусной кислоте; 8—10 сек.
1 Таблица составлена по данным многих исследователей.
399
Продолжение табл. 3
Название минерала Эффекты анизотропии Реагенты
4) 75—85 частей HNO3 (кони.) + + 25—15 частей С2Н2ОН. В тече- ние 2—10 сек. выявляет замеча- тельные по четкости рисунки структуры. Изготовлять эту смесь надо осторожно, так как она спо- собна взрываться
Гаусманит (Мп3О4) Отчетливые 1) HF (коиц.); 30 сек. (до иесколь ких минут) 2) 1 ч. H2SO4+1 ч. Н2О2 (30% рас- твор)
Гематит (Fe2O3) Отчетливые 1) НС1 (1 : 1)-|-электр. ток 2) HF (конц.); 1—2 мни.
Гессит (Ag2Te) Очень отчетливые 1) HNO3 (1 : 1)
Герсдорфит (NiAsS) —• 1) HNO3 (КОНЦ.) 2) НВг
Дискразит (AgaSb) Слабые (в масле Выявляется с помощью HJ (2 сек.),
яснее) травящей минерал, в котором на- ходится дискразит; сходный эффект дают также HNO3, KCN, CuCh,
КМпО4
Железо (Fe) — 1) 1 ч. J+ 1 ч. С2Н5ОН 2) Ю0слзС2Н5ОН+4гСбН2(ИО2)зОН
Спиртовая пикриновая кислота (1 : 100) травит железо (феррит), ио не цементит (когенит). Анало- гично действует йод со спиртом. Аваруит в обоих случаях остается незатронутым
Золото (Au) 1) Царская водка; иногда получают- ся хорошие результаты с разбав- ленной царской водкой; у меди- стого золота хорошо выявляется структура в парах царской водки 2) KCN+CaF2 3) Царская водка или НС1 (конц.)-р 4-СгО3 (50% раствор). Продолжи- тельность травления различная в зависимости от примесей, главным образом серебра
Иридистая платина —• Реагенты те же, что и для поликсена
(Pt, 1г, Fe) (см. платина), ио применяются в подогретом состоянии и в течение более продолжительного времени
Касситерит (SnO2) Заметные НС1 (разбавл.) + Sn и Zn (в кусоч- ках); до 5 мни.; налет смывается НХОз
Кобальтин (CoAsS) Незначительные 1 ч. КМпО4+1 ч. H2O-J-1—2 кап- ли H2SO4
Колюзит [Cu3(As, Sn, V) S4] — HNO3-)-CuSO4; 10 мин.
Креннерит (AuTe2) Вполне отчетливы HNO3 (1 ; 1); выявляет спайность в отличие от калаверита в несколь- ких направлениях
Кубанит (CuFe2S3) Заметные 1) В парах смеси: 1 ч. НС1 (конц.)-|- + .1 ч. СгОз (50% раствор) 2) NH4OH + несколько капель Н2О2 (30% раствор)
Куприт (Cu2O) Отчетливые НХОз (разбавл.); налет надо стереть 1) В парах царской водки; несколько
Купроплатииа (Pt, Fe, —
Си) и никелистая пла- минут
тииа (Pt,Fe, NiCu) 2) В парах смеси: НС1 (конц.) + -4-СгОз (50% раствор)
400
Продолжение табл. 3
Название минерала Эффекты анизотропии Реагенты
Лёллиигит (FeAs2) Отчетливые 1) HNO3 (конц.); в течение несколь- ких секунд 2) FeCl3 (1 : 3) + НС1 (немного); в несколько минут выявляет границы зерен, лучше всего 15—30 мин. 3) HCl+электр. ток
Магнетит (Fe3O4) — 1) НС1 (конц.); 2—5 сек. 2) НВт (60—70% раствор)
Манганит (Мп2О3 • НгО) Очень сильные 1) HF (конц.); 30 сек. до нескольких минут 2) кипящая НС1
Марказит (FeS2) Отчетливые См. пирит
Маухерит (Ni3As2) — 1 ч. КМпО4 (конц.) + 1 ч. Н2О + + 1—2 капли H2SO4
Медь (Си) 1)1ч. НСГ (конц.)+1 ч. СгО3 (50% раствор), смешанные непосредст- венно перед употреблением в тече- ние 10—15 сек.; затем каплей конц. НС1 иалет смывается 2) Н2О2 (30% раствор) + NH4OH (немного) 3) медноаммониехлоридный раствор (1 : 10) -|- NH4OH до образования прозрачной темно-синей жидкости (применяется в металлографии)
Миллерит (NiS) Сильные 1) В парах НВг 2) HNO3 (конц.)
Мышьяк (As) Отчетливые (в масле сильнее) 1) Н2О2 (3% раствор); в течение 2 мин. 2) K3Fe(CN)c (25% раствор); 10— 20 мин. 3) 1 ч. КМпО4 (конц.) + 1 ч. Н2О + + 1—2 капли Нг5О4 4) 2—3-дневное воздушное травле- ние большей частью выявляет структуру достаточно хорошо
Никелин (NiAs) Сильные 1) HNO3 (1 : 1) 2) Н2О2 (30% раствор) + H2SO4 (не- сколько капель) 3) KMnO4+H2SO4
Пирит (FeS2) 1) Насыщенный раствор HNO3 (конц.) CaF2 2) NH4OH-1-Электр, ток; налет сте- реть 3) НС1 (1:5)+ Zn-пыль; всыпать в каплю, на шлифе 4) 1 ч. КМпО4+1 ч. Н2О + 1—2 кап- ли H2SO4; 20—60 сек. 5) НО или H2SO4 + Электр, ток
Пираргирит-прустит (Ag3SbS3—Ag3AsS3) Значительные HJ (конц.).
26 Зак. 153
401
Продолжение табл. 3
Название минерала Эффекты анизотропии Реагенты
Пирротин (FeS) Отчетливые I) HJ (конц.) 2) НС1 (1 : 1)4-электр. ток; 10— 30 сек. Удовле!ворнтельного реа- гента пока не найдено
Платина (поликсен) (Pt, Fe) — 1) В царской водке (методом сплош- ной протравы) 2) НО (конц.Ц-CrO» (50% раствор); 10—20 мин.
Раммельсбергит (NiAs2) Сильные FeCl,
Саффлорит (CoAs2) Сильные I) HNO3 (конц.) 2) НХО3 (1:1)
Серебро (Ag) 1) В парах смеси: 1 ч. HNO3+1 ч. СгОз (50% раствор); в течение 1—5 сек. 2) H.I (кони ) 3) Н2О2 (30% раствор) 4- NH«OH (немного)
Сильванит [(Ag, Au)Te2] Сильные HNO3 (1 ; 1), выявляет спайность
Смальтин-хлоантит и скуттерудит (Со Аз3-2—N i Азз-2‘» CoAs3) — 1) HNO3 (конц.); 5—30 сек. 2) 1 ч. КЛ(пО4 (конц.)-Н ч Н2О+ -)-1—2 капли H2SO4; 5—10 сек.
Станнин (Cu2FeSnS4) Незначительные 1) HNO3 (1 : 1) 2) 1 ч. КМпО4 4- 1 ч. КОН (конц.); 3—10 сек; осадок смывается НС1
Сурьма (Sb) Заметные (в масле отчетливые) 1) FeCl3 (20% раствор); в течение нескольких секунд 2) K2S (конц. раствор) 3) H2Sb2O? (конц. раствор)
Сфалерит (ZnS) 1) В парах царской водки (слегка разбавленной) или смеси НС1 4- 4- СгОз (50% раствор); несколько секунд 2) 1 ч К.ЧпО4 (коии.) 4- 1 ч. Н2О+ 4- 1—2 капли H2SO, (конц.); 10— 30 сек., осадок снимается при по- мощи мягкой тряпочки 3) Н.) (кони ) 4) в парах НВг 5) насыщенный раствор HNO3 (конц.) 4- CaF2
Теллур (Те) Сильные 1) 1 ч. НС1 (конц.) + 1 ч. СгО3 (50% раствор) 2) 1 ч. Н\'Оз4-1 ч. КМпО4 (конц.); 1 мин.
Ульманит (NiSbS) — HNO3 (конц.)
Халькозин (Cu2S) Слабые 1) HNO3 (конц.); 3—10 сек. 2) НХО3 С : 1) 3) KCN (20% раствор); в течение не- скольких секунд
402
Продолжение табл. 3
Название минерала Эффекты анизотропии Реагенты
Халькопирит (CuFeS2) Обычно очень слабые 1) В парах царской водки 2) пары НС1 (конц.)+СгОз 3) NH«OH + несколько капель HjO2 (30% раствор) 4) КМпО4+КОН; 5 мин. б) 1 ч. КМпО4-|-1 ч.НЮ+1'—2 кап- ли H2SO4 6) 2'/2 ч. HNO3 (коиц.) + КСЮ, (на кончике ножа) +10 ч. Н2О
Шапбахит-матильдит (AgBiS2) Довольно отчетливые HNO3, также НС1 и KCN
Энаргит (CujAsS4) Отчетливые KCN (20% раствор)
Примечания. 1. Для удобства пользования таблицей минералы располо-
жены в алфавитном порядке.
2. Таблица включает лишь наиболее распространенные минералы.
3. Минералы, для которых не найдено удовлетворительных реагентов для
структурного травления, в таблицу не помещены.
Приведем список реагентов, применяемых при структурном трав-
лении:
1. HNO3 конц; HNO3 (1:1)
2. HNO3 конц. 4- CaF2 насыщ.
3. НС1 конц.
4. HCI (1 : 1 и 7 : 10)
5. Царская водка (3 ч. HCI + 1 ч. HNO3)
6. 1 ч. HCI + 1 ч. СгО3 (50% раствор)
7. 1 ч. HNO3 + 1 ч. СгОз (50% раствор)
8. 1 ч. H2SO4 + 1 ч. Н2О2 (30% раствор)
9. 1 ч. КМпО4 + 1 ч. Н2О + 1—2 капли H2SO4
10. 1 ч. КМпО4 конц. + 1 ч. КОН конц.
11. KCN (20% раствор)
12. FeCl3 (20% раствор)
13. КОН (конц. и разбавл. раствор 1 : 5)
14. NH4OH (25%) +несколько капель Н2О2 (30% раствор)
15. (NH4)S2O8 + NH4OH
16. 100 см3 С2Н5ОН + 4 г C6H2(NO2)3OH
17. 75—85 ч. HNO3 + 25—15 ч. С2Н5ОН (при приготовлении реа-
гент с шипением вскипает, а иногда даёт взрывы; необходимо
соблюдать осторожность)
18. 1 ч. КОН конц. + 1 ч. Н2О2 (30% раствор)
19. 1 ч. J + 1 ч. С2Н5ОН
20. J в KJ (Ю ч. J + 1,2 г KJ 4- 50 ел3Н2О)
21. HJ
22. НВг
23. HF
24. K2S конц.
25. H2Sb2O7 конц.
26. K3Fe(CN)6 (25% раствор).
26*
403
Этот список реагентов не может считаться в какой-либо мере исчер-
пывающим. Для исследовательской работы в этой области предостав-
ляются еще широкие возможности. При подборе реагентов, основываясь
на химических реакциях, необходимо лишь стремиться к тому, чтобы
реагенты не дали труднорастворимых осадков на минерале.
У начинающего исследователя при первых же попытках применить
те или иные реагенты могут иметь место неудачи. Главная причина их
заключается в том, что не сразу удается уловить время, необходимое для
нормального проявления структуры. Иногда наблюдаются поразительные
явления: один и тот же минерал (например, галенит) из различных ме-
сторождений илн даже из одного н того же месторождения, но с разных
горизонтов или из разных штуфов, при структурном травлении ведет
себя не одинаково. На аналогичные явления указывает и Шнейдерхен.
Чем обусловливаются эти явления, до сих пор еще не совсем ясно. Во
всяком случае подмечено, что образцы первичных руд, взятых нз верхних
горизонтов месторождения, гораздо легче подвергаются травлению, чем
с более глубоких горизонтов. На скорость травления влияет также соче-
тание минералов, изоморфные примеси и пр.
Время травления для большинства приводимых реагентов выра-
жается секундами, реже минутами. Для окислов марганца, иридистой
платины и некоторых других трудно травящихся минералов время трав-
ления доходит до 15—20 минут, иногда и больше. В некоторых случаях,
как уже отмечалось, приходится прибегать к помощи электрического'
тока. В приводимой таблице для ряда минералов указано обычно требуе-
мое для травления время. Однако всегда следует иметь в виду, что на
практике указанное время иногда приходится менять, т. е. увеличивать
илн уменьшать в зависимости от хода реакции травления.
О ложных эффектах структурного травления. В некоторых случаях
при неправильном применении структурного травления, с одной стороны,
и в зависимости от природы объекта, с другой, возникают ложные
рисунки или некоторые кажущиеся детали,' которые следует иметь в виду,
чтобы не делать неправильных выводов.
Выше было уже упомянуто, что при продолжительном травлении
слишком разбавленными реагентами возникают так называемые фигуры
травления, до некоторой степени похожие на те, что получаются при
травлении граней кристаллов. Они обычно появляются в одиночку, реже
сплошь и легко узнаются по своим правильным геометрическим очерта-
ниям.
Наоборот, при очень сильной концентрации сильнодействующих на
минерал реагентов также могут возникнуть пятнистые или петельчатые
рисунки даже в пределах одного кристаллического зерна. Так, например,
при действии концентрированной царской водки на сфалерит, который
чрезвычайно легко травится этим реагентом, возникает ложный тонко-
зернистый рисунок, на фоне которого бывает видно более крупно выра-
женное полисинтетически-двойниковое строение. Некоторые авторы
такие случаи описывают под названием «мостовидная структура» и пред-
положительно связывают с частичной перекристаллизацией сфалерита.
Это, конечно, не отвечает действительности, так как нормально протрав-
ленный шлиф имеет совсем другой вид.
Затем, если в агрегате присутствуют включения нли прожилки
весьма легко травящегося другого минерала, то нередко вокруг него
остаются каемки «нетравящегося» минерала. Это объясняется тем, что
химическая энергия в таких местах в значительной мере расходуется на
более легко травящийся минерал и в силу этого прилегающие к нему
404
Рис. 372. Ложный рисунок структуры пирротина (троилита), получив-
шийся в результате энергичного травления концентрированной соляной
кислотой. Участки, прилегающие к трещинам, не успели протравиться.
Халиловское месторождение хромистого железняка. Полированный
шлиф. У 40
Рис. 373. Ложные эффекты травления в пирите, вызванные образова-
нием пузырьков газа вокруг очень тонких включений или пор. По
П. Я- Ярош. Полированный шлиф. X 210
участки испытуемого минерала не успевают протравливаться. При трав-
лении в парах кислот такие случаи встречаются гораздо реже. Иногда
подобная картина образуется вокруг пор, искусственных пустот и трещин
в минерале (рис. 372).
Ложная структура нередко вызывается также газовыми пузырьками,
приставшими во время травления к полированной поверхности. Место,
занятое пузырьком, в этом случае не протравливается. Эти эффекты
травления узнаются по правильным круглым или кольцеобразным фор-
мам (рис. 373), напоминающим включения другого минерала. Они
обычно возникают при длительной сплошной протраве. Во избежание
этих нежелательных явлений необходимо чаще осматривать травящуюся
поверхность; стекающая по поверхности шлифа жидкость при этом сама
удаляет приставшие к ней пузырьки газа.
Наконец, следует упомянуть о том, что ложные эффекты создаются
при неосторожном обращении со шлифами. Особенно это имеет место,
когда реагент дает нежные цветные пленки на минерале (например, при
травлении халькопирита смесью аммиака и перекиси водорода).
В этих случаях достаточно бывает хотя бы немного сдвинуть при-
кладываемую к шлифу фильтровальную бумагу для удаления лишней
влажности, чтобы местами нарушить получившийся рисунок структуры.
Во избежание этого лучше всего образец после протравы высушивать
на воздухе, в сушильном шкафу или в струе подогретого воздуха.
О значении структурного травления для изучения полированных
шлифов руд. Уже из приводившихся выше микрофотографий можно ви-
деть, насколько велико значение структурного травления полированных
шлифов, содержащих часто почти сплошные участки рудных минералов,
являющихся оптически изотропными или обладающих слабыми эффек-
тами анизотропии.
Прежде всего этим путем легко выявить структуру рудного агрегата,
которая, как известно, характеризуется формой, размерами и взаимоот-
ношениями отдельных зерен, слагающих рудную массу. Знание этой
структуры нередко является необходимым для понимания деталей про-
цессов минералообразования.
Путем структурного травления часто удается устанавливать ряд
интереснейших фактов различного генетического значения, о которых до
травления бывает даже трудно подозревать. Не пользоваться этим ме-
тодом — то же, что смотреть прозрачные шлифы в проходящем свете без
анализатора. Это легко показать на примере.
На рис. 374 и 375 приведены микрофотографии одного и того
же места полированного шлифа из пиритовой руды Чирагидзорского ме-
сторождения (Азерб. ССР). На первой из них мы видим почти сплошную
пиритовую массу с неправильной формы включениями халькопирита и
кварца. О взаимоотношениях этих минералов трудно сказать что-либо
определенное. И только после травления мы можем разобраться в этом
вопросе (рис. 375).
Сравнивая эти микрофотографии между собой, мы легко убеж-
даемся в том, что выделения халькопирита и кварца явно ксеноморфны
по отношению к зернам пирита и, следовательно, закристаллизовались
позднее их. Мало того, отчетливо выявилось кристаллически-зональное
строение пирита, особенно заметное для более крупных зерен.
Аналогичное явление наблюдается и на рис. 376 и 377. До травле-
ния сфалеритовой массы было не ясно, каким образом располагаются
в ней мелкие неправильной формы включения халькопирита. Структурное
Травление в парах царской водки показало, что сфалерит представлен
нёразномернозернистым агрегатом, причем отдельные его зерна обла-
дают полисинтетически-двойниковым строением. Выделения халькопи-
рита располагаются исключительно вдоль границ зерен сфалерита и, сле-
406
Рис. 374. Пирит (белое) с мелкими выделениями халькопирита (светло-
серое) и кварца (черное) до травления Месторождение Чирагидзор.
По Т. Н. Шадлун. Полированный шлиф. X 40
Рис. 375. Тот же участок, что на рис. 374. В результате травления конц.
HNO3+CaF2 выявились границы между зернами в неравнозернистом
агрегате и зональное строение отдельных зерен
Рис. 376. Сфалерит (темио-серое) с мелкими выделениями халько-
пирита. Черное — кварц; белое идиоморфное зерно — пирит. Место-
рождение Березовское (Алтай). Полированный шлиф. X 40
Рис. 377. Тот же участок, что на рнс. 376, после травления в парах
царской водки. Выявилась зернистая структура и двойниковое строение
зерен сфалетита. Отчетливо видно, что мелкие выделения халькопирита
расположены по границам зерен сфалерита. Полированный шлиф. X 40
довательно, по времени образования являются относительно более
поздними.
На следующей микрофотографии (рис. 378) представлен результат
травления матовой скрытокристаллической массы халькопирита из Зан-
гезурского месторождения. Совершенно отчетливо выявилось колломорф
ное строение этой массы. До травления ничего подобного нельзя было
предполагать. Перекристаллизация халькопирита, образовавшегося пер-
воначально в виде геля, как видим, прошла неравномерно. Как это часто
устанавливается в почковидных минеральных массах, в центре почки
(см. центральную часть снимка) наблюдается участок чрезвычайно тон-
Рис. 378. Колломорфное строение халькопирита, выявленное прн травле-
нии в парах царской водки. Выявилась неравномернозернистая структура
халькопиритовой массы (серое разных оттенков). Черное--пустоты.
Месторождение. Зангезур (Армянская ССР). Полированный шлиф. X ЮО
козернистого, вернее, скрытокристаллического строения. На микрофото-
графии он выглядит как серое пятно.
При замещении одного минерала другим среди разъедающего -мине-
рала иногда сохраняются «островки», уцелевшие от замещения. Путем
структурного травления нетрудно проверить, действительно ли они
являются реликтами (они должны протравиться одинаково с главной
частью сохранившегося зерна).
Путем травления удается установить закономерности распределения
продуктов распада твердых растворов (вдоль спайности, двойниковых
швов и т. д.), или, наоборот, показать, что мельчайшие включения не
являются продуктом распада твердых растворов, а представляют собой
самостоятельные выделения, возникшие в ранние или поздние моменты
кристаллизации растворов.
Так, например, на рис. 379 на непротравленном участке шлифа
(в левой части снимка) мы видим включения светлых зерен пирротина
в серой массе сфалерита. В результате травления (в правой части
снимка) мы легко убеждаемся в том, что эти включения располагаются
между более крупными сдвойникованными зернами сфалерита и отнюдь
409
Рис 379. В левой части снимка — непротравлснный сфалерит
(светло-серое) с включениями пирротина (Лп'гмн В питой
части снимка результат травления сфалерита HJ. Зерна пирро-
тина располагаются между зерен сфалерита. Месторождение
Биллитон. По Ван дер Вееиу. Полированный шлиф. X 70
Рис. 380. Зональное строение зерен смальтина, выявленное травлением
HNO3. Черное — карбонат. Полированный шлиф. X 100
не являются ранними выделениями, как об этом можно было подумать
при рассматривании шлифа до травления.
Структурное травление часто позволяет установить внутреннее строе-
ние отдельных кристаллических зерен. На рис. 369 и 377 хорошо видно
полисинтетически-двойниковое строение зерен сфалерита. На рис. 380
представлено кристаллически-зональное строение зерен смальтина, выяв-
ленное с помощью травления азотной кислотой.
В некоторых случаях (см. рис. 364 и 365) этим путем удается уста-
новить наличие разных минералов, которые до травления совершенно
не отличаются друг от друга. Иногда среди сплошной мономинеральной
массы выявляются различные генерации одного и того же минерала,
например, прожилки халькопирита с тонкозернистой структурой, рассе-
кающие крупнозернистый халькопиритовый агрегат (подобно тому, как
это часто наблюдается в прозрачных, шлифах в кварцевых массах).
Приведенных примеров достаточно для того, чтобы убедиться в том,
какое значение может иметь применение структурного травления при
изучении взаимоотношения зерен в полированных шлифах руд.
ГЛАВА XIX
О ПРАКТИЧЕСКОМ ЗНАЧЕНИИ ИЗУЧЕНИЯ
СТРУКТУРНО ТЕКСТУРНЫХ ОСОБЕННОСТЕЙ РУД
Как известно, знание особенностей строения руд и распределение
в них ценных полезных ископаемых имеет важное значение как для де-
тального опробования рудных месторождений, так и для -механического
обогащения руд.
Опробование рудных тел, характеризующихся различием минераль-
ного состава в отдельных участках и благодаря этому неоднородным
строением, заметным на глаз в забоях горных выработок, естественно,
требует взятия так называемых секционных проб. Рудничным геологам
хорошо известно, какую роль этот метод опробования играет в изучении
закономерностей распределения в рудных телах таких незаметных на глаз
минералов, как самородное золото, или редких, но важных в промышлен-
ности элементов, как кобальт, теллур, селен, рассеянные металлы и др.
Текстурные особенности, в частности размеры слагающих руды
минеральных агрегатов, отличающихся по своему составу, влияют на
выбор методики опробования, а при применении бороздового опробова-
ния — на величину поперечного сечения борозды. Во многих случаях для
постановки рационального опробования полезно знать закономерности
пространственного распределения минеральных компонентов в рудных
телах.
Еще большее значение структурно-текстурные особенности руд имеют
для разработки наиболее эффективных методов обогащения тех или иных
типов руд, особенно требующих предварительного дробления. Так как
дробление и измельчение руд составляет наибольшую стоимость обогаще-
ния, то понятно, что обогатители всегда придерживаются принципа: «не
дробить лишнего». Поэтому для них весьма важно знать преобладающие
размеры скоплений или отдельных рудных минералов, которые необхо-
димо получить в виде концентратов, освобожденных от сопутствующих
минералов, а также количественные соотношения между различными
минералами, характер их срастаний между собой и т. п. Все подобного
рода вопросы, имеющие непосредственное практическое значение, спе-
циально изучаются в минераграфических лабораториях, созданных при
научно-исследовательских институтах по обогащению руд.
Однако встречаются случаи, когда обычно применяемые методики
исследования не дают исчерпывающего ответа на вопросы о причинах
неудовлетворительных результатов опытов обогащения руд. В этих слу-
чаях приходится прибегать к более тонким исследованиям структурно-
текстурных особенностей руд с учетом данных геологии рудных место-
рождений. Ниже мы приведем некоторые примеры, показывающие, что
412
Могут дать подобные Минераграфические исследования для решений
практических вопросов.
Кроме того, детальное изучение строения рудных тел и самих руд
имеет немаловажное значение и для практики поисковых работ. По
текстурным признакам мы во многих случаях сравнительно легко можем
установить возрастные соотношения минеральных агрегатов, а тем самым
и последовательность отложения парагенетических ассоциаций минера-
лов, как указывалось в главе XVI. Мало того, в ряде месторождений как
эндогенного, так и экзогенного происхождения, фациальное изменение
состава руд в том или ином направлении (по простиранию, падению или
склонению рудных тел) позволяет установить закономерности зональ-
ного строения рудных месторождений, что дает возможность целеустрем-
ленно направлять подземные поиски промышленных типов руд в место-
рождениях.
Примеры, иллюстрирующие значение детальных минераграфических
исследований в деле обогащения руд. При обогащении на бегунной фаб-
рике платиновых руд, добывавшихся из коренных месторождений
в Нижне-Тагильском дунитовом массиве (па Урале) было установлено,
что, несмотря на одинаковый внешний вид и минеральный состав, руды
одних месторождений давали вполне удовлетворительный результат обо-
гащения (с извлечением самородной платины до 85—90%), тогда как
при обработке руд других месторождений процент извлечения платины
падал до 40—50%, а в некоторых случаях даже до 25% (Бетехтин, 1930).
Такой высокий процент сноса самородной платины при механиче-
ском обогащении руд, естественно, заставил обратиться к изучению
продуктов обогащения, получавшихся на обогатительной фабрике (кон-
центратов, промежуточных продуктов и хвостов). Предполагалось, что
самородная платина, обладающая ковкостью и высоким удельным весом,
в случае помола руд под бегунами или в мельнице Гардинжа должна
была давать наибольший снос в концентратах и шлихах от доводки их
на вашгерде. С целью проверки этого предположения были изготовлены
полированные шлифы из этих материалов, предварительно скрепленных
соответствующим цементом.
Оказалось, что только примерно в 50% случаев в хромитовых кон-
центратах и главным образом в шлихах от доводки мы действительно
имеем сростки платины с зернами измельченных хромитовых руд. Как
показали минераграфические исследования, платина парагенетически
очень тесно связана с зернами хромита и нередки случаи, когда наряду
с более или менее крупными выделениями ее наблюдаются мельчайшие
кристаллики или зерна, вкрапленные в хромитовую массу (рис. 381), или
тончайшие клиновидные ответвления ее вдоль трещинок в хромите, испы-
тавшем динамические воздействия (рис. 382).
Для того, чтобы реально представить себе величину этих выделений
самородной платины, следует сказать, что размеры каждой из приве-
денных микрофотографий соответствуют площади в 1 мм2. Нетрудно до-
гадаться, что мельчайшие зернышки платины при измельчении руд не
могут быть освобождены от заключающей их массы и будут сноситься
при промывке в хромитовый концентрат даже во фракции, величина зе-
рен которой составляет всего лишь 0,2 мм (на рис. 381 размеры таких
зерен показаны кружками, обведенными черной тушью). Таким образом,
в данных случаях становится понятной причина сноса металла при полу-
чении концентратов и доводке их на вашгерде.
Однако в остальных случаях данные минераграфических исследова-
ний не совпадали с тем, что было получено при изучении продуктов обо-
413
Рис. 381. Вкрапленные зерна платины (белое) в хромите (серое).
Черное—пустоты и серпентин. Черными кружками показан раз-
мер зерен диаметром 0,2 мм. Нижне-Тагильский дуннтовый массив.
Полированный шлиф. X 100
Рнс. 382 Клиновидные ответвления измененной платины (белое)
вдоль трещин в хромите (серое), претерпевшем динамические
воздействия. Полированный шлиф. X 100
гашения платиноносных руд: в концентратах и шлихах от доводки их
обнаруживалось гораздо меньшее количество платины по сравнению с об-
щими потерями при обогащении руд. В связи с этим были взяты спе-
циальные пробы продуктов обогащения (шлихов от доводки, концентра-
тов, промежуточных продуктов и хвостов) для производства химических
анализов, причем были обработаны все типы руд как сплошные, так и
вкрапленные.
Рис. 383. Снос металла в различных продуктах обогащения
платиноносных руд из месторождений, залегающих в слабо
серпентинизированных дуиитах
Рис. 384. Снос металла в продуктах обогащения руд из
месторождений, залегающих в сильно серпентинизированных
дунитах
Выяснилось, что руды одних месторождений, содержащих преиму-
щественно сплошные массы хромита, при обработке на обогатительной
фабрике дают максимум сноса в шлихах от доводки (рис. 383), тогда как
для руд других месторождений, главным образом вкрапленных руд, как
ни странно, максимальный оное металла устанавливается в хвостах
(рис. 384), состоящих из наиболее легких по удельному весу минералов
(серпентина).
Это обстоятельство заставило обратиться к более детальному изуче-
нию самих платиноносных руд и препаратов (полированных шлифов) из
«сырой платины», полученной при обогащении руд. Чрезвычайно инте-
ресные данные были установлены при структурном травлении самород-
ной платины по методу, используемому металлографами при изучении
сплавоа из металлов. Остановимся на одном из наиболее характерных
примеров.
415
На рис. 385 представлено ксеноморфное зерно платины среди хро-
мита из руд, дающих значительный оное металла в хвостах при процессе
обогащения. Снимок сделан до травления платины химическими реаген-
тами. Как видим, это зерно кажется совершенно однородным без каких-
либо видимых структурных особенностей. Однако стоило протравить по-
лированный шлиф разбавленной царской водкой в течение 20 минут, как
неожиданно выявилось определенное строение этого зерна (рис. 386):
в центре сохранилось ядро, незатронутое травлением, зато перифериче-
ская кайма зернй платины затравилась, причем отчетливо выступило
грубоволокнистое строение наружной корочки. На следующей микрофо-
тографии (рис. 387) показан результат травления тем же реагентом
в течение 60 минут. Видно, что периферическая часть зерна протравилась
очень глубоко с образованием пустоты (черное), тогда как ядро по-преж-
нему осталось устойчивым. Выявились лишь на поверхности его штрихи —
царапины, возникшие при полировке шлифа.
Естественно, сразу заинтересовал вопрос о составе этой сравни-
тельно легко травящейся разновидности платины. Поскольку, согласно
старым анализам самородной платины из россыпей, была известна редко
встречающаяся разновидность обогащенной железом ферроплатины, то
первоначально было предположено, что в данном случае мы имеем дело
именно с ферроплатиной, возникшей реакционным путем (железо могло
привноситься в платину из окружающих зерен хромита). О том, что легко
травящаяся разновидность платины является позднейшим образованием,
говорит развитие ее не только вдоль границе зернами хромита, но также
вдоль трещинок внутри крупных выделений платины (рис. 388).
Характерно, что ширина каемок метаморфической платины иногда
колеблется в больших пределах в различных рудных телах, а нередко
даже в разных участках одного и того же месторождения. Как показали
минераграфические исследования, в одних случаях устанавливаются тон-
кие, часто прерывающиеся каемки измененной платины, а в других —
мы наблюдаем почти полное замещение первичных выделений изменен-
ной платиной.
Тот факт, что каймы измененной платины травятся значительно
легче, чем центральные участки, сохраняющиеся не затронутыми травле-
нием даже при продолжительном действии реагента, навело на мысль
попытаться произвести фракционный химический анализ: в слабо концен-
трированной царской водке перевести в раствор легкотравящиеся участки
платиновых зерен, а затем произвести химический анализ как раство-
рившейся части, так и нерастворимого остатка.
С этой целью из «сырой платины», полученной при доводке шлихов
на обогатительной фабрике, была отобрана проба. Из части зерен этой
платины был приготовлен полированный шлиф с предварительной задел-
кой их в соответствующий цемент. Контрольное исследование получен-
ного таким образом шлифа подтвердило наличие в зернах платины двух
ее разновидностей. После этого известным специалистом по анализу пла-
тиновых минералов Б. Г. Карповым с успехом был проведен фракцион-
ный химический анализ, проверенный контрольными анализами.
Результаты получились совершенно неожиданные. Состав разновид-
ностей, установленных под микроскопом, по главным металлам оказался
следующим (в вес. %):
Pt Fe Си NI
Центральные части зерен 86,4* 11,2 0,6 Следы
Периферические оторочки зерен 72,9 14,8 8,4 1,5
* В том числе около 2% растворимого иридия.
416
27 Зак. 153
Рис. 385. Зерно платины (белое) до травления. Серое —
хромит. Черное — пустоты н серпентин. Полированный
шлиф. X 100
Рис. 386. То же, что и на рис. 385, после травления царской
водкой в течение 20 минут
Рис. 387. То же, что иа рис. 385, после травления в течение
60 минут
•По приведенным данным, периферические части измененной пла-
тины обогатились не столько железом, сколько медью и, особенно, ни-
келем. Соответственно содержание самой платиньг в оторочках
значительно снизилось (вместо 86,4% оказалось 72,9%). Для других
месторождений, содержащих измененную платину, мы имеем ана-
логичную картину. Содержание меди колеблется от 2 до 13%, никеля —
от десятых долей до 3% и более. Таким образом, новообразования пла-
тины представляют собой твердые растворы или интерметаллические
соединения в основном платины, железа, меди и никеля. Оставался лишь
открытым вопрос, откуда могли привноситься медь и никель (в хромите
эти элементы отсутствуют).
Рис. 388. Каймы медистой платины вдоль границ с зер-
нами хромита (серое) и вдоль секхщей трещины в неиз-
мененной платине (белое). Полированный шлнф. X 150
К этому следует добавить, что описанные выше явления относятся
к наиболее распространенному минеральному виду самородной пла-
тины — поликсену, содержащему в виде твердого раствора, кроме других
металлов, иридий в количестве 1—3%. Однако в том же дунитовом мас-
сиве встречаются месторождения, в которых платина содержит гораздо
больше иридия (до 5—7,5%). Как известно из экспериментальных ис-
следований искусственных сплавов платины с иридием, увеличение
содержания последнего в сплаве сильно повышает твердость и сопро-
тивляемость по отношению к кислотам самого сплава.
Наблюдениями в полированных шлифах действительно установлено,
что самородная платина с повышенным содержанием растворимого в ней
иридия значительно слабее подвергается вторичным изменениям,
т. е. обогащению медью, что является одной из причин незначительного
сноса такой платины при механической обработке руд на обогатительной
фабрике.
Дальнейшие исследования позволили установить явную связь заме-
щения первичной платины (поликсена) новообразованиями с поздней-
шим процессом серпентинизации дунита. Детальной геологической
съемкой было установлено, что дунитовый массив серпентинизирован
418
очень неравномерно. Наряду с нацело серпентинизированными участками
наблюдаются участки менее серпентинизированные и даже малоизменен-
ные дуниты. Выяснилось, что в полном соответствии со степенью серпен-
тинизации находится и степень изменения первичной платины: в рудных
телах, залегающих среди слабо серпентпнизированного дунита, вторичных
изменений в самородной платине почти не наблюдается, тогда как в ру-
дах из нацело серпентинизированных дунитов процесс химического ме-
таморфизма самородной платины выражен очень резко (остатки первич-
ной платины сохранились лишь в наиболее крупных выделениях).
В свежих или слабо серпентинизированиых дунитах и в хро-
митовых массах, с ними связанных, в полированных шлифах под
Рис. 389. Частично разложенное зерно сульфида меди
(белое) среди серпеитннизированного дунита. Полиро-
ванный шлиф. X 25
микроскопом были обнаружены редкие включения (рис. 389) медьсодер-
жащих сульфидов (кубанита — СиЕегБз). В более серпентинизирован-
ных участках удалось проследить все стадии разложения этих сульфидов
с образованием около них или в прожилках серпентина самородной
меди (рис. 390).
Все эти наблюдения позволили прийти к следующему заключению
относительно источников железа, никеля и меди при образовании реак-
ционных оторочек в выделениях первичной самородной платины. Перво-
источником никеля и отчасти железа является оливин, в котором содер-
жание NiO в виде изоморфной примеси к MgO достигает 0,2—0,3%. Что
же касается меди, то единственным ее источником могли служить вкрап-
ленные медьсодержащие сульфиды. Перенос этих элементов, очевидно,
совершался с помощью растворов, производивших серпентинизацию
дунита. Метаморфизм самородной платины носит метасоматический
характер и происходит по способу «диффузионной металлизации» (в том
значении этого термина, как его понимают металлурги), т. е. путем диф-
27» 419
фузии атомов каких-либо элементов в данную твердую или размягчен-
ную массу металла с образованием твердых растворов или химических
соединений.
Особый интерес представляют физические свойства медистой пла-
тины, обусловливающие большой снос измененной платины при процес-
сах механического обогащения. Прежде всего, еще при шлифовке образ-
цов с платиной было обращено внимание на то, что во время их доводки
(т. е. перед окончательной полировкой шлифованных образцов) участки
медистой платины выглядят матовыми, шероховатыми, тогда как участки,
не подвергшиеся вторичным изменениям, кажутся блестящими. Это сви-
Рис. 390. Самородная медь (белое) на месте бывшего суль-
фида меди. Черное — серпентин. Полированный шлиф. X 90
детельствует о большой хрупкости медистой платины по сравнению с по-
ликсеном, не затронутым метаморфизмом.
Весьма характерен также тот факт, что при проведении алмазным
карандашом под микроскопом черты на полированной поверхности
на месте медистой платины отскакивают мелкие кусочки, что говорит о ее
хрупкости, в то время как первичная платина дает гладкий блестящий
след, характерный для ковких металлов. Это явление легче всего удается
заметить среди богатых медью разновидностей, где каймы измененной
платины достигают наибольшей мощности.
Отсюда нетрудно было прийти к выводу о том, что при измельчении
бедных иридием платиновых руд; залегающих среди сильно серпентини-
зированных дунитов, будет происходить значительный снос металла при
обогащении на гидравлических устройствах вследствие переизмельчения
хрупкой медистой разновидности платины. Подтверждением этого может
служить весьма показательный пример обогащения руд месторождения
№ 3—45 в Сырковом Логу. Одна часть этого месторождения залегала
в сильно серпентинизированном дуните и давала снос металла при обо-
гащении до 40%. Другая же часть месторождения располагалась в слабо
серпентинизированном дуните и, несмотря на то, что по характеру руд-
ных образований была совершенно аналогична предыдущей, общий снос
металла выражался цифрой всего лишь около 10%.
420
Кроме того, случайно было установлено, что измельченная медистая
платина плохо смачивается водой. Часть платины, полученной на лабо-
раторном гидравлическом классификаторе, по неосторожности была
высыпана в чашу с водой, где, к удивлению, было замечено, что мель-
чайшие зернышки ее плавали на поверхности воды. Этот факт привел
к предположению, что при механическом обогащении мы будем иметь
снос медистой платины не столько в концентратах, сколько в более лег-
ких фракциях — в промежуточном продукте или даже в хвостах
(см. рис. 384), получаемых на столах Вильфли.
Наконец, при изучении магнитных свойств самородной платины было
установлено, что медистая ее разновидность обладает сильными магнит-
ными свойствами, иногда полярным магнетизмом, в то время как не со-
держащая меди платина слабо магнитна. Точечные зернышки медистой
платины, получающиеся при царапании стальной иглой, легко берутся
на слабый магнит, а высверленные крошки из участков трудно травя-
щейся платины (поликсена) не притягиваются им. В этом можно было
убедиться также при проведении фракционного химического анализа:
после растворения медистых сильно магнитных участков остающаяся
труднорастворимая платина обладала слабыми магнитными свойствами.
Кроме химических и механических свойств медистой платины, следует
упомянуть еще об одном факторе, влияющем на степень механического
извлечения металла из руд. Из практики опробования и обработки руд
известно, что платина в одних месторождениях встречается в основном
в виде более крупных зерен, в других — более мелких. Если месторожде-
ния залегают в сильно серпентинизированных участках дунита и если
толщина корок медистой платины в двух каких-либо месторождениях,
отличающихся друг от друга по крупности платиновых выделений, более
или менее одинакова, то естественно, что соотношение между неизме-
ненной платиной (поликсеном) и химически измененной (купроплатиной).
т. е. между ковкой и хрупкой разновидностями, в обоих случаях будут
сильно отличаться друг от друга, что скажется на различии сноса ме-
талла при обогащении. Как показало опробование в крупном масштабе,
месторождения с вкрапленными рудами в серпентините, содержащие
мелкие выделения платины, действительно, дают значительный процент
сноса металла в легких фракциях продуктов обогащения руд.
Все эти данные еще за год до постройки обогатительной фабрики
позволили высказать следующие соображения:
1) руды, содержащие поликсен, в случае залегания в сильно сер-
пентинизированных участках дунита, при обогащении будут давать
большой снос вследствие неизбежного переизмельчения медистой
платины; исключение составляют лишь руды, обогащенные иридием
(до 5-7%);
2) наибольший снос хрупкой медистой платины (вследствие плохой
смачиваемости ее водой) будет иметь место в хвостах от обогатительной
фабрики;
3) благодаря свойству магнитности медистая платина из хвостов
может быть извлечена с помощью магнитного сепаратора;
4) руды с более крупными выделениями самородной платины
должны давать меньший снос при обогащении.
Высказанные соображения полностью подтвердились в дальнейшем,
когда на выстроенной обогатительной фабрике приступили к опытному
обогащению руд.
На приведенном примере нетрудно убедиться в том, насколько
большую помощь могут оказывать детальные минераграфические иссле-
дования в деле обогащения руд.
421
Остановимся на другом примере. Ленинградским институтом «М
ханобр» в свое время были взяты так называемые технологические проб
халькопирит-пиритовых первичных руд из колчеданных месторожден;!
Урала (Левиха II, Левиха IX, им. III Интернационала, Карпушинскс
и др.) с целью изыскания наиболее рационального способа получени
халькопиритового концентрата методом флотации при механическом обе
гашении руд.
Согласно минераграфическим данным все пробы оказались одне
типными, и руды состояли в основном из халькопирита и пирита с не
большой примесью нерудных минералов, сфалерита, иногда борнита ;
ковеллина (в очень незначительных количествах). Поэтому следовал^
ожидать, что руды всех этих месторождений при процессах обогащенп;
должны были вести себя более или менее одинаково.
Это так и случилось, за исключением пробы, взятой из месторо
ждения Левиха IX. Качественный минеральный состав руд этого место-
рождения ничем существенным не отличался от проб, взятых с других
месторождений. Тем не менее многократные повторные испытания руд
на обогатимость методом флотации давали результат, менее удовлетво-
рительный, по сравнению с пробами, полученными из других месторо-
ждений. Изучение концентратов и промежуточных продуктов обогащения
в полированных шлифах лишь подтвердило, что часть халькопирита
присутствует в промежуточных продуктах в несколько больших количе-
ствах, чем обычно. Однако причина этого явления оставалась неиз-
вестной.
При повторном, более тщательном минераграфическом исследова-
нии руд было обращено внимание на некоторые микротекстурные осо-
бенности халькопиритовой массы, которые не были присущи пробам
других месторождений. Ковеллин, общее количество которого в рудах
не превышало 0,5% общей минеральной массы в рудах пробы, взятой
из месторождения Левиха IX, во многих местах образовал тончайшую
сеть переплетающихся прожилков среди халькопиритовой массы. В более
грубом виде эта ковеллиновая сетка в халькопирите изображена на
рис. 391.
Так как ковеллин по сравнению с халькопиритом является более
мягким и хрупким минералом, то, естественно, что при тонком измель-
чении руд до зерен размером в 200 меш (0,07 мм в поперечнике) раз-
рывы халькопиритовой массы должны были происходить именно вдоль
жилок ковеллина, как по наиболее ослабленным местам. Вследствие
этого поверхность халькопиритовых зернышек оказывается местами или
полностью покрытой тончайшими пленками ковеллина, которые, оче-
видно, ведут себя иначе, нежели халькопирит, по отношению к флоти-
рующим реагентам.
Сам факт наличия в халькопиритовых рудах ковеллина говорит
о том, что проба руды была взята из зоны, в какой-то мере затронутой
вторичным сульфидным обогащением. Было предложено взять из этого
месторождения новую пробу из. более глубокого горизонта рудной линзы.
Испытание ее на обогащение дало вполне удовлетворительные резуль-
таты.
Приведенные примеры с достаточной ясностью показывают, какое
значение могут иметь детальные минераграфические исследования
структурно-текстурных особенностей руд в решении вопросов, связанных
с обогащением их.
Значение закономерностей минеральных ассоциаций и парагенетиче-
ских соотношений минералов для поисковых работ. Детальное и система-
тическое изучение структурно-текстурных особенностей руд позволяет
422 • . .
получить немало фактических данных, позволяющих не только уточнить
те или иные представления о процессах формирования руд, но и изучить
закономерности минералообразования, которые очень важно учитывать
при проведении поисково-разведочных работ.
Прежде всего следует напомнить, что давно уже обращалось вни-
мание на особенности минерального состава и текстур руд зоны окисле-
ния по сравнению с первичными рудами. Многочисленные примеры
использования минералов и текстур руд, возникающих в зоне окисления,
Рис. 391. Сеть тонких прожилков ковеллина (серое) средн халькопирита
(белое). Единичные рельефные белые зерна — пирит. Черное—пустоты и не-
рудные минералы. Месторождение Левиха IX (Урал). Полированный
шлиф. X 70
для определения состава первичных сульфидных руд приведены в моно-
графии С. С. Смирнова (1955). Чтобы не повторяться, мы здесь не будем
останавливаться на описанных им случаях.
Разберем лишь пример поведения сфалерита в зоне вторичного суль-
фидного обогащения, установленного на основе детальных минераграфи-
ческих исследований халькопирито-сфалеритовых руд колчеданного
месторождения им. III Интернационала (на Урале). В таких рудах в зоне
вторичного сульфидного обогащения наблюдается обычно широкое раз-
витие ковеллина. Многие исследователи при этом допускают, что этот
медный сульфид развивается за счет халькопирита, предполагая, оче-
видно, что вторичные сульфиды меди легче всего могут образовываться
на месте первичных медных сульфидов.
Однако более внимательное минераграфическое изучение образцов
руд, взятых из низов зоны вторичного сульфидного обогащения, показало
несколько иную картину. Частично ковеллин действительно развивается
по халькопириту, но в гораздо большей степени он образуется за счет
423
сфалерита, а также галенита, т. е. минералов, не содержащих меди.
В этом нетрудно убедиться при рассматривании приводимой здесь микро-
фотографии (рис. 392), где хорошо видна приуроченность ковеллина
к трещинкам и границам между зернами халькопирита и сфалерита.
В центре снимка виден прожилок ковеллина, образовавшийся вдоль
тонкой трещинки, проходящей через халькопирит и сфалерит. Замеча-
тельно, что среди халькопирита он имеет очень небольшую мощность, но
как только входит в сфалерит, резко расширяется. Точно так же вдоль
границ халькопирита со сфалеритом ковеллин развивается метасомати-
Рис. 392. Замещение вдоль трещинки ковеллином (темно-серое) халько-
пирита (белое) и сфалерита (серое). Месторождение им. III Интернационала
(Урал). Полированный шлиф. X 135
ческим путем в виде неправильной формы участков главным образом за
счет сульфида цинка.
С химической точки зрения здесь имеет место простая химическая
реакция обменного разложения. Просачивающиеся поверхностные воды,
выщелачивающие из зоны окисления растворимый сульфат меди, ниже
уровня грунтовых вод легко вступают в реакцию с сульфидом цини-» по
следующей реакции:
CuSO4 4- ZnS —> ZnSO4 4* CuS.
Образующийся при этом сульфат цинка легко растворим и уносится
в растворах за пределы рудного тела в зоне истечения. Содержание
цинка в таких рудах, как показывают данные химических анализов,
резко падает по сравнению с первичными колчеданными рудами.
В тех участках зоны вторичного сульфидного обогащения медью, где
процесс замещения ковеллином сфалерита доходит до конца, на месте
сфалерита возникает рыхлая сажистая 'масса ковеллина почти черного
цвета (в отличие от ярко-синего плотного ковеллина, образующегося по
424
халькопириту). То же самое было установлено и в ряде других колче-
данных месторождений (Левиха IV, IX, Дегтярские и др.).
Учитывая эти явления, нетрудно вывести следующие заключения.
1) колчеданные медно-цинковые месторождения резко обедняются
цинком не только в зоне окисления, но и в зоне вторичного сульфидного
обогащения;
2) содержание сажистого ковеллина в колчеданных рудах зоны вто-
ричного сульфидного обогащения, несмотря на отсутствие сфалерита,
позволяет предсказывать наличие его в зоне первичных сульфидных руд,
что уже было подтверждено в ряде месторождений.
Что касается галенита, то при реакции с сульфатами меди также
легко образуется ковеллин в тесном срастании с труднорастворимым
англезитом (PbSO4), обычно принимаемым под микроскопом в отражен-
ном свете за нерудный минерал. Следует также заметить, что образова-
ние англезита препятствует дальнейшему замещению галенита ковелли-
ном. Таким образом, содержание свинца (в отличие от цинка) в рудах
зоны вторичного сульфидного обогащения в медно-сульфидных месторо-
ждениях сохраняется примерно такое же, как и в зоне первичных руд.
Подобного рода выводы, вытекающие из детальных исследований
структурно-текстурных особенностей руд и их состава, имеют значение
не только для геологии месторождений, но и для промышленной оценки
РУД-
Но практическое значение этих исследований далеко не исчерпы-
вается тем, что было сказано выше. Большое значение, как выяснилось,
имеет систематическое изучение текстурных особенностей руд, а в связи
с этим и парагенетических соотношений минералов, позволяющее
выявить более общие закономерности процессов рудообразования. Эти
закономерности дают возможность получить также более реальные пред-
ставления об условиях образования руд и использовать их при проведе-
нии поисково-разведочных работ на рудных месторождениях.
В ряде случаев, если изучение ведется целеустремленно, некоторые
выводы практического значения напрашиваются сами собой еще при
производстве предварительных геологических исследований. Однако
в большинстве случаев установление закономерностей в природных явле-
ниях, на которые могли бы опереться в своих работах поисковики и раз-
ведчики, требует упорного и нередко многолетнего труда.
Чтобы представить себе, какого рода могут быть эти практические
выводы в области интересующей нас проблемы и какое отношение они
имеют к поисково-разведочному делу, приведем несколько примеров,
относящихся к месторождениям самого различного генезиса.
1. В некоторых слепых жильных телах медно-никелевых сульфид-
ных руд Мончегорского месторождения, генетически связанных с основ-
ными изверженными породами, установлен чрезвычайно интересный
факт: верхние окончания этих пирротиновых жил представлены мало-
мощными прожилками, в которых, как это удалось доказать, перво-
начально отложенный пирротин (главный рудообразующий минерал)
полностью замещен мелкозернистым магнетитом. Пентландит также пре-
терпел превращение в виоларит — FeNi2S4 (содержание железа умень-
шилось, а никель перешел в трехвалентное состояние). Халькопирит
подвергся переотложению, но, что характерно, в нем появились пластинки
куб а н и т а, как продукта распада твердого раствора, и, кроме того,
местами в ассоциации с ним установлен более бедный железом сульфид
меди — борнит (эндогенный).
Таким образом, вместо прежнего парагенезиса минералов, (пирро-
тин + пентландит -ф- халькопирит) возникла совершенно новая ассоциа-
425
ция: магнетит-!-виоларит + халькопирит+кубанит+борнит. При этом не-
обходимо отметить, что соотношение металлов, входящих в состав той
и другой ассоциации, остается примерно одним и тем же.
Сопоставляя состав этих ассоциаций между собой, нетрудно прийти
к следующим выводам. Прежде всего становится совершенно ясным, что
к концу процесса рудообразования имели место окислительные реакции
под влиянием остаточных растворов, очевидно, обогащенных кислородом.
Именно этим объясняется не только превращение пирротина в кисло-
родное соединение (магнетит), но и образование более бедных железом
сульфидов — виоларита и борнита (никель и медь, как известно, обла-
дают большим сродством с серой).
В соответствии с этим находится и другой важный теоретический
вывод: окисление, выражающееся в образовании кислородных соедине-
ний, обусловило повышение температуры, о чем совершенно определенно
говорит наличие относительно высокотемпературного кубанита среди
новообразований халькопирита. Этот вывод является несколько неожи-
данным, так как привыкли считать, что температуры, при которых про-
исходит образование минералов, к концу процесса обычно падают.
Следует подчеркнуть, что эти пространственно выраженные преоб-
разования пирротиновых руд, обусловленные изменением режима кисло-
рода в остаточном растворе проявлены необычайно резко. Руды по внеш-
нему виду настолько изменились, что при поисках трудно было дога-
даться, что эти маломощные магнетитовые жилы, встречавшиеся при
проходке разведочных подземных выработок, с глубиной могли перейти
в настоящие медно-никелевые сульфидные жилы. Поэтому не удиви-
тельно, что при поверхностных поисковых работах в первое время,
когда еще не было известно закономерностей изменения в составе руд,
этим магнетитовым прожилкам с медной зеленью не придавали серьез-
ного значения.
2. Многолетние систематические исследования ассоциаций совместно
образовавшихся минералов в марганцевых рудах Чиатуракого осадоч-
ного месторождения привели к установлению замечательных закономер-
ностей фациальных изменений в составе руд в зависимости от места их
локализации и физико-химических условий, в частности режима кисло-
рода, углекислоты и сероводорода в придонных водах, в которых про-
исходило формирование осадков. Выяснилось, что прибрежные осадки
наиболее богатых кислородом соединений марганца (фация высококаче-
ственных первичных пиролюзитовых руд) по мере удаления от берего-
вой линии, т. е. по мере углубления дна бассейна, постепенно сменяются
соединениями марганца низшей валентности (фации манганитовыл, за-
тем карбонатных руд марганца). Параллельное этим закономерно воз-
растает содержание в рудах Са, Mg, S и Р. Каждой из указанных фаций
свойственны свои различные по составу парагенетические ассоциации
совместно образованных минералов.
Результаты этих исследований значительно расширили наши пред-
ставления о происхождении осадочных марганцевых руд и на фоне обще-
геологических данных позволили разработать общую теорию образова-
ния осадочных месторождений марганца. Но, с другой стороньи, они
имели и не менее важное практическое значение.
Установленные закономерности фациальных изменений оказали
огромную помощь при поисках и разведке высококачественных марган-
цевых руд, пригодных для выплавки остродефицитных стандартных марок
ферромарганца. Они сыграли решающую роль в прогнозе распростране-
ния этих руд, а следовательно, и в деле рационального направления по-
исково-разведочных работ, особенно в годы Великой Отечественной войны.
426
Весьма показателен в этом отношении пример открытия слепого, т. е. не
выходящего на поверхность, Ново-Березовского месторождения на Север-
ном Урале. Здесь среди палеогеновых осадков буровыми скважинами на
глубине был пересечен пласт карбонатных марганцевых руд, с характер-
ной для них парагенетической ассоциацией минералов: карбонаты мар-
ганца и кальция, опал, глауконит, редкие сульфиды железа (пирит и
марказит). Сам факт обнаружения фации марганцовистых карбонатов,
естественно, заставлял допускать наличие и фации высококачественных
окисных руд в направлении ближе к береговой линии (общая геологи-
ческая картина района была к тому времени ясна). Первые же сква-
жины, заданные в новых местах, полностью подтвердили этот прогноз.
3. Д. С. Коржинский, детально изучив парагенетические ассоциации
минералов в Слюдянском флогопитовом месторождении (в Прибай-
калье), установил, что в глубинных высокотемпературных условиях
метаморфизма горных пород флогопит образуется реакционно-метасома-
тическим путем в процессе взаимодействия ненасыщенных кремнеземом
магнезиальных пород (доломитов) с полевошпатовыми породами (пег-
матитами, амфиболитами).
Петрографические исследования, проведенные им на обширной тер-
ритории Алданской плиты, привели к выводу о тождественности условий
метаморфизма распространенных здесь древнейших (архейских) толщ,
а вместе с тем и вероятности нахождения на этой территории флого-
питовых месторождений, связанных с метаморфизмом карбонатовых
(доломитовых) пород.
Широко проведенные поисковые работы этот прогноз полностью
подтвердили. Были открыты многочисленные месторождения флогопита
именно в местах развития доломитовых толщ среди архейских гнейсов.
В результате, как известно, была установлена большая флогопитопосная
провинция, открывшая большие перспективы для развития слюдяной
промышленности.
Таким образом, рассмотрение затронутых в этой главе вопросов при-
водит к выводу о том, что образование месторождений полезных иско-
паемых, так же как и горных пород, мы не можем представить иначе,
как результат последовательно развивающихся процессов минералооб-
разования. Эти процессы протекают в определенных физико-химических
условиях, меняющихся во времени (с каждой новой стадией минерали-
зации) и в пространстве (с изменением внешних условий в окружаю-
щей среде). Об этом мы можем судить хотя бы по возрастным соотно-
шениям ассоциаций совместно образовавшихся минералов и закономер-
ным изменениям состава и сочетаний минералов в них. Чем детальнее
будут изучены эти закономерности и чем точнее они будут увязаны
с общегеологическими данными, тем более достоверными будут наши
представления об истории процессов минералообразования, приведших
к образованию месторождения, и тем успешнее мы сможем использовать
установленные закономерности в практических целях.
ЛИТЕРАТУРА
Альтгаузен М. Н. н Борншанекая С. С. Антимонит. Об. «Минералы
СССР», II. АН СССР, 1940.
Баталов А. Б. Структурно-текстурные особенности железорудных скарнов За-
падного Тянь-Шаня. Тр. Ин-та геологин АН Узб. ССР, вып. 2, 1954.
Белевцев Я. Н. Плотные мартито-гематитовые руды из Саксагаиского района
Кривого Рога. ДАН СССР, 96, № 2, 1954.
Белов Н. В. Структура ионных кристаллов н металлических фаз. АН СССР,
1947.
Белов Н. В. Кристаллохимия минерализаторов. ДАН СССР, 71, № 1, 1950.
Белов Н. В. Очерки по структурной минералогии. Мин. сб. Львовского геол,
о-ва, № 5, 1951.
Белов Н. В. Некоторые особенности кристаллохимии сульфидов. Сб. «Вопросы
петрографии и минералогии», 2. АН СССР, 1953.
Берест енева 3. Я. и Каргнн В. А. О мехаинзме образования коллоидных
частиц. Успехи химии, 24, вып. 3, 1955.
Бетехтин А. Г. О некоторых особенностях уральских коренных платиновых
руд. Горный журнал, № 1, 1930.
Бетехтин А. Г. О текстурах н структурах руд. Проблемы советской геологии,
№ 9, 1934.
Бетехтин А. Г. Платина н другие металлы платиновой группы. АН СССР,
1935.
Бетехтин А. Г. Массивы горных пород и рудные месторождения. Сб., посвя-
щенный акад. В. И. Вернадскому, II. АН СССР, 1936.
Бетехтин А. Г. Классификация структур и текстур руд. Изв. АН СССР, сер.
геол., № 1 и № 2, 1937].
Бетехтин А. Г. Шорджинский хромитоносный перидотитовый массив (в За
кавказье) и генезис месторождений хромистого железняка вообще. Сб. «Хромиты
СССР», I. АН СССР, 19372.
Бетехтин А. Г. К вопросу об изучении рудных месторождений. Изв. АН
СССР, сер. геол., № 2, 1939.
Бетехтин А. Г. Галеянт. Сб. «Минералы СССР», II. АН СССР, 1940s.
Бетехтин А. Г. Южноуральскне марганцевые месторождения как сырьевая
база Магнитогорского металлургического комбината им. Сталина. Тр. ИГН АН СССР,
вып. 30, сер. рудн. м-ний, № 4, 19402.
Бетехтин А. Г. О генетических типах марганцевых месторождений. Изв. АН
СССР, сер. геол., № 4, 1944.
Бетехтин А. Г. О метаморфизованных месторождениях марганца. ДАН СССР,
46, № 1, 1945].
Бетехтин А. Г. О минераграфии. Изв. АН СССР, сер. геол., № 6, 1945j.
Бетехтин А. Г. О влиянии режима серы и кислорода на парагенетнческие
соотношения минералов в рудах. Изв. АН СССР, сер. геол., № 3, 1949.
Бетехтин А. Г. Минералогия. Госгеолиздат, 1950].
Бетехтин А. Г. Парагенезисы рудных минералов в системах Ге—S—О и
Си—Fe—S—О. Изв. АН СССР, сер. геол. № 5, 19502.
Бетехтин А. Г. Явления разложения рудных минералов под влиянием изме-
нения режима серы илн кислорода в растворах. Тр. Федоровской научной сессии
1949 г. Сб. «Кристаллография». Гос. научно-тех. изд-во по черным н цветным метал-
лам, 1951].
Бетехтин А. Г. Парагенетнческие соотношения и последовательность образо-
вания минералов в рудах Зап. Всес. мин. о-ва, вып. 2, 19512.
Бетехтин А. Г. Об основном законе геохимии. Изв. АН СССР, сер. геол
№ 3, 1952
428
Бетехтин А. Г. Гидротермальные растворы, их природа и процессы рудооб-
разования. Сб. «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторожде-
ниях». АН СССР, 19551.
Бетехтин А. Г. О процессах формирования руд в жильных гидротермальных
месторождениях. Сб. «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных место-
рождениях». АН СССР, 1955г.
Бетехтин А. Г. и Генкин А. Д. Парагенетнческие ассоциации минералов
в системах Fe—Ni—S н Fe—Ni—S—О. Изв. АН СССР, сер. геол., № 2, 1951.
Богданович К- И. Рудные месторождения. I. СПб, 1912.
Вагнер П. А. Месторождения платины и рудники Южной Африки. Перев.
с англ. Цветметнздат, 1932.
Вахромеев С. А. Руководство по минераграфнн. Иркутск, 1956.
Вейц Б. И. Метаморфизм бисульфидов железа. Мин. сб. Львовск. геол, о-ва,
Ns 6, 1952.
Вернадский В. И. История минералов земной коры. 1, вып. 1. Химтехнздат,
1923.
Висконт К. И. О методе металлографического анализа непрозрачных рудных
минералов. Рудный вестннк, III, Ns 1—4, 19181
Высоцкий Н. К- Месторождения платины Исовского и Нижие-Тагнльского
районов на Урале. Тр. Геол, ком., нов. сер., вып. 62, 1913.
Г а л д и н Н. Е. Структурные особенности Белоусовского месторождения на Ал-
тае. Автореферат диссертации, М., 1957.
Горжевская С. А. Разновидности смитсонита. Мин. сб. Львовск. геол, ова,
№ 5, 1951.
Григорьев Д. П. К дискуссии о медной мннералнзацнн колчеданных месторо-
ждений. Зап. Всес. мин. о-ва, 78, вып. 1, 1949.
Григорьев Д. П. О генезисе натечных или метаколлоидных, колломорфных
агрегатов минералов. Зап. Всес. мни. о-ва, вып. 1. 1953.
Григорьев И. Ф. Структуры минеральных срастаний в рудах. Зап. мни. о-ва,
57, вып. 1, 1928.
Грубенман У. и Ниггли П. Метаморфизм горных пород. Перев. с нем.
Геюразведиздат, 1933.
Егоров А. С. О структуре толщи железистых кварцитов Коробковскогэ место-
рождения Курской магнитной аномалии. Сб. «Железистые кварциты и богатые желез-
ные руды Курской магнитной аномалии». АН СССР, 1955.
Елисеев Н. А. и Нефедов Н. К. Лопаритовые месторождения Луяврурта.
Сб. «Производительные силы Кольского полуострова». АН СССР, 1940.
Ермаков Н. П. Методика термометрического анализа минералов из гидротер-
мальных месторождений. Мин. сб. Львовск. геол, о-ва, Ns 4, 1950.
Жемчужников Ю. А. К вопросу о понятиях «структура» и «текстура» для
осадочных пород. Зап. Всес. мин. о-ва, вып. 1, 1956.
Жуков И. И. Коллоидная химия. ЛГУ, 1949.
Заварицкнй А. Н. Физико-химические основы петрографии изверженных гор-
ных пород. Химтехнздат, 1926.
Заварицкий А. Н. Введение в петрографию осадочных пород. ГОНТИ, 1932.
Заварицкнй А. Н. Геологический и петрографический очерк Ильменского
минералогического заповедника и его копей. М., 1939.
Заварицкий А. Н. О некоторых доводах в пользу дорудного и послерудного
метаморфизма сланцев, средн которых залегают колчеданные месторождения. Изв. АН
СССР, сер. геол., Ns 1, 1943.
Заварицкий А. Н. Метаморфизм и метасоматоз в уральских колчеданных
месторождениях. Сб. «Колчеданные месторождения Урала». АН СССР, 1950.
Заварицкий А. Н. Изверженные горные породы. АН СССР, 1955.
Зенков Д. А. Рудничная геология на Дарасунском золото-мышьяковом место-
рождении (Забайкалье). Сб. «Рудничная геология». Госгеолиздат, 1946.
Иваницкий Т. В О структурах и текстурах сфалерита и дисульфидов железа
коллоидного происхождения. Тр. Геол, ин-та АН Груз. ССР, Ill, 1953.
Иванов С. Н. Сибайское месторождение. Тр. Горно-геол, ин-та УФАН.
вып. 11, 1947.
Иванов С. Н. Изучение зон роста зерен пирита в колчеданных месторождениях
Урала. Зап. Всес. мии. о-ва, вып. 2, 1950.
Катин С. А. Метаморфизм хромшпинелидов в хромитовых месторождениях
Верблюжьих гор (иа Южном Урале). Сб. «Хромиты СССР», I, АН СССР, 1937.
Кашин С. А. Медно-титавомагнетитовое оруденение в основных интрузивных
породах Урала. Тр. ИГН АН СССР, вып. 91, серия рудных м-ний, Ns 9, 1948.
Кор ж и некий Д. С. Факторы равновесия при метасоматозе. Изв. АН СССР,
сер. геол., № 3, 1950.
Котляр В. Н. О генезисе железных руд Кривого Рога. Горный журнал,
Ns 12, 1953.
429
Крейтер В. М. Поиски и разведки полезных ископаемых. Госгеолиздат, 1940.
Крейтер В. М. Размеры частиц золота в сульфидных месторождениях как
признак пострудного метаморфизма. Изв. АН СССР, сер. геол., № I, 1948.
Л е в и н с о н-Л е с с и н г Ф. Ю. Избранные труды. IV. Петрография. АН СССР,
1955.
Левицкий О. Д. Вольфрамовые месторождения Восточного Забайкалья. «Ме-
сторождения редких и малых металлов СССР», II. АН СССР, 1939.
Левицкий О. Д. К вопросу о значении коллоидных растворов при рудоотло-
жении. Сб. «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях».
АН СССР, 1965.
Логинов В. П. Геология Кабанских колчеданных месторождений (Средний
Урал) и некоторые черты их генезиса и метаморфизма. Сб. «Колчеданные месторо-
ждения Урала». АН СССР, 1950.
Ложечкин М. П. Карабашское месторождение медистого золота. Тр. УФАН
СССР, вып. 5, 1935.
Малиновский Ф. М. О оульфидоиосны.х фосфоритах Подолии. Зап. Всэс.
мин. о-ва, 84, вып 1, 1955.
М а р к Р. и Юнг Г. Физическая химия и ее применение к проблемам минера-
логии, петрографии и геолопии. Перев. с нем. Госхимтехиздат, 1933.
Минералогия Урала. I, II. АН СССР, 1954, 1941.
Минералы СССР. 1, II. АН СССР, 1940.
МокиевскийВ. А. и Семенюк С. Н. Скелетный рост кристаллов в вязкой
среде. Зап. Всес. мин. о-ва, вып. 2, 1952.
Мо киевский В. А. и Капитонов М. Д. О скелетных кристаллах кварца
из хрусталеносных жил. Тр. Федоровской научной сессии 1953 г. Сб. «Кристаллогра-
фия», вып. 4. ЛГУ, 1955.
Никитин В. Д. Особенности процессов образования минералов при метасома-
тических явлениях. Тр. Федоровской научной сессии 1953 г. Сб. «Кристаллография»,
вып. 4. ЛГУ, 1955.
Николаев В. А. О некоторых особенностях реакций метаморфизма с участием
воды и углекислоты. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1947.
Ольшанский Я. И. Некоторые явления в телах со смешанной ионно-элек-
тронной проводимостью. Сб. «Вопросы петрографии и минералогии», 2, АН СССР, 1953.
Павлов Н. В. О гипогенных магнетит-гематитовых оолитах из железорудных
месторождений Ангаро-Илимского района. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1956.
Пид ж ан Г. О. О псевдоморфозах халькопирита по пириту. Зап. Всес. мин.
о-ва, вып. 2, 1950.
Покровский П. В. Джемсонит. Сб. «Минералогия Урала», II. АН СССР, 1941.
Попов В. М. О происхождении месторождений медистых песчаников гидро-
термального типа. Изв. АН СССР, сер. геол. № 5, 1951.
Пэк А. В. и Лукин Л. И. Структура и генезис месторождения Кти-Теберда
(Кургашин-Гат). Тр. ИГН АН СССР, вып. 84, петр. сер., № 27, 1947.
Радкевич Е. А. Метаморфизм руд Синанчи. Изв. АН СССР, сер. геол,
№ 3, 1948.
Радкевич Е. А. О рудах коллоидного происхождения. Изв. АН СССР, сер.
геол., № 2, 1952.
Р а д к е в и ч Е. А. и Т о м с о н И. Н. О проявлениях динамометаморфизма руд
в касситеритово-сульфидных месторождениях Приморья. Изв. АН СССР, сер. геол.,
№, 3, 1957.
Рожкова Е. В. и Соловьев Н. В. К вопросу образования оолитовых и сфе-
ролитовых структур. БМОИП, отд. геол., 15, 1937.
Романов М.. Травление сульфидных руд при мииераграфическом исследовании.
Изв. Геол, ком., 48, № 9, 1929.
Рудничная геология. Под ред. В. М. Крейтера и В. И. Смирнова, Госгеолиздат,
1946.
Салоп Л. И. Метаморфизм рудных минералов в пиритизированных толщах
северной части Байкальской горной области. Изв. АН СССР, сер. геол., № 1, 1954.
Смирнов С. С. Полиметаллические месторождения Восточного Забайкалья.
Гос. научно-тех. горно-геол.-нефт. изд-во, 1934.
С м и р н о в С. С. К вопросу о зональности рудных месторождений. Изв. АН
СССР, сер. геол., № 5, 1937.
Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторождений. АН СССР, 195Э.
Смольянинов Н. А. Практическое руководство по минералогии. Госгеол-
издат, 1948.
Соболев В. С. и Соболева О. С. Физико-химическая трактовка изомо"-
физма. Уч. зап. Львовского гос. ун-та, сер. хим. ч. I, IX, вып. 1, 1947; ч. II, XIII.
вып. 2, 1949.
Соловьев С. П. О красных кварцах района реки Маи (Дальний Восток). Зап.
Всес. мин. о-ва, вып. 3, 1945.
430
Старицкий ГО. Г. Определение понятий «структура» и «текстура». Зап. Всес.
мии. о-ва, вып. 3, 1954.
Та л ды кин С. И., Гончарик С. Ф., Еиикеева Г. Н. и Розина Б. Б.
Атлас структур и текстур руд. Госгеолтехиздат, 1954.
Та мм ан Г. Металлография. Перев. с нем. Гос. иаучно-тех. изд-во, 1931.
Тэрнер Ф. Д. Эволюция метаморфических пород. ИЛ., 1951.
Уклонений А. С. Минералогия. Гостоптехиздат, 1940.
Фили мо ног а А. А. Срастания борнита и халькопирита в колчеданных рудах
месторождения Кабаи I (Средний Урал). Изв. АН СССР, сер. геол., № 1, 1949.
Филимонова А. А. Опыты по нагреванию борнитсодержащих колчеданных
руд. Изв. АН СССР, сер. геол., № 3, 1952.
Червяковский Г. Ф. Опыт по перекристаллизации некоторых оульфидиых
минералов. ДАН СССР, 83, № 5, 1952.
Чураков А. Н. К вопросу о структуре и росте трубчатых сталактитов. Тр.
С.-Петерб. о-ва естествоисп., отд. геологии и минералогии, 35, вып. 5, 1912.
Чухров Ф. В. Коллоиды в земной коре. АН СССР, 1955.
ШадлунТ. Н. О колломорфных структурах руд месторождения Ямаи-Касы на
Южном Урале. Зап. Всес. мин. о-ва, вып. 3—4, 1942.
Ш адлун Т. Н. Некоторые признаки метаморфизма в колчеданных рудах
(месторождение им. III Интернационала). Изв. АН СССР, сер. геол., № 5, 1947.
Шадлун Т. Н. и Розанов Ю. А. Влияние одностороннего давления на струк-
туру колчеданной руды. Изв. АН СССР, сер. геол., № 3, 1949.
Шадлун Т. Н. Особенности минералогического состава, структур и текстур
руд некоторых колчеданных месторождений Урала. Сб. «Колчеданные месторождения
Урала». АН СССР, 1950.
Шадлуи Т. Н. Некоторые особенности внутреннего строения зерен пирита
в колчеданных залежах. Мин. сб. Львовск. геол, о-ва, № 4, 19502.
Шадлун Т. Н. Изменение структуры агрегатов и внутреннего строения зерен
халькопирита под влиянием динамических воздействий. Мин. сб. Львовск. геол, о-ва,
№ 7, 1953.
Шадлун Т. Н. О некоторых метаморфических текстурах и структурах руд
Изв. АН СССР, сер. геол., № 2, 1954.
Шишкин Н. Н. Об «Атласе структур и текстур руд», составленном С. И. Тал-
дыкиным, Н. Ф. Гончарик, Г. Н. Еиикеевой и Б. Б. Розиной. Зап. Всес. мин. о-ва,
вып. I1, 1956
Юшко С. А. Изучение явлений динамометаморфизма в сульфидных рудах. Тр
ИГН АН СССР, сер. рудн. м-ний, № 19, 1940.
Юшко С. А. Явления двойникования в рудных минералах как результат дина-
мометаморфизма. Тр. ИГН АН СССР, сер. рудн. м-ний, № 5, 1941.
Юшко С. А. Методы изучения руд лод микроскопом в отраженном свете. Гос-
геолиздат, 1949.
Я к о в л е в Л. И., К о в а л е в а О. И. и Шер С. Д. Об одном случае изменения
минералов кварцевой жилы под влиянием интрузии. Зап. Всес. мин. о-ва, вып. 1, 1965.
В a s t i п Е. S„ Graton L. G. а. о. Criteria of age relations of minerals. With
special reference to polished sections of ores. Econ. Geol., 26, No. 6, 1931.
Bast in E. S. Interpretation of ore textures. Geol. Soc. Amer. Mem., 45, 1950.
Baumhauer H. Uber die mikroskopische Beschaffenheit eines Bunt-Kupfererzes
von Chloride (Neu-Mexiko). Z.f. Krist., 10, 1885.
Ba urn h a u e г H. Uber die Struktur und die mikroskopische Beschaffenheit von
Speiskobalt und Chloantit. Z. f. Krist., 12, 1886.
Beck R. Uber die Struktur des uralischen Platins. Abh. sachs. Akad. Wiss.,
59, 1907.
Beck R. Lehre von den Erzlagerstatten. Berlin, I, II, 1909.
Berg G. Vein filling during the opening of fissures. Econ. Geol. 27, No. 1, 1932.
Berg. G. Die Fiillung der Gangspalten. Z.f. prakt. Geol., 46, Nr. 12, 1938.
Berzelius J. Uber den Magnetkies und den Versuch einer wissenschaftlichen
Mineralogie. Ann. d. Phys., 18, 1814.
Borchert H. Uber Entmischungen im System Cu—Fe—S und ihre Bedeutung
als geologisches Thermometer. Chemie d. Erde, 9, 1934.
Bornhardt W. Uber die Gangverhaltnisse des Siegerlandes und seiner Umge-
bung. Arch. f. Lagerstattenforschung, Teil I, H. 2, 1910; Teil. II, H. 8, 1912.
Buerger M. J. The plastic deformation of ore minerals. A preliminary investiga-
tion: galena, sphalerite, pyrrhotite and pyrite. Amer. Min., 13, No. 1 и 2, 1928.
Buerger M. J. Translation gliding in cristals. Amer. M.in„ 15, 1930.
Buerger M. J. a. Wash ken E. Metamorphism of minerals. Amer Min, 32,
No. 5-6, 1947.
Buerger N. W. The unmixiing. of chalcopyrite from sphalerite. Amer. Min. 19
No. 11, 1934.
431
Buerger N. W. a. Buerger M. J. Crystallographic relations between cubanits
segregation plates, chalcopyrite matrix and secondary chalcopyrite twins. Amer. Min.,
19, No. 11, 1934.
Campbell W. The microscopic examination of opaque minerals. Econ. Geol.,
1, 1906.
Campbell W. a. Knight C. W. A microscopic examination of cobalt-nickel
arsenides and silver deposits of Temiscaming. Econ. Geol., 1, 1906.
C i s s a r z A. Das Erzvorkommen von Borovica in Bosnien, ein triassisches
Sulfidvorkommen vom Typus Rammelsberg. Z. f. Erzbergbau. u. Metallhiittenwesen, 9,
H. 5, 1956.
D a vy W. M. a. Farnham С. M. Microscopic examination of the ore minerals.
New York, 1920.
Edwards A. B. Some ilmenite micro-structures and their interpretation. Austral.
Inst. Min. a. Met. Proc. 110, 1938.
Edwards A. B. Textures of the ore minerals and their significance. Austral.
Inst. Min. a. MetalL, 1954.
Hewitt R. L. Experiments bearing on the relation of pyrrhotite to other
sulphides. Econ. Geol., 33, No. 3, 1938.
H u s s а к E. Uber die Mikrostruktur einiger brasilianischer Titanmagneteisenstein?.
Jb. f. Min., 1, 1904.
Konigsberger J. Uber einen Apparat zur Erkennung und Messung optischer
Anisotropie undurchsichtiger Substanzen und dessen Verwendung. Centralbl. Min. 1908.
Konigsberger J. Methoden zur Erkennung und Messung optischer Anisotropie
undurchsichtiger Substanzen. Centralbl. Min., 1909; 1910.
Krause H. Zur Kenntnis der metamorphen Kieslagerstatte von Sulitjelma. N.Jb.
Min., Abhandl., 89, H. 1, 1956.
К u 11 e r u d G. The FeS—ZnS system. A geological thermometer. Norsk. Geol.
Tidsskr., 32, H, 2—4, 1953.
Kutina J. Genetische Discussion der Makrotexturen bei der geochemischen
Untersuchung des Adalbert-Hauptganges in Pribram. Chemie, d. Erde, 17. H. 4, 1955.
La t sky R. The magmatic copper ores of Namaqualand. Trans. Geol Soc. S. Afr.,
45, 1942.
Miigge O. Uber kiinstliche Zwillingsbildung durch Druck am Antimon, Wismut
und Diopsid. N. Jb. f. Min., I, 1886.
Miigge O. Uber Translationen und verwandte Erscheinungen in Kristallen. N.
Jb. f. Min., I, 1898.
Miigge O. Uber Translationen am Schwefel, Periklas und Kupferkies und einfachen
Schiebungen am Bournonit, Pyrargyrit und Silberkupferglanz. N. Jb. f. Min., 1920.
Murdoch J. Microscopical determination of the opaque minerals. New.. York, 1916.
Niggli P. Natiirliche Klassifikation der magmatischen Erzlagerstatten. Lon-
don. 1929.
Osborne F. F. a. A d a m s F. D. Deformation of galena and pyrrhotite. Econ.
Geol., 26, No. 8, 1931.
Park C. F. Hydrothermal experiments with copper compounds. Econ. Geol.,
26, No. 8, 1931.
Posepny F. Studie der Erzlagerstatte von Rezbanya in Sud—Ost Ungarn.
Budapest, 1874.
Posepny F. The Genesis of ore-deposits. New. York, 1902.
Ramdohr P. Beobachtungen an Magnetit, Ilmenit, Eisenglanz und Uberlegungen
fiber das System FeO—Fe2O3—TiO2. «Die preussische Bergakademie zu Clausthal
1775/1925» Leipzig, 1925.
Ramdohr P. Beobachtungen an Magnetit, limenit, Eisenglanz und Uberlegun-
gen fiber das System FeO—ЕегОз—TiO2. N. Jb. f. Min., 54, 1926.
Ramdohr P. Antimonreiche Paragenesen von Jakobsbakken bei Sulitelma.
Norsk. Geol. Tidsskr., 18, H. 3, 1938.
Ramdohr P. Durchbewegte Erze von Routivare, Nordschweden. Geol. Foren.
Forh., Stokholm, 67, 1945. .
Ramdohr P. Uber Josephinit, Awaruit, Souesit, ihre Eigenschaften, Entstehung
und Paragenesis. Miner. Mag., 29. No. 211, 1950].
Ramdohr P. Die Lagerstatte von Broken Hill in New South Wales. Heidelb.
Beitr. z. Mineral, u. Petr 2, H. 4, 19502.
Ramdohr P. Mineralbestand, Strukturen und Genesis der Rammelsberg —
Lagerstatte. Geol. Jb., Hannover, 67, 1953].
Ramdohr P. Uber Metamorphose und sekundare Mobilisierung. Geol. Rund-
schau, 42, H. 1, 19532.
Ramdohr P. Die Erzmineralien und ihre Verwachsungen. Akademie—Verlag,
Berlin, 1955.
Ray J. C. Synthetic sulphide replacement of ore minerals. Econ. Geol., 25,
No. 5, 1930.
432
Ross C. The origine of chromite. Econ. Geol., 26, No. 5, 1931.
Sales R. a. Meyer C. Effect of post-ore dike intrusion on Butte ore minerals.
Econ. Geol., 46, No. 8, 1951.
Schneiderhohn H. Aiileilung zur mikroskopischen Bestimmung und Untersu-
chung von Erzen und Aufbcrcitiingsprodukten. besoiiders, ini auffalenden Licht. Berlin,
1922.
Schneiderhohn H. Lehrbuch der Erzlagerstattenkunde. Jena, I, 1941.
Schneiderhohn H. Erzmikroskopisches Praktikum. Stuttgart, 1952.
Schneiderhohn H. n. Ramdohr P. Lehrbuch der Erzrnikroskopie. Berlin,
II, 1931; 1, 1934.
S c h о 11 z D. L. The magmatic nickeliferous ore deposits of East Griqualand and
Pondoland. Trans. Geol. Soc. S. Afr., 39, 1936.
Schouten C. Structures and textures of synthetic replacement in «open space».
Econ. Geol., 29, No. 7, 1934.
Schouten C. Metasomatische Problcme. Amsterdam, 1937.
Schouten C. Synthetic replacements as an aid to ore-genetic studies. Econ.
Geol. 41, No. 6, 1946.
Schrocke H. Zur Kenntnis der metarrrorphen Kieslagerstatte der St. Johannis-
zeche bei Lam im Bayerischen Wald. Geol. Bavarica, Nr. 25, 1956.
Schwartz G. M. Experiments bearing on bornite—chalcocite intergrowths.
Econ. Geol., 23, No. 4, 1928.
Schwartz G. M. The relations of magnetite and ilmenite in the magnetite
deposits of the Duluth gabbro. Amer. Min., 15, No. 7, 1930.
Schwartz G. M. Intergrowths of bornite and chalcopyrite. Econ. Geol., 26,
No. 2, 1931,.
Schwartz G. M. Textures due to unmixing of solid solutions. Econ. Geol., 86,
No. 7, 1931o.
Schwartz G. M. Progress in study of exolution in ore minerals. Econ. Geol.,
37, No. 5, 1942.
Schwartz G. M. Classification and definitions of textures and mineral structures
in ores. Econ. Geol., 46, No. 6, 1951.
Smithson F. The habit of pyrite in some sedimentary rocks. Miner. Mag.,
31, No. 235, 1956.
Stevenson J. Mineralsation and metamorphism at the Eustis. Mine. Quebec.
Econ. Geol., 32, No. 3, 1937.
Sugaki A. Thermal studies on unmixing of the secondary solid solution. Sci.
Rep. Tohoku Univ., 4, No. 3, 1953.
Veen R. W. van der. Mineragraphy and ore deposition. The Hague, I, 1925.
Veit K. Kunstliche Schiebungen und Translationen in Mineralien. N. Jb. f. Min.
Beil. B. 45, 1922.
Watanabe M. Zonalprccipitation of ore from a mixed solution. Econ. Geol.,
19, No. 6, 1924.
W a t a ii a b e M. a. Nakano O. On the velocity of diffusion of some metallic
sulphates from their mixed solution into gelatine gels containing sodium sulphide.
Sci. Rep. Tohoku Univ., 3, No. 2, 1927.
28 Зак. 153.
О Г Л Л В Л ЕН ИЕ
Стр.
Предисловие ................................................................. 3
Введение ................................................................... 5
Глава I. История изучения строения руд.................................... 9
Глава II. Определение понятий «структура» и «текстура»......................20
Понятие о структуре горной породы (21).
Глава III. Понятия «структура» и «текстура» в приложении к рудам ... 33
Структуры руд (34). Текстуры руд (48).
Глава IV. Кристаллизация расплавов и растворов...............................63
Процесс кристаллизации гомогенной жидкой среды (63). Влияние темпе-
ратуры, давления и концентрации .химических компонентов на кристал-
лизацию расплавов и растворов (72)
Глава V. О коллоидных растворах и гелях......................................77
Свойства коллоидных растворов (77). Строение дисперсной фазы сус-
пензоидов (79). Коагуляция дисперсных фаз и синерезис гелей (81).
Условия образования коллоидных растворов (82). Условия образования
коагулятов '(85). Процессы отложения коагулятов (91)
Глава VI. Признаки участия коллоидных растворов в образовании руд . 99
Колломорфные агрегаты (100). Оолиты (115). Эмульсионные взвеси
(121). Ритмически-полосчатые осадки (126). Кристаллоизоли (129)
Гл^в^ VII. Дерекристаллизация гелей.........................................137
Образование зернистых агрегатов при перекристаллизации гелей (138).
Образование трещин усыхания при перекристаллизации гелей (146)
Глава VIII. Призиаки’замещения минералов в рудах............................155
Разъедание минералов (156). Замещение с образованием новых хими-
ческих соединений или твердых растворов (169). Диффузионное замеще-
ние (181)
Глава IX. О метакристаллах..................................................193
Характеристика метакристаллов, встречающихся в рудных месторожде-
ниях (193). Признаки метакристаллов (216)
Глава X. Растворение минералов с последующим заполнением возникающих
полостей новообразованиями .......................................... 222
Мономинеральные псевдоморфозы выполнения (223). Полиминеральные
псевдоморфозы выполнения (235)
Глава XI. Явления разложения рудных минералов...............................242
Разложение минералов под влиянием окислительных процессов (242).
Разложение минералов в восстановительных условиях (254)
Глава XII. Явления распада твердых растворов................................259
О твердых растворах (260). Распад твердых растворов (264). Критерии
для распознавания структур распада твердых растворов (275)
Глава XIII. Катаклаз и пластическая деформация рудообразующих минералов 278
Признаки хрупких деформаций в рудах (278). Явления пластической де-
формации в рудах (285)
434
Глава XIV. Перекристаллизация руд при процессах .метаморфизма . . 295
Перекристаллизация рул в связи с послерудными тектоническими нару-
цк-нпч.ми (296). Перекристаллизация руд в связи с региональным .метамор-
физмом (304). Перекристаллизация руд в связи с. термическим метамор-
физмом (323)
Г лава XV. О стадиях минерализации в эндогенных рудных месторождениях 329
Этапы минерализации (330). Стадии минерализации (334). О генерациях
минералов (345)
Глава XVI. Парагеиетические соотиошеиия и последовательность образо-
вания минералов.....................................................350
Анализ парагенетических соотношений минералов на конкретном при-
мере (352). Парагеиетические соотношения сульфидов и окислов железа
и меди в рудных месторождениях (362)
Глава XVII. Методика изучения текстур и структур руд.....................369
Полевые наблюдения (370). Лабораторные исследования (375). Интер-
претация наблюдений (382)
Глава XV11I. О структурном травлении полированных шлифов.................391
Отличительные особенности структурного травления (392). Необходимые
условия для успешного проведения структурного травления (395). Методы
структурного травления (396). О ложных эффектах структурного травле-
ния (404). О значении структурного травления для изучения полирован-
ных шлифов руд (405)
Глава Х1Х.1 О практическом значении изучения структурно-текстурных особен-
ностей руд ..............................................................412
Примеры, иллюстрирующие значение детальных минераграфических
исследований в деле обогащения руд (413). Значение закономерностей
минеральных ассоциаций и парагенетических соотношений минералов для
поисковых работ (422)
Литература...............................................................428
28*