Геология полезных ископаемых - Смирнов В.И.
Скачать (прямая ссылка):
эвтектики, іприродной ассоциации, распределению элементов между сосуществующими !минералами, изменения физических свойств, изменения габитуса .кристаллов, а также на основе данных гидротермального синтеза.
Температура плавления минералов определяет верхний предел их образования. Она существенно меняется в зависимости от среды ми-нералообразования, особеннно в !присутствии летучих. Кроме того,іпри повышении температуры до плавления отдельные минералы могут распадаться на смесь других минералов, каждый из которых способен плавиться самостоятельно. Для гидротермальных месторождений имеет значение температура плавления самородного «висмута 264—271°С, фиксирующая верхний предел температуры образования месторождений, в рудах которых содержится самородный висмут.
Температура диссоциации минералов используется для тех же целей. Дегидратация гидроксилсодержащих силикатов происходит при температуре 4000C и имеет ограниченное значение для регистрации температуры гидротермального минералообразования. Декарбонатиза-ция протекает при менее высоких температурах и также может быть использована для этих целей. Так, сидерит разлагается в интервале 200—490°С, доломит от 500 до 800°С, кальцит от 880 до 920°С. Де-сульфидизация некоторых сернистых металлов осуществляется при еще более низких температурах: аурипигмент распадается при температуре 190—22O0C, кубанит—при 235°С, киноварь —при 338—358°С, марказит — при 440—475°С, пирит—при 6000C диссоциируется на пирротин и пары серы. Следует иметь в виду, что температура диссоциации с глубиной по мере увеличения давления заметно возрастает, и роль ее в определении температурного режима гидротермального рудообразования падает.
Переход полиморфных минералов важен для фиксации температуры гидротермального процесса. Переход ір-кварца в а-кварц происходит при 573°С, маггемита в гематит — при 500°С, тетрагонального халькопирита в кубический—при 500°С, кубического аргентита в> ромбический аканит — при 179°С, ромбического халькозина в гексагональный— при 105°С. Наличие примесей в минералах может существенно изменить температуру точек их перехода.
Распад твердых растворов устанавливает предельную температуру существования гомогенной минеральной фазы до распада ее на составляющие минералы. Наиболее показательны температуры структур распада минералов системы Cu—Fe—S—О. Так, распад с образованием пары халькозин — ковеллин происходит при температуре 75°С, халькопирит — пирротин — при 2500C борнит — халькопирит — при 30O0C, халькопирит — кубанит — при 45O0C
Перекристаллизация минералов иногда может быть использована для определения температуры их образования. Например, самородное серебро перекристаллизовывается при 200°С, самородная медь — при 4500C
Температура эвтектики может быть полезна для геологической термометрии, когда можно доказать, что взаимное прорастание минералов является эвтектической структурой. Примером могут служить эвтектические срастания !халькозин — галенит---аргентит при 400°С, прустит— пираргирит при 465°С, магнетит — ульвошпинель при 5000C
Ассоциации минералов могут иногда служить указателем температуры их образования. Экспериментальным и расчетным путем установлены возможные ассоциации минералов в условиях разных температур и давлений для различных систем. Примером таких минеральных равновесий, наиболее отвечающих значениям температуры и давления образования гидротермальных месторождений, могут служить минеральные ассоциации, возникающие в системе Al2O3—SiO2—НгО
Те м п ература, "С
Рис. 108. Линии моновариантного равновесия в системе AbO3—SiO2-H2O. По
Р. Рою и Е. Осборну.
Фазы: W — вода. Q — кварц, С — корунд, E — энделлнт, Ka — каолинит, X — Х-фаза; минералы: M — алюмннистый монтмориллонит; P — пирофиллит; В — бемнт; D — диаспор; Mu — муллит; S —
силлиманит, А — андалузит, К — кианит
(рис. 108). На рис. 108 нанесены семь кривых моновариантного равновесия, разделяющих восемь полей дивариантного равновесия. В дива-риантных областях могут совместно существовать три фазы, так как в системе имеются три компонента. Различные минеральные комбинации, которые .могут существовать в каждой области, устанавливаются три помощи треугольных диаграмм, в вершинах которых находятся вода, кварц и корунд. Переходя от одного дивариантного температурного поля в последующие, можно видеть, как меняются естественные ассоциации минералов с изменением температуры. Так, каолин исчезает при температуре свыше 400°С, монтмориллонит при 430°С, пирофиллит и диаспор, наоборот, появляются после 300°С, причем последний вновь исчезает после 43O0C, силлиманит, андалузит и кианит возникают лишь после 430°С. Г. Фисс показал, что отношение тетраэдрита и теннантита к энаргиту и фаматениту может быть использовано для оценки температуры рудообразования. П. Бартон и Б. Скиннер описали инвариантные точки пар минералов различных металлов, представляющие интерес для температурной градуировки рудных месторождений.
Распределение элементов между сосуществующими минералами широко используется для оценки температуры их образования. Т. Барт предложил оценивать температуру !возникновения сосуществующих щелочных полевых шпатов и плагиоклазов то распределению альбитовой молекулы. Л. Перчук оценивает температуру сосуществующих силикатов по распределению в них железа и магния. Для этих же целей используется распределение скандия в биотите (К. Офтедаль), железа в сфалерите (Г. Кулеруд), железа в пирротине (П. Арнольд).
