Температуры распада твердых растворов некоторых минералов [14]

Минералы, образующие структуру распада твердого раствора (их количественные соотношения)	Температура распада, оС	По данным (автор, год)
Магнетит-ильменит (10:1)	600-700 о	Рамдор, 1926
Ильменит-гематит	500-700 о	Рамдор, 1962
Халькопирит- сфалерит	550 о	Борхерт, 1934
Халькопирит-тетраэдрит(10:1)	500 о	Эдвардс. 1946
Халькопирит-борнит	475 о	Шварц, 1931
	275 о	Филимонова, 1949
Халькопирит-кубанит	450 о	Шварц, 1927
Пирротин-пентландит (5:1)	425-450 о	Ньюхауз, 1927
Станнин-халькопирит (5:1)	500 о	Альфельд, 1934
Сфалерит-халькопирит (4:1)	350-400 о	Бюргер, 1935
Борнит-тетраэдрит	275 о	Эдвардс, 1946
Борнит-халькозин (2:1)	225 о	Шварц, 1928

2. Концентрация рудообразующих растворов, степень пересыщения, переохлаждения, участие в рудообразовании коллоидных систем. В частности, захват включений растущим кристаллом происходит, как правило, при очень большой линейной скорости роста, поэтому обилие твердых и газово-жидких первичных включений может являться косвенным свидетельством высокой степени пресыщения, концентрации рудообразующих растворов. Образование скелетных форм свидетельствует об очень слабой степени концентрации, когда разрастаются вершины и ребра кристаллов.

При повышении кислотности происходит повышение активности кислотных компонентов и понижение активности оснований. При повышении щелочности происходят противоположные процессы. Поскольку повышение активности какого-либо компонента благоприятствует переходу его из раствора в твердую фазу, а понижение – в раствор, зная относительную кислотность или основность интересующих нас компонентов и порядок их отложения в руде можно определить динамику изменения кислотности рудообразующего раствора в период формирования рудной ассоциации.

Для оценки кислотности компонентов вполне возможно использование ряда «электроположительности» выведенного Д.С. Коржинским:

К – Na – Ba – Ca – Mg – Mn – Fe – Al – Fe – Ti – B – Si

В этом ряду слева направо убывает основность и возрастает кислотность компонентов. Кроме того, для оценки кислотности-щелочности рудообразующей системы можно использовать состав рудных метасоматитов, для которых значение этого физико-химического параметра достаточно хорошо изучено Д. Коржинским, Ю. Казициным, Е. Плющевым, др. К примеру, развитие фенитов, альбититов, эйситов реализуется в условиях щелочной среды, а развитие грейзенов, березитов, вторичных кварцитов – в кислой.

3. Оценка изменения окислительно-восстановительных условий. Об изменениях Eh свидетельствует изменение окислительного состояния элемента (изменение валентности) в составе выделенных минералов.

Например, такие переходы, как:

Fe²⁺ (пирит) → Fe³⁺ (гетит)

Mn²⁺ (алабандин) → Mn³⁺ (браунит) → Mn⁴⁺ (пиролюзит),

Mo⁴⁺ (молибденит) → Mo⁶⁺ (повеллит),

S^2- (пирит) → S⁰ (самородная сера) → S⁶⁺ (ангидрит), свидетельствуют об увеличении Eh и возрастании роли кислорода в рудообразующей системе.

Об этом же может свидетельствовать смена парагенезисов сульфидных на окисные, например, последовательное замещение сульфидов меди (халькопирита, борнита, халькозина) окислами меди (купритом, теноритом).

После завершения исследования аншлифов по вышеприведенной схеме, проводится анализ стадийности минералообразования. При этом учитывается следующее:

• Стадия рудообразования – это период от начала поступления рудообразующих растворов до завершения процесса минералообразования с их участием.

• Каждой стадии рудообразования соответствует определенный парагенезис минералов, для которого характерна общность физико-химических параметров рудообразующей системы в определенный временной интервал.

• Каждая стадия рудообразования продолжается в течение значительного периода времени. Следующая стадия начинается, как правило, со значительным отрывом во времени от предыдущей, причем в межстадийный промежуток времени всегда проявляются тектонические подвижки, в ходе которых подновляются ранее залеченные системы трещин, служащие подводящими каналами для новых порций рудообразующих растворов.

• В связи с эволюцией рудообразующей системы, изменениями температуры, кислотности-щелочности, окислительно-восстановительного потенциала и других физико-химических параметров, парагенезис последующей стадии существенно отличается от парагенезиса предыдущей. Наложение их в пространстве приводит к образованию минеральных ассоциаций.

• Дробление зерен одного минерала и развитие по трещинам дробления более позднего минерала не является свидетельством принадлежности их к разным стадиям рудообразования. Это явление может быть связано и с проявлением внутрирудной (внутристадийной) тектоники.

• Кроме стадий, можно выделять более крупные периоды рудогенеза – этапы минерализации. Например, во многих эндогенных месторождениях, рудные тела которых выходят на поверхность, можно выделить гипогенный и гипергенный этапы. В гипогенный этап на определенный глубине благодаря действия эндогенных рудообразующих процессов формируются рудные тела, которые после выхода на поверхность подвергаются процессам выветривания, в связи с которыми образуются гипергенные рудные минералы.

3.5. В разделе «Заключение» приводятся краткие выводы о работе, обобщается информация о проделанных исследованиях и полученных результатах.