ГЛАВА 5. МЕТОДОЛОГИЯ И МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ

Изучение месторождений полезных ископаемых производится с целью выяснения геологических условий их образования и оценки возможности промышленного использования. Для характеристики месторождения и условий его образования необходимо выяснить: 1) геологическое окружение; 2) структуру рудного поля; 3) условия залегания рудных тел; 4) вещественный состав и структуры руд; 5) генезис месторождения.

Исследование месторождений полезных ископаемых включает ряд стадий: 1) наблюдение, 2) опыт, 3) гипотеза, 4) экономический анализ.

Наблюдения могут производиться также в процессе камеральной обработки собранного геологического материала: макроскопическое изучение штуфов, описание шлифов под микроскопом и др.

Следует также отметить экспериментальные исследования, проведенные Г. Узилио (1849 г.), Вант-Гоффом, Д‘Ансом и российскими исследователями (Н. С. Курнаковым, В. И. Николаевым, М. Г. Валяшко и др.) по выпариванию морской воды с целью выяснения порядка кристаллизации солей и решения других задач соляной геологи.

В XX веке широкое развитие получили экспериментальные работы по синтезу искусственных минералов. В США в 1955 г. были впервые получены искусственные алмазы из углеродистых соединений при температуре 4000–5000° С и давлении до 53 000 атм. Особенно крупные успехи в экспериментальной минералогии достигнуты на рубеже XX–XXI столетий в связи с внедрением лазерных и иных инновационных технологий.

Гипотеза. В процессе изучения конкретных минеральных месторождений получают фактические данные об условиях залегания, форме, строении, минеральном составе тел и пластов полезных ископаемых и взаимоотношении их с вмещающими породами. На основании этих данных выдвигается рабочая гипотеза или создается модель строения месторождения. Применение современных ГИС-технологий позволяет разрабатывать многофакторные модели строения месторождений.

Экономический анализ. Объектом геологического изучения и разведки являются не просто скопления минерального вещества, а промышленные месторождения, которые удовлетворяют требованиям промышленности и могут эффективно эксплуатироваться в современных экономических условиях. Геолого-экономическая оценка месторождений является важнейшей составной частью геологоразведочного процесса и сопровождает все последовательные этапы и стадии поисковых и геологоразведочных работ и непрерывно ведется в процессе эксплуатации месторождения.
5.3. Методы исследования полезных ископаемых

Разнообразные современные методы, применяемые в физике и физической химии с успехом используются в исследованиях минералов, горных пород и руд.

Для определения абсолютного возраста геологических образований применяются радиоактивные методы. Основой этих методов служат реакции радиоактивного распада элементов, непрерывно протекающие в земной коре:

U²³⁸ → Pb²⁰⁶ K⁴⁰ → Ar⁴⁰

U²³⁵ → Pb²⁰⁷ C¹⁴ → N¹⁴

Th²³²→ Pb²⁰⁸ Rb⁸⁷ → Sr⁸⁷
Для определения абсолютного возраста необходимо знать длительность периода полураспада радиоактивного изотопа, а также экспериментально установить в исследуемом образце содержание как материнского радиоактивного изотопа, так и дочернего продукта распада. Затем, по формуле вычисляется абсолютный возраст, выражающийся обычно в миллионах лет. Простейшая формула для определения возраста породы t по свинцовому методу: Pb²⁰⁷

t = ——————— ·7600 млн лет

U²³⁵·0,38 Th

Пригодными для свинцового метода являются радиоактивные минералы: монацит, уранинит, циркон, ортит. Свинцовый метод при котором определяются изотопы Pb²⁰⁶ и Pb²⁰⁷ является наиболее точным.

Кроме изучения изотопов радиоактивных элементов исследуются изотопы элементов нерадиоактивных. Обычно устанавливается отношение изотопов какого-либо элемента (кислорода, серы, углерода и др.) в различных геологических объектах. Методом нерадиоактивных изотопов возможно выяснить источник графита в сильно метаморфизованных месторождениях: большая величина отношения С¹²:С¹³ указывает на органическое происхождение графита, меньшая – на неорганическое его происхождение.

С помощью этого метода решается вопрос о биогенном или эндогенном происхождении серы. Например, отношение изотопов S³²:S³⁴ в сернистых соединениях.

Широко используются и другие физико-химические методы исследования минерального сырья: спектрометрический, люминисцентный, рентгеноструктурный, термический, электронная микроскопия и др.

Физико-технические исследования производятся для оценки технических, технологических и физических свойств минералов и их агрегатов, т. е. определение агрегатов состава и условий образования, а также для выяснения качества минерального сырья и свойств, необходимых при его переработке и практическом использовании.

ГЛАВА 6. КРИТЕРИИ И МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ ОБРАЗОВАНИЯ РУД
6.1. Минералогические методы

Знание температур образования минералов, горных пород и руд имеет большое значение для решения проблем минералообразования и выяснения генезиса месторождений полезных ископаемых.

Известны многочисленные методы и критерии определения температур образования минералов и руд (Е. Ингерсон, 1958).

Точка плавления. Опыты по плавлению некоторых минералов позволяют установить максимальную температуру, при которой эти минералы могут кристаллизоваться. Например, температура плавления самородного висмута 271 ^оС, сурьмяного блеска 546 °С, реальгара 314 °С. Естественно, что руды, состоящие из самородного висмута, не могут образоваться при температуре выше 271 ^о С, или руда, представленная реальгаром, не может образоваться при температуре выше 314 °С.

Температуры превращений. При нагревании некоторых минералов при определенной температуре наблюдается переход от одной кристаллографической модификации к другой. Например, существует две модификации кварца: £-кварц и ß-кварц, точка перехода для которых 575 °С. Кристаллы £-кварца образуются при температуре выше 575 °С; они имеют форму гексагональной бипирамиды. Кристаллы ß -кварца образуются при температуре ниже 575 °С, они относятся к тригональной сингонии и представляют собой комбинацию удлиненной призмы с двумя ромбоэдрами.

Халькозин имеет также две модификации — гексагональную, образующуюся при температуре более 103 °С, и ромбическую, образующуюся при температуре менее 103°С.

Пластинчатые срастания кубанита с халькопиритом образуются при температуре 450 °С; эмульсионная структура сфалерита–халькопирита – при температуре около 350 °С. Температура распада решетчатой структуры борнита-халькопирита – 270 °С. Эти температуры распада твердых растворов, установленные экспериментальным путем, не являются строго постоянными и колеблются в некоторых пределах в зависимости от состава руды.

Приведенные данные указывают предельную температуру, при которой может существовать минерал соответствующей окраски.

Ассоциации минералов в рудах. В зависимости от температуры образования характерных минералов — геологических термометров — можно разделить руды постмагматических месторождений на три группы.

1) высокотемпературные минералы (выше 300 °С): магнетит, гематит, молибденит, висмутовый блеск, пирротин, пентландит, вольфрамит, кубанит, касситерит, гранат, пироксен, амфибол, топаз.

2) среднетемпературные минералы (300—200 °С): халькопирит; сфалерит, галенит, теннантит, тетраэдрит, кварц, хлорит, серицит, барит, кальцит, доломит.

3) низкотемпературные минералы (ниже 200 °С): стибнит, реальгар, аурипигмент, киноварь, теллуриды, серебро, селениды, аргентит, прустит, стефанит, пираргирит, марказит, мельниковит, адуляр, халцедон, опал.

Однако одного минерала недостаточно для суждения о температуре образования руды. Парагенетическая ассоциация нескольких минералов является уже достаточно убедительной для решения этой задачи. С помощью минералогических методов можно лишь приблизительно определить температуру образования руд. Для более точной температурной градуировки процессов рудообразования большое значение имеет изучение газово-жидких включений в минералах.

6.2. Использование газово-жидких включений в минералах

Изучая жидкие и газовые включения в минералах с учетом геологических данных, можно определить температуру и давление, при которых происходило образование минералов, химический состав и некоторые физические свойства минералообразующих растворов, их агрегатное состояние, последовательность циркуляции растворов и вообще получить ценные данные в отношении генезиса месторождений. Однако не следует переоценивать значение метода, так как жидкости, сохранившиеся в минералах в виде включений, не представляют исходных, материнских растворов, а являются лишь остаточными, конечными растворами. Как отмечает А. Г. Бетехтин это не истинная среда минералообразования.

Определение температуры по газово-жидким включениям производится следующим образом. Выпиливается и отполировывается тонкая пластинка из минерала, содержащего жидкие включения. Пластинка, вложенная в особый прибор (термокамера), помещается на столик микроскопа или бинокулярной лупы и подвергается медленному нагреванию до момента исчезновения газовых пузырьков. Температура, при которой произойдет гомогенизация включения, т. е. исчезновение газовых пузырьков в жидких включениях, и должна отвечать температуре образования данного минерала.

По Н.П. Ермакову (1950), искусственное нагревание кристалла приводит к увеличению его объема и объема находящихся в нем пор. Однако маточная жидкость в порах увеличивается в объеме несравнимо больше, чем сами поры. Это вызывает постепенное уменьшение размеров газовых пузырьков, увеличение в них давления и конденсацию пара. Когда объем капельки жидкости и объем вмещающей ее поры станут равными, пузырек газа исчезнет, и этот момент гомогенизации включения фиксирует температуру маточного раствора, захваченного минералом (рис. 6.1.).

Температура гомогенизации газово-жидких включений принимается как минимальная температура кристаллизации минерала. Для месторождений малых и средних глубин, в которых начальное внешнее давление практически не превышает внутреннее дав­ление раствора, полученные данные близки к истинной темпера­туре кристаллизации минерала. Для месторождений больших глубин, в которых внешнее давление велико, для определения истинной температуры минералообразования приходится вводить поправку на давление и концентрацию раствора.

Температура гомогенизации, полученная экспериментально, всегда несколько ниже истинной вследствие влияния высоких концентраций легкорастворимых солей и значительных давлений, существовавших на глубине. Так, например, для высокотемпературных кварцев Памира, жидкие включения которых в момент гомогенизации содержали 25—45 % солей, температура гомогенизации, измеренная А. И. Захарченко (1955), 380—420 °С. Затем он ввел поправку по кривым Е. Ингерсона и установ что температура формирования высокотемпературных кварцев 400—550 °С.

Рис. 6.1. Жидкие включения в минералах. По Н. П. Ермакову

а – содержащие газовые пузырьки, наблюдаемые до нагревания минерала, б – лишенные газовых пузырьков, которые исчезли при нагревании в момент достижения температур образования минерала
Описанный выше метод позволяет определять температур кристаллизации гидротермальных минералов, но не верхний температурный предел образования руды.

Установлено (М. Г. Валяшко, М. П. Ривег и др.), что в процессе кристаллизации легкорастворимых солей из рапы происходит захват пузырьков газа и рапы из первичных растворов, которые сохраняются в выпавших кристаллах. Образуются кристаллы с характерными структурами «елочки» или «шевронная» (рис. 6. 2.), связанные с активным ростом от оси L₃, и отражающие суточные колебания температуры в самосадочном бассейне.

Изучение температуры образования соляных минералов, в частности галита, сильвина и состава исходных растворов (рапы) осуществляется также методом гомогенизации. Эта методика была разработана О. И. Петриченко (Институт геохимии горючих ископаемых НАН Украины). Она широко применяется также в Саратовском государственном университете (Г. А. Московский).

Для определения температуры образования минералов может применяться метод разрывов (растрескивания), разработанный Х. С. Скоттом (1948 г.). Сущность этого метода заключается в регистрации на слух момента разрыва включений в минералах при их нагревании в термокамере. Этот метод менее точный в сравнении с методом гомогенизации, но позволяет производить изучение очень мелких инклюзивов как в прозрачных, так и непрозрачных минералах.

Рис. 6.2. Кристалл галита с газово-жидкими включениями. Старобинское месторождение калийных солей. Шлиф 1935х25, без анализатора.

Земная кора по подсчетам Ф. Кларка состоит на 95 % из изверженных пород и только на 5% из осадочных, причем около 4 % приходится на долю глинистых сланцев. А. Е. Ферсман в 1939 г. уточнил подсчеты Ф. Кларка и назвал полученные средние содержания отдельных элементов в земной коре числами «кларка» или просто «кларками». А. П. Виноградов в 1962 г. вновь уточнил эти цифры (табл. 7.1.). Анализ данных химического состава земной коры свидетельствует, что на 14 элементов приходится по А. Е. Ферсману 99,51 %, а на остальные – только 0,49 %; по подсчетам А. П. Виноградова только на 10 элементов приходится 99,58 % от всего состава земной коры.

Способность к концентрации и рассеиванию у разных элементов различается. Высокие средние содержания элемента в земной коре не всегда связаны с наличием месторождения. Например, среднее содержание Zr, V, Ni в земной коре относительно повышенное и соответственно составляет 0,025, 0,02 и 0,02 %. Однако эти элементы являются редкими вследствие их свойства переходить в рассеянное состояние. Наоборот, Cu, Pb и Sb имеют низкие средние содержания в земной коре (0,01, 0,0016 и 0,00005 % соответственно), но они являются достаточно обычными, поскольку для них концентрация более характерна, чем состояние рассеивания. Поэтому они нередко образуют месторождения.

7.2. Металлогенные и петрогенные элементы

Химические элементы в расплавах и растворах находятся в виде молекул или комплексных ионов (катионов и анионов). Поведение разных элементов в жидких средах обусловлено строением ионов, определенным положением элементов в периодической системе Менделеева и размерами ионов. Х. С. Вашингтон все химические элементы разделил на две группы: металлогенные и петрогенные. Металлогенные элементы имеют высокую атомную массу, располагаются в нижних рядах таблицы Менделеева. Они образуют ионы с 18-электронной внешней оболочкой и накапливаются преимущественно при эндогенных процессах и формируют, как правило, руды металлических полезных ископаемых. Петрогенные элементы образуют ионы с 8-электронной внешней оболочкой и конфигурацией типа благородных газов, имеют малые относительные массы и обладают отчетливо выраженной способностью накапливаться в экзогенных процессах. Петрогенные элементы образуют следующие соединения: силикаты, алюмосиликаты, оксиды, карбонаты и соли. Эти элементы не встречаются в самородном виде, за исключением углерода (алмаз, графит). Они составляют основную массу горных пород, слагающих земную кору, и неметаллических полезных ископаемых.

Перемещение химических элементов в пределах земной коры, гидросферы и атмосферы может происходить главным образом в виде растворов, расплавов и газов. Законы движения вещества в составе поверхностных, глубинных и ювенильных вод имеют важное значение. Рассмотрим некоторые особенности поведения истинных растворов.

Y·X

A·B

Отрицательный логарифм концентрации водородных ионов обозначается через рН и служит показателем меры концентрации водородных ионов в растворе: pH = О отвечает раствору сильной кислоты, pH = 4 – раствору щелочей, рН = 7 – нейтральной среде. Для речных вод характерна величина pH = 5–6,5, вод океана – 8,1–8,3. Так, например, Mn(OH)₄ осаждаются лишь при pH = 8,5–8, в то время как Zn(OH)₂, Cu(OH)₂, Pb(OH)₂, Ni(OH)₂ выпадают в интервале pH = 5,2–6,5. С этим обстоятельством связано накопление марганца в виде конкреций на дне океана вдали от области его выноса и сравнительно большие скопления халькофильных элементов в осадках, отличавшихся обилием органического вещества в прибрежных частях океана. Таким образом, величина рН природных вод является мощным фактором, регулирующим миграцию и осаждение многих соединений в земной коре. С другой стороны, сама величина рН также в значительной степени регулируется концентрацией в водах CO₂ и H₂S – продуктов жизнедеятельности организмов.

F = C – P + 2.

Kинф. = ———.

Vp

Температура и давление. Это один из важнейших факторов миграции вещества. Увеличение давления и температуры с глубиной служит причиной перекристаллизации вещества пород и возникновения фаций метаморфизма. На значительных глубинах Земли, отвечающих фазовому переходу мантия – ядро, под влиянием высокого давления, достигающего 2000 кбар, происходит удаление кислорода; остающиеся металлы – железо и никель – объясняют исключительную вязкость материала верхней части ядра.

Понижение температуры вызывает охлаждение расплавов, сопровождающееся кристаллизацией магматических тел, а также их дифференциацией.

Миграция химических элементов осуществляется в основном в жидкой и газовой фазах. Миграция элементов в широких масштабах происходит: 1) в магматических расплавах; 2) постмагматических газовых и жидких растворах; 3) растворах метаморфогенного происхождения; 4) при экзогенных процессах в результате действия поверхностных и подземных вод.

Разнообразные процессы миграции элементов приводят к рассеянию химических элементов в земной коре и в более редких случаях – к их концентрации в виде месторождений полезных ископаемых. Состояние рассеивания является более обычным для химических элементов, чем состояние концентрации. Месторождения полезных ископаемых представляют собой местную концентрацию тех или иных элементов на отдельных участках земной коры. Важнейшей задачей геологов является выяснение геологических и физико-химических условий при которых в земной коре образовались те или иные концентрации химических элементов, т. е. минеральные месторождения. В результате проявления процессов концентрации в магматических расплавах могут образоваться промышленные скопления хромита, магнетита, ильменита, платиноидов и др. В скарновых и гидротермальных месторождениях концентрация оксидов и сульфидов тяжелых металлов. В экзогенных, поверхностных условиях металлогенные элементы подвергаются в основном рассеиванию, а петрогенные – концентрированию.
7.5. Пути проникновения минеральных веществ

Путями проникновения минеральных веществ являются трещины, полости, поры, поверхности напластования. Они подразделяются на первичные и вторичные проводящие каналы.

В эффузивных породах встречаются пузыри и полости, образовавшиеся во время выделения газов из застывающей лавы. В результате последующего заполнения таких пузырей и пор в эффузивных породах иногда образуются промышленные скопления руд. Например, месторождение самородной меди озера Верхнего (США).

Весьма благоприятными для проникновения рудоносных флюидов являются поверхности напластования. Таким путем нередко образуются крупные стратиформные месторождения сурьмы, ртути, меди и других металлических полезных ископаемых.

Вторичные проводящие каналы. Они возникают разными путями. Это могут быть полости, образовавшиеся в породах в результате их растворения либо выщелачивания. Такие полости возникают чаще всего в известняках, доломитах и других карбонатных породах. В подобные каверны и пустоты проникают минерализованные растворы и из них отлагаются минеральные вещества.

Общеизвестны трещины, образующиеся в осадочных горных породах, особенно в глинах при их высыхании. Такие трещины нередко выполняются коллоидными минеральными массами. В процессе остывания магматических пород происходит некоторое сокращение их объема, в результате чего возникают трещины растяжения, служащие путями циркуляции минеральных веществ и местами отложения руд.

Трещины могут образоваться и при химических преобразованиях. Например, ангидрит переходя в гипс увеличивается в объеме до 60 %. Ультраосновные породы (перидотиты, перексиниты, дуниты) при переходе в серпентиниты увеличиваются в объеме на 15 %. Это вызывает внутреннее напряжение в породах и образование в них трещин. К вторичным проводящим каналам относятся также трещины дислокационные, трещины растяжения и скола.

7.6. Способы образования минералов, слагающих месторождения полезных ископаемых

Образование любого минерала – это процесс перехода вещества из мобильного состояние в стабильное, твердое при определенных физико-химических условиях. Различают следующие основные способы образования минеральных веществ, слагающих полезные ископаемые.

2 H₂S+ SO₂ = 3S+H₂O.

При реакции хлорида железа Fe₂Cl₆ с водой в газообразном состоянии образуется гематит Fe₂O₃ по реакции:

Fe₂Cl₆+ 3H₂O = Fe₂O₃+6HCl.

Газы также взаимодействуют с жидкостями, образуя минералы как при высоких, так и нормальных температурах. Примером может служить осаждение сероводородом медных сульфидов из сульфата меди в рудничных водах.

Реакции жидкости с жидкостями и с твердыми минеральными образованиями. Растворы различного происхождения (гипогенные и поверхностные) содержат в растворенном виде всевозможные химические элементы. Когда такие растворы встречаются друг с другом и смешиваются, между ними происходят реакции. Эти реакции следуют закону Нернста, согласно которому растворимость одной соли уменьшается в присутствии другой соли, содержащий общий с ней ион. Таким путем образовались многие супергенные минералы зоны окисления сульфидных месторождений.

Распад твердых растворов. Этот процесс ведет к образованию многих рудных минералов, обладающих свойством давать друг с другом твердые растворы. Так, золото обладает способностью образовывать твердые растворы с ртутью – амальгамы. Нередко образуют твердые растворы магнетит и ильменит, гематит и ильменит, кубанит и халькопирит и т. д.

Каталитическое воздействие на раствор. Некоторые породы сами не участвуют в реакциях, но их вызывают. Так, значительное количество никелевых месторождений кор выветривания образуется вследствие каталитического воздействия известняков на поверхностные воды, содержащие в растворе соединения никеля (Уфалейское месторождение на Урале и др.).

Адсорбция. Значительную роль в минералообразовании играет способность твердых веществ к адсорбции. Адсорбция – это свойство некоторых веществ поглощать другие твердые вещества из жидкостей и растворов. Например, каолин поглощает медь из раствора, а гель кремнекислоты – оксиды железа и урана.

Осаждение бактериями. Многие группы бактерий обладают способностью осаждать из растворов минеральные вещества. Так, с участием бактерий может происходить осаждение из растворов железа, марганца, меди, урана и других химических элементов.

Отложение из коллоидных растворов. Многие минералы и металлы слабо растворимы в воде. Они практически не образуют истинные растворы и легко – коллоидные. Например, кремнекислота, глинозем, железо, марганец, никель и др.

Процессы метаморфизма. Для процессов метаморфизма характерен переход гидрооксидов в соединения более устойчивые при высоких температурах и давлении.

7.7. Стадии рудообразования

Процесс рудообразования расчленяется на этапы и стадии (А. Г. Бетехтин, С. В. Смирнов и др.).

По количеству стадий рудообразования выделяются месторождения простые – одностадийные и сложные – многостадийные. Критериями выделения стадий рудообразования являются: 1) пересечение ранних минеральных образований жилами и прожилками иного состава последующих стадий; 2) брекчирование минеральных агрегатов ранней стадии и цементация их минеральной массой новой стадии.