ВВЕДЕНИЕ. Основная масса месторождений цветных и редких металлов была открыта в прошлые века и в первой половинеXX столетия по валунам

Основная масса месторождений цветных и редких металлов была открыта в прошлые века и в первой половине XX столетия по валунам, свалам, обломкам, минералам зоны окисления и коры выветривания, минералам шлихов. Обломочно-речной, валунно-ледниковый и шлиховой методы наряду с геологической съемкой и исследованием выходов коренных пород всегда являлись ведущими поисковыми методами, на что неоднократно указывал В.М. Крейтер. Однако за последние десятилетия положение резко изменилось вследствие трех основных обстоятельств:

1. Фонд легко открываемых и выходящих на поверхность месторождений с каждым годом убывает по мере проведения более детальных геологических съемок и поисков.

2. Значительную роль в балансе мировых ресурсов стали играть новые промышленные типы месторождений (магматические, метасоматические, штокверковые, стратиформные, осадочно-эффузивные и др.) с микроскопическим, часто невидимым на глаз оруденением.

3. Существенное развитие приобрели геофизические и особенно геохимические методы поисков, которые стали составной частью поискового процесса. Простота взятия геохимических проб, быстрота проведения полуколичественных спектральных анализов и относительная дешевизна этих съемок вызвалиихбыстрое и широкое внедрение.

Все эти причины привели к тому, что к прямым минералогическим методам поисков в последние годы внимание стало ослабевать, объемы минералогических анализов резко сократились, в некоторых регионах вообще перестали применять такие методы поисков, как например, валунно-ледниковые и даже шлиховые. В то же время широко поставленные геохимические съемки приводят к открытию ежегодно сотен геохимических аномалий,нарасшифровку и разбуривание которых уходят годы и отпускаются большие ассигнования, при этом эффективность открытия по этим аномалиям рудных месторождений часто низкая. Во многих случаях аномалии бывают ложными, при разбуриванни нередко выявляются мелкие, не представляющие практического интереса рудопроявления или месторождения неперспективных генетических типов.

Основоположники современной геохимии В.И. Вернадский и А.Е. Ферсман никогда не отрывали геохимию от минералогии, а теоретически обосновавший геохимические методы поисков А.Е. Ферсман всегда говорил о неразрывности геохимических и минералогических методов поисков, а также о минералого-геохимических исследованиях. В настоящее же время геохимические исследования большей частью проводятся самостоятельно, не в связи с минералогическими, хотя в основе появления зональности эндогенных геохимических ореолов вокруг месторождений лежат изменения минерального состава руд, пород и химического состава самих минералов.

Естественно, что анализировать породы спектральным методом значительно проще, чем выделять из них минералы и их изучать, но информация, которую сегодня можно получать из минералов для поисковых целей, во много раз более многогранна и достоверна. Минералогическими методами можно получать данные, которые недоступны аналитическим методам. Так, весьма информативным и важным для поисковых целей является положение Fе³⁺ в структуре породообразующих минералов, даже в тех случаях, когда содержание его составляет сотые доли процента. На железо в спектральных анализах вообще не обращают внимания, поскольку оно широко распространено, определить этим методом нельзя ни его валентное состояние, ни входит ли Fе³⁺ в октаэдрическую или тетраэдрическую позицию породообразующих силикатов. Между тем появление Fе³⁺ в различных позициях структуры минерала резко сказывается на свойствах последнего, что позволяет их использовать для поисков. Оценка структурной упорядоченности Аl—Si-тетраэдров в силикатах также недоступна методам элементного анализа.

Из приведенных примеров наглядно видно, что геохимические методы в традиционном их понимании, т.е. металлометрическая съемка и ее модификации, отнюдь не являются решением всех поисковых вопросов и должны быть дополнены современными минералогическими методами. Поэтому последние, при условии их относительной простоты, экспрессности и дешевизны, могут стать важнейшим фактором повышения эффективности геологоразведочных работ. Дело не в противопоставлении геохимических и минералогических методов, а в разумном, рациональном их комплексировании, точнее, в создании рационального комплекса различных методов поисков.

Поисковой минералогией называется комплекс исследований, направленный на извлечение из минералов и минеральных ассоциаций информации, необходимой для разработки критериев поисков и оценки месторождений полезных ископаемых и разработки минералогических методов поисков.

Теоретической основой поисковой минералогии являются учения о типоморфизме минералов, минералах-индикаторах оруденения, парагенетических ассоциациях, зональности рудных месторождений, околорудных и надрудных изменениях вмещающих пород и поведении рудных и сопутствующих им минералов в зоне гипергенеза.

Поисковая минералогия развивается на стыке минералогии и науки о месторождениях полезных ископаемых и является составной частью поисково-разведочного процесса.

На важность минералогических исследований при проведении поисковых работ неоднократно обращал внимание А.Е. Ферсман (1940г.), который писал в своей работе «Геохимические и минералогические методы поисков полезных ископаемых», что изучение типоморфных свойств минералов «дает руководящие идеи для понимания генезиса данного месторождения. Между тем поисково-разведочная деятельность последних лет игнорировала этот важнейших и необходимый метод изучения, и полевые наблюдения общего геологического характера обычно дополнялись лишь микроскопическим анализом пород и в редких случаях и минералов. Новая школа поисковых работ должна отрешиться от этих старых привычек и поставить изучение самого минерала как важную самостоятельную задачу. Геохимик и минералог строят свои выводы исключительно на точных фактах, на анализе всего комплекса минералов, их пространственных и хронологических соотношении, их химического состава и типоморфных свойств» (М.-Л. изд-во АН СССР, 1940, с. 73). «При этом приобретает огромное значение учет ряда мельчайших примесей, деталей строения и формы и особенно весь тот комплекс морфологических особенностей, которые в последнее время господства теории над точным фактом недостаточно наблюдались, неполно описывались или даже совершенно не учитывались» (там же, с. 74). Эти слова, написанные более 60 лет тому назад, столь же актуальны и сегодня.

Поисковая минералогия охватывает комплекс вопросов, возникающих на различных стадиях геологоразведочных работ, которые можно решать современными минералогическими методами. Это направление в минералогии стало вновь возрождаться только в последние десятилетия, главным образом благодаря появлению новых методов и развитию учения о типоморфизме минералов. Первые полученные результаты весьма обнадеживающи, но требуют проверки. В ряде случаев они противоречивы, и выявленные закономерности действительны только для определения типов месторождений и регионов. Однако в целом несомненно, что детальное изучение самих минералов с целью получения из них информации, важной для поисков и оценки месторождений, является главнейшим путем повышения эффективности этих работ.

К числу основных задач, решаемых минералогическими методами на разных стадиях геологоразведочных работ, относятся:

1) решение общегеологических вопросов при проведении геологической съемки и выделении перспективных площадей для постановки более детальных поисковых работ;

2) применение минералогических критериев и методов при проведении крупномасштабных поисков;

3) оценка и разбраковка рудопроявлений;

4) решение вопросов, непосредственно связанных с минералогическими методами поисков.

 

1. Решение минералогическими методами общегеологических вопросов при проведении геологической съемки

 

При проведении геологической съемки масштаба 1:50000 минералогические исследования могут оказать существенную помощь при расшифровке строения района и понимании истории его развития. Наиболее часто этими методами приходится решать перечисленные ниже вопросы.

 

1.1.1. Изучение немых стратиграфических толщ.

 

При отсутствии остатков фауны или флоры и маркирующих горизонтов, резко выделяющихся по своему составу или другим свойствам, расчленение немых, монотонных на первый взгляд пород, является весьма сложной задачей, решение которой, тем не менее, необходимо для понимания строения и структуры района. Использование для этой цели минералогических данных может сильно облегчить эту работу. При этом крайне важно подметить те, пусть даже мельчайшие минералогические отличия пород, которые наблюдаются в нескольких опорных разрезах.

В простейшем случае расчленение пород и их корреляция могут быть произведены по некоторым типоморфных минералам, их специфическим особенностям (форме зерен, степени окатанности, окраске, элементам-примесям и т.д.) и их количеству, а также по гранулометрическому составу породы. Еще в 1940г. А.Е. Ферсман проводил аналогию между типоморфными минералами и руководящими формами ископаемых организмов. Он писал, что типоморфные минералы можно сопоставить с ископаемыми организмами: «Они, подобно последним, определяют условия и время, т.е. геофазу геохимического процесса, и их изучение столь же важно для понимания процессов, например, охлаждения гранитного расплава, как палеонтологическое исследование руководящих форм для анализа какой-либо осадочной свиты» (Ферсман, «Геохимические и минералогические методы поисков полезных ископаемых», М.-Л., изд-во АН СССР, 1940, с. 73). Из подобной аналогии напрашивается прямой вывод об использовании типоморфных минералов и их особенностей для расчленения пород, выделения отдельных свит, их прослеживания и корреляции различных разрезов. Необходимо только, чтобы эти минералогические исследования были теснейшим образом увязаны с общегеологическими и литологическими данными, с описанием слоистости, ритмичности и всего комплекса наблюдений,без которого немыслимо изучение осадочных пород.

Естественно, что для разных типов осадочных пород расчленение и корреляцию необходимо проводить по разным минералам, и подход к карбонатным, глинистым, терригенным и осадочно-эффузивным породам должен быть разным. Для карбонатных кальцитовых пород наиболее рационально изучать состав элементов-примесей в кальцитах, степень доломитизации известняков, состав минералов нерастворимого осадка, в частности появление в нем пирита и пирофиллита, для глинистых пород - состав самих глинистых и гидрослюдистых минералов, для терригенных и терригенно-эффузивных пород - состав акцессорных минералов и состав минералов цемента, при этом особое внимание должно быть уделено циркону, монациту, сфену и гранату, по которым лучше всего проводить корреляцию разрезов. Заслуживают также детального изучения глинистые и гидрослюдистые образования, хлориты, глауконит, цеолиты, органическое вещество. В некоторых случаях целесообразно составлять в изолиниях карты распределения типоморфных акцессорных минералов.

В то же время при изучении минералов осадочных пород, расчленении их на свиты и горизонты необходимо понимать, что процессы осадочного минералообразовання протекают стадийно, и минерал сразу же после своего отложения подвергается процессам дальнейшего изменения, так что за седиментогенезом следуют процессы диагенеза, эпигенеза и, весьма часто, метаморфизма. Интенсивность последних зависит от тех термодинамических условий, в которые попадает осадочная порода после своего образования. В ходе всех этих процессов минералы часто теряют кристаллизационную воду, меняется степень упорядоченности их структуры и, наконец, в новых термодинамических условиях они становятся неустойчивыми и превращаются в другие минеральные виды. Примером таких превращений может служить ряды: мельниковит ® марказит ® пирит и опал ® кристобалит ® кварц (мелкозернистый) и др.

Для корреляции немых осадочных толщ в некоторых случаях весьма перспективно применение люминесцентных методов изучения пород, например, эффективен этот метод при изучении карбонатных известковых толщ, содержащих прослои доломитов или доломитизированных известняков. Облучая ультрафиолетовой лампой - люминоскопом - керны скважин, можно по характеру люминесценции расчленить немые осадочные толщи и провести корреляцию отдельных разрезов.

Подобные исследования были проведены 3.А. Степиной (1965г.) при изучении карбонатных толщ карбона Южного Тимана и дали хорошие результаты. Все доломиты этой толщи хорошо люминесцировали, при этом спектрофотометрическими исследованиями была установлена органическая природа люминесценции, вызванная присутствием в доломите молекулярных структурных примесей ароматических углеводородов. В зависимости от состава последних в одних частях разреза доломиты светились желтым, а в других серовато-голубоватым цветом. Макроскопически монотонную немую толщу удалось в ультрафиолетовом свете расчленить по типу люминесценции на ряд частей.

Корреляция пород может быть осуществлена и другими методами, в частности путем определения и последующего сопоставления их диэлектрической проницаемости, а также других петрофизических свойств.

Выделение в статиграфическом разрезе горизонтов, содержащих полезные ископаемые осадочного происхождения, а также горизонтов, наиболее благоприятных для стратиформных месторождений и рудных тел, возникающих в следствие замещения пород определеного литологического состава.

Например, некоторые гидротермальные флюоритовые месторождения с бериллиевой минерализацией четко приурочены к определенным пачкам известняков, которые наиболее легко подвергаются замещению, в то время как прослои доломитов остаются неизмененными, и т.д. Интересны попытки В.А. Алексеенко, В.И. Седлецкого, А.Д. Хованского и С.В. Клевцова (1978г.) применить термобарогеохимические исследования для корреляции стратиформных образований.

 

1.1.2. Установление коренных источников сносапоналичию и особенностям типоморфных минералов из терригенных осадочных пород.

 

В тех случаях, когда в область накопления обломочного материала происходит снос минералов из различных участков, часто возникает задача определения источников сноса, особенно если в терригенных породах зафиксированы зерна полезных минералов. В этом случае по акцессорным минералам рыхлых и сцементированных осадочных пород можно судить о существовании коренных месторождений, которые были размыты в той или иной степени. Задача определения источников сноса минералов может в отдельных районах решаться путем прослеживания конусов рассеяния валунов и свалов, но чаще по ассоциациям акцессорных минералов и их типоморфным признакам. Особенно удобно для этой цели использовать морфологические особенности и окраску акцессорных минералов, в первую очередь циркона. Последний является наиболее подходящим минералом для этой цели, и по нему можно решать ряд геологических вопросов (вплоть до выяснения, происходит ли снос материала с гранитов платформенного или геосинклинального типа).

За последние годы развился особый «цирконовый метод» корреляции осадочных, изверженных и метаморфических пород. Сопоставляя по морфологии кристаллов цирконы из осадочных и интрузивных пород, можно устанавливать источники сноса терригенного материала, при этом наиболее яркой отличительной чертой цирконов является их габитус, в частности, удлинение кристаллов, которое может быть оценено количественно. Однако достоверные данные могут быть получены только на основе статистического анализа морфологических параметров (А.В. Красильникова, Н.И. Терехова, 1977г.).

При решении вопроса об источниках сноса для метаморфических пород необходимо принимать во внимание, что цирконы в них могут быть реликтовыми, сингенетическими или эпигенетическими. Кроме того, кристалломорфология циркона может изменяться в ходе развития геологических процессов, и внешняя форма кристаллов иногда отражает только последние этапы эволюции, тогда как о ранее существовавших кристаллах можно судить по характеру зональности, составу и закономерностям распределения в них включений (В.В. Иванченко, 1978г.).

При выяснении источника сноса алмазов большое значение приобретает детальное изучение типичных спутников алмаза - гранатов ряда пироп-альмандин, ильменита и пироксенов. Существенная информация может быть получена для пиропов и пироксенов по результатам исследований их оптических спектров поглощения (С.С. Мацюк, А.Н. Платонов. А.Д. Харькив, 1978г.), а для ильменита - из изучения его электрофизических и магнитных свойств.

 

1.1.3. Установление отличий океанических осадочных образований от континентальных.

 

Как показано в ряде работ [1, 2], характерной особенностью глинистых пелагических океанических осадков является появлениев нихсвоеобразного железистого монтмориллонита, содержащего до 6…7% окисного железа, образующего специфические тонкоигольчатые и лентовидные формы, не характерные для обычного монтмориллонита континентальных образований. Подобный железистый монтмориллонит возникает при подводном разложении (гальмиролизе) океанических толеитовых базальтов. Помимо ферримонтмориллонита для океанических осадков типично образование цеолитов - филлипсита и клиноптилолита, содержание которых в отдельных разностях «цеолитовых глин» достигает 50…70%, а также глобулярных выделений кристобалита, что связано с развитием определенного типа подводного вулканизма. Первичным цеолитом в этих породах является филлипсит, который в процессе океанического эпигенеза переходит в клиноптилолит.

В пределах зон активной тектонической деятельности на дне океана возникает весьма характерная сепиолит - палыгорскитовая ассоциация глинистых минералов, возникновение которой связано с поступлением по разломам глубинных магнезиальных растворов (О.С. Ломова, 1979г.).

 

1.2.1. Расчленение метаморфических пород по степени метаморфизма. Выделение метаморфических фаций и субфаций.

 

Осадочные породы после процессов эпигенеза, как и многие магматические породы, нередко подвергаются региональному метаморфизму, характер и интенсивность которого зависят в первую очередь от величины теплового потока в том или ином участке земной коры и от давления, определяемого литостатической нагрузкой и тектоническими напряжениями. После работ У. Грубенмана, П. Эскола, К. Тилли, А. Харкера, Д.С. Коржинского, Ф. Тернера, Дж. Ферхугена, А. Миасиро, Г. Винклера Н.Л. Добрецова и В.С. Соболева сложилось учение о метаморфических фациях или фациях метаморфизма, основанное главным образом на анализе парагенных минералов, на существовании критических минеральных ассоциаций, определяющих границы перехода одних фаций в другие (т.е. на термодинамических полях устойчивости минеральных ассоциаций) и на наличии ряда характерных для каждой фации метаморфизма минералов (индекс-минералов),

Определение фаций метаморфизма крайне важно как для расчленения метаморфических толщ при проведении геологического картирования, так и для определения перспективных площадей при поисках, поскольку размещение многих типов месторождений полезных ископаемых контролируется в первую очередь развитием пород определенной фации метаморфизма. Появление в самих породах или шлихах индекс-минералов является определенным поисковым признаком, они играют роль косвенных минералов-индикаторов, указывающих на возможность появления тех или иных типов месторождений полезных ископаемых определенных генетических типов. Так, например, широкое развитие кианита в метаморфических толщах свидетельствует о проявлении альмандин-амфиболитовой фации, благоприятной для нахождения мусковитовых пегматитов, появление среди этих пород андалузита и кордиерита - о благоприятных условиях для нахождения редкометальных пегматитов, широкое развитие лавсонита и глаукофана является показателем возможности нахождения месторождений жадеита и т.д. Проводя по характерным индекс-минералам (андалузит, силлиманит, кианит, кордиерит, ставролит, корунд, шпинель, сперрит, лавсонит, глаукофан, волластоинт, гроссуляр, мелилит, монтпчеллят, периклаз, брусит, форстерит, тремолит, антофиллит и др.) и их ассоциациям изограды, можно оконтурить участки, перспективные для постановки поисковых работ на определенное полезное ископаемое. Необходимо также учесть, что в последнее время в значительной степени уточнились представления о фациях регионального метаморфизма. В зависимости от термодинамических условий (величины литостатической нагрузки, значения теплового потока и т.п.), характеризующихся разными значениями на континентах, островных дугах и на дне океана, выделяются различные типы регионального эпигенеза, которые в дальнейшем смыкаются с региональным метаморфизмом фаций, в пределах которых наблюдаются все переходы от слабо измененных осадочных пород к эпигентически измененным и далее к нацело метаморфизованным образованиям. По данным А.Г. Коссовской, А. Миясиро и Г. Винклера могут быть составлены ряды минеральных фациальных серий для различных участков земной коры, отличающихся по величине теплового потока и глубинности табл. 1.

Таким образом, в минеральных парагенезисах измененных пород, химическом составе минералов и их структурных характеристиках заложена большая информация о первичном составе осадочных пород, а также о термодинамических и геотектонических условиях их превращений. Детально изучая минералы этих пород, можно восстановить всю историю развития процессов метаморфизма и решать ряд важных общегеологических вопросов.

Индикаторное значение для расшифровки геологического строения верхней части земной коры приобрели в последние годы такие, казалось бы, не представляющие интереса минералы, как цеолиты. А.Г. Коссовская и В.Д. Шутов [2] составили схему регионального цеолитообразования на континентах и в океанах (рис.1). На континентах с глубиной наблюдается следующая смена зон цеолитообразования: неизмененного стекла ® клиноптилолит-гейландитовая ® анальцим-гейландитовая ® ломонтит-альбитовая. В областях с корой переходного типа, где широко развиты вулканизм и связанные с ним гидротермальные процессы, по эффузивным и глинистым породам развивается пестрый набор цеолитов, в частности, появляются томсонит, морденит, сколецит, гейландит, шабазит, десмин, анальцим и др.

Как уже указывалось, по толеитовым базальтам океанического дна развивается филлипсит, переходящий в клиноптилолит.

При анализе фациальных серий эпигенеза - метаморфизма особая роль принадлежит структурному типоморфизму минералов, поскольку структурные их характеристики наиболее четко реагируют на изменение внешнего давления. Это особенно касается слюд, хлоритов, корренситов, амфиболов, кварца и органического вещества. Обработав 400 анализов диоктаэдрических слюд (группа мусковита) из разных метаморфических пород, ряд итальянских исследователей в 1971г. выделили 7 групп мусковитов, охватывающих все фации метаморфизма. По мере возрастания температур в этих слюдах уменьшается содержание железа и двухвалентных катионов, увеличивается содержание алюминия в четверной координации и в этой связи возрастает тетраэдрический заряд, В наиболее глубинной силлиманит – альмандиновой фации мусковит приближается к идеальной формуле КАl₂[Si₃AlO₁₀](OH)₂. В то же время мусковиты метаморфических пород отличаются от мусковитов гранитов, пегматитов и серицитов гидротермальных образований (рис. 2, 3). На рис. 4 представлена кристаллохимическая характеристика диоктаэдрических слюд различного генезиса. Как видно, слюды являются хорошим индикатором условий образования и различных фаций метаморфизма.

 

 

Таблица 1

Минеральные фациальные серии для участков земной коры с различным геотермическим градиентом и давлением

Фациальные серии	Области коры континентального типа в условиях геотермического градиента 15…20º/км и давлениях 4х108…5х108Па	Области окраинных зон континентов с высокими значениями теплового потока (20…40º/км) и низкими давлениями	Области тектонически активных окраин континентов с аномально высокими давлениями (5х108…10х108Па) и низкой величиной теплового потока
Фация слабо измененных пород	Обломочные породы с интенсивным развитием микростилизации	Измененное вулканическое стекло и монтмориллониты	Вулканогенно-осадочные серии
Фация глубинного эпигенеза	Гидрослюдисто-хлористая и ломонтитовая	Гейландитовая (с морденитом и анальцитом) с монтмориллонитом и смешанно-слойными образованиями монтмориллонит-хлоритового состава
Фация раннего метагенеза	Серицит-хлористая и пренит-пумпеллиитовая	Ломонтитовая с корренситом и хлоритом Пренит-пумпеллиитовая	Лавсонит-альбитовая
Фация зеленых сланцев	Кварц-альбит-мусковит-хлоритовая Кварц-альбит-эпидот стильпномелановая (биотитовая) Кварц-альбит-эпидот-альмандиновая	Кварц-альбит-эпидот-хлоритовая   Кварц-альбит-мусковит-биотит-хлоритовая   Кварц-андалузит-плагиоклаз-хлоритовая	Лавсонит-глаукофановая
Фация амфиболитовая	Ставролит-альмандиновая   Дистен-альмандин-мусковитовая     Силлиманит-альмандин-ортоклазовая	Андалузит-кордиерит-мусковитовая Силлиманит-кордиерит-мусковит-альмандиновая   Силлиманит-кордиерит-ортоклаз-альмандиновая

Значительную информацию можно также извлечь из кристаллохимических особенностей хлоритов, которые возникают как по первично осадочным породам, так и по первично магматическим образованиям, а также широко распространены среди гидротермальных образований и различных типов железных руд. Недавними исследованиями А.Г. Коссовской и В.А.Дрица показано, что высокое содержание алюминия в хлоритах является четким показателем их происхождения за счет первично осадочных пород, особенно если они ассоциируются с диоктаэдрическими слюдами. Сочетание высокомагнезиальных хлоритов, богатых алюминием и бедных железом с железистыми мусковитами, свидетельствует не только об образовании их по первичноосадочным породам, но и об аридном климате, который существовал в период осадконакопления. По мере перехода от хлоритов зон диагенеза к хлоритам фации зеленых сланцев в их октаэдрической координации происходит уменьшение содержания Fе³⁺ и возрастание Мg²⁺ и Fе²⁺. Кристаллохимическая характеристика хлоритов различного генезиса по данным А.Г. Коссовской и В.А. Дрица представлена на рис.5.

Детальные кристаллохимические исследования [3] показали, что амфиболы магматических пород существенно отличаются от амфиболов метаморфических пород по увеличенному размеру элементарной ячейки и нахождению Fе³⁺ в нескольких различных позициях октаэдрической координации (М2, М3 и М1). В то же время роговые обманки гранулитовой фации метаморфизма отличаются преимущественным заселением магнием октаэдра М1 по сравнению с МЗ. У роговых обманок из амфиболитовой фации Fе²⁺ и Мg²⁺ более или менее равномерно распределяются по октаэдрам М1 и М3.

Кроме алюмосиликатов, индикаторами степени развития эпигенеза и метаморфизма могут служить даже такие минералы, как кварц и графит. Исследованиями И.М. Симановича (1975г.) показано, что кварцы различных этапов эпигенеза и метаморфизма отличаются по характеру деформаций зерен, их грануляции, двойникованию и микровключениям. Для неизмененных терригенных пород характерно появление кварцевых зерен с самыми разообразными структурными дефектами и типами минеральных включений; при этом не наблюдается какой-либо упорядоченности распределения этих типоморфных признаков. По мере увеличения степени метаморфизма кварца уменьшается разнообразие и количество в них минеральных включений, происходит перераспределение жидких включений, увеличение их размеров и уменьшение их количеств, исчезают цепочки мелких вторичных газово-жидких включений, уменьшается степень оптически определимой дефектности (волнистость погасания, блочность, деформационное пластинкование и др.). На стадии эпигенетических преобразований в зернах кварца появляются пластические деформации и дофинейские двойники самой разнообразной формы, при этом сдвойниковано не менее 50% всех обломочных кварцевых зерен. Для этой стадии характерна наиболее высокая плотность дислокации в кварце. При региональном метаморфизме происходит раздвойникование кварца, появляется рекристаллизационный бластез (заключающийся в переходе оптической ориентировки из одного зерна кварца в соседнее с ним зерно, особенно по его периферии), в дальнейшем происходит изменение границ зерен, возникает бластическая мозаика. При метаморфизме, соответствующем амфиболитовой фации, наблюдается собирательный бластез - рост крупных кварцевых индивидов за счет более мелких. При дислокационном метаморфизме в тектонически активных зонах интенсивно развиваются процессы грануляции зерен. Наконец, для гранулитовой фации метаморфизма типичны полнобластические, гранобластовые структуры. Таким образом, из детального изучения такого, казалось бы, «немого» минерала, как кварц, можно извлечь значительную информацию об условиях образования и преобразования осадочной породы.

По мере развития метаморфизма изменяется и органическое вещество осадочных пород, на стадии эпигенеза оно переходит в графит. Первоначально графит характеризуется трехмерной неупорядоченной структурой, но по мере усиления метаморфизма происходит постепенное ее упорядочение до перехода в породах амфиболитовой фации в полностью упорядоченный графит.

 

1.2.2. Установление явлений ударного метаморфизма.

 

В предыдущем разделе было указано, что практически все основные минералы осадочных пород изменяются при процессах эпигенеза и регионального метаморфизма и по тонким различиям в их составе и структуре можно расчленять процесс регионального метаморфизма. Не останавливаясь на контактном и дислокационном метаморфизме, следует указать, что в последние годы после детального изучения строения поверхности Луны и лунного вещества большое внимание привлек ударный (импактный) метаморфизм, который также, по-видимому, был широко проявлен на земной поверхности. В этой связи возникает вопрос, существуют ли минералогические критерии ударных явлений и могут ли они приводить к возникновению специфических импактных минералов? Накопленный материал позволяет утверждать, что критериями ударных явлении могут служить:

а) наблюдаемые иногда процессы превращения кварца в коэсит, кубическую модификацию SiO₂, отличающуюся высокой плотностью,при этом рентгенографическими методами можно установить интенсивность развития этого своеобразного процесса коэситизации;

б) появление гексагональной модификации алмаза - лонсдейлита, возникающей вследствие ударного метаморфизма графита, а также кубической фазы ZrO₂;

в) появление среди минералов рыхлых отложений шариков, округлых капель, состоящих из стекла расплавленных горных пород и минералов;

г) возникновение специфических импактных структур у многих породообразующих минералов, заключающихся в появлении у них пластинчатого двойникования, системы планарных элементов и в переходе их по краям зерен в изотропное стекловатое состояние (т. е. частичное их расплавление под воздействием удара) - диаплектитовое стекло.

Минералогические критерии ударного метаморфизма и импактных стекол детально разработаны в последние годы.

 

 

1.3.1. Установление формационной принадлежности различных интрузивных комплексов, отдельных массивов и их корреляция.

 

В настоящее время не вызывает сомнений существование весьма близких по петрографическому составу интрузивных пород, образующихся в несколько различных геологических условиях и резко различающихся по своей рудоносности. Это в первую очередь относится к гранитным интрузивным комплексам и к массивам щелочных пород, среди которых можно выделить ряд формационных групп. Детальное изучение акцессорных минералов этих групп, их общего количества и типоморфных особенностей, как и типоморфных признаков темноцветных компонентов и породообразующих минералов, во многих случаях позволяет однозначно определять принадлежность пород отдельных массивов к тем или иным формационным группам, а тем самым и оценивать возможность связи с ними оруденения. Например, автохтонные совершенно безрудные анатектические граниты, образующиеся на древних щитах, по количеству и составу акцессорных минералов резко отличаются от рудоносных аллохтонных гранитов дифференцированных комплексов. По составу биотитов последние отличаются от гранитов, возникающих вследствие дифференциации андезитовых магм, и т.д.

Но даже правильное определение формационной принадлежности массивов еще не решает вопроса их рудоносности. В одних регионах интрузивные комплексы одной формации сопровождаются рудными месторождениями, в других же регионах аналогичные интрузивные породы той же формации оказываются безрудными. Поэтому помимо установления формационной принадлежности пород крайне важно оценивать их потенциальную рудоносность. Обе эти задачи взаимосвязаны и решаются как при проведении геологической съемки (особенно первая задача), так и на стадии крупномасштабных поисков.

Наконец, при проведении съемочных работ весьма часто возникает задача установления идентичности сходных интрузивных комплексов, которые геологи выделяют в соседних смежных районах и нередко на различных листах геологической карты описывают под различными названиями, т. е. проведение корреляции сходных пород. Все эти три задачи (установление формационной принадлежности комплексов, их потенциальной рудоносности и проведение корреляции между сходными интрузивными породами) решаются комплексом петрографических геохимических и минералогических методов. Нами рассмотрены минералогические аспекты этой проблемы.

Всеми исследователями в последние годы устанавливается гетерогенная природа гранитоидов, при этом разные авторы (Ю.А. Кузнецов, 1961г., 1964г.; Ю.А. Кузнецов, А.Л. Яншин. 1967г.; В. В. Ляхович, Л. Н. Овчинников. 1970г.; А.И. Гинзбург, Э.И. Иовчева, 1975г.; Л. В. Таусон, 1977г.; Г.М. Беляев, В.А. Рудник, 1978г.) выделяют различные формационно-генетические и геохимические типы гранитоидов, с некоторыми из них могут быть связаны месторождения определенных металлов. Эти формационно-генетические типы гранитоидов, помимо чисто геологических признаков (приуроченность к определенным структурам, морфология интрузивных тел, степень их дифференцированности и т.п.) и петрохимических различий, отличаются существенно и по минеральному составу, в частности:

— разным количественным соотношением плагиоклаза и калиевого полевого шпата,

— основностью плагиоклаза.

— содержанием различного количества биотита, появлением или отсутствием роговой обманки,

— общим количеством акцессорных минералов,

— составом и содержанием различных акцессорных минералов, при этом наиболее характерными индикаторными акцессорными минералами, количество которых резко меняется (на поря