Текстуры осадочного образования

Своеобразие текстур данной группы (рис. 17) обусловлено морфологическими особенностями минеральных агрегатов, образованных хемогенным, терригенным или биогенным путем на дне водоемов, представляющих собой океаны, моря, озера, русла, долины и дельты рек, болота. Такие агрегаты имеют обычно уплощенную, реже округленную или неправильную форму, а также форму органических остатков живых организмов, населявших некогда водоемы, где имел место седиментогенез.

Слоистая текстура относится к числу наиболее распространенных. Она характеризует строение руды, образованной сочетанием последовательно отложенных уплощенных минеральных агрегатов, отличающихся друг от друга составом или строением, а иногда и составом, и строением, часто мощностью и ориентировкой слоиков. Такие минеральные агрегаты имеют выдержанный характер по простиранию и мало меняют особенности строения на значительном расстоянии (см. рис. 17, а). К числу разновидностей слоистых текстур можно отнести грубослоистую, тонкослоистую, неравномерно-слоистую, ритмично-слоистую, неяснослоистую, косослоистую, волнистослоистую и др. Подобные виды текстур характерны для осадочных руд железа, марганца, алюминия, для минеральных солей, многих месторождений строительных материалов – глин, песков, известняков, доломитов и т. д.

Рис. 17. Текстуры осадочного образования:

а – слоистая; б – линзовидно-слоистая; в – оолитовая; г – конкреционно-цементная; д – обломочная; е – органогенно-обломочная

Линзовидно-слоистая текстура в отличие от слоистой характеризует строение руды, сложенной невыдержанными быстро выклинивающимися, резко меняющими мощность уплощенными минеральными агрегатами (см. рис. 17, б).

Оолитовая текстура является разновидностью колломорфной текстуры, т. е. текстуры, образованной в результате отложения минерального вещества из коллоидных растворов путем их коагуляции. Отдельный оолит представляет собой округлое концентрически-зональное, небольшое по размеру образование, в центральной части которого часто находится небольшой обломок кварца, полевого шпата, магнетита или другого минерала. Подобный обломок служит центром, вокруг которого происходит послойное отложение коллоидного вещества. Минеральный состав отдельных зон оолита может быть неодинаков (см. рис. 17, в). Руды, образованные большим скоплением тесно привыкающих друг к другу оолитов, сцементированы часто песчано-глинистым или глинисто-карбонатным веществом. Руды с оолитовой текстурой образуются обычно в движущейся водной среде, например вприбрежно-морских условиях, где существует поступательное и возвратное движение мельчайших частиц обломочного вещества. Оолитовая текстура наиболее характерна для осадочных руд железа, марганца, алюминия.

Конкреционная текстура возникает в рудах в тех случаях, когда минеральное вещество обособляется в виде довольно крупных, достигающих в поперечнике десятков сантиметров, шаровидных стяжений (см. рис. 17, г). Известны конкреции, состоящие из оксидов алюминия, кремнезема, сульфидов железа, карбонатов железа, кальция, магния. Разновидностью конкреционной текстуры является конкреционно-цементная, характеризующая строение осадочных руд, содержащих единичные рассеянные конкреционные включения. Руды с конкреционной текстурой развиты в фосфоритовых месторождениях, отчасти марганцевых, железорудных, иногда бокситовых.

Обломочная текстура характеризует строение отдельных слойков в осадочных рудах или целых горизонтов, сложенных сцементированными, часто разновеликими, различно ориентированными обломками разнообразного состава, формы и строения. Происхождение таких обломков связывается с процессами подводного оползания и разрушения вещества, а также с процессами его наземного разрушения с пос­ледующим переносом и отложением в водных бассейнах (см. рис. 17, д). Обломочная текстура часто наблюдается в сочетании со слоистой, линзовидно-слоистой. Разновидностью обломочной текстуры является конгломератовая. Последняя характеризует строение руды, состоящей из обломков, претерпевших значительное окатывание.

Органогенная текстура характеризует строение руды, содержащей окаменелые остатки организмов, чаще всего раковины или их обломки. Обилие таких остатков в рудах при их плохой сохранности приводит к образованию органогенно-обломочного материала. В этом случае текстура руды может быть названа органогенно-обломочной (см. рис. 17, е).

СТРУКТУРЫ РУД

Детальное изучение структур руд проводится обычно в процессе изучения полированных шлифов, что обусловлено мелко- и тонкозернистым строением большинства рудных образований. Макроскопически отдельные кристаллы могут быть установлены лишь в сравнительно крупнозернистых агрегатах. В связи с этим при макроскопическом описании структур руд можно ограничиться лишь характеристикой типа зернистости, подразделив структуры на явнозернистые (крупно-, средне- и мелкозернистые) и руды с неясновыраженной или совершенно не выраженной зернистостью. Последние характеризуются, таким образом, скрытокристаллической или афанитовой структурой.

Крупно- и даже гигантокристаллическое строение может быть присуще пегматитам, крупнокристаллическое строение характерно для карбонатитов. Среднезернистое строение характерно для многих постмагматических руд – грейзеновых, альбититовых, гидротермальных, скарновых. Мелкозернистое строение присуще большинству магматических образований: Микрозернистое, скрытокристаллическое и афанитовое строение устанавливается часто в рудах экзогенного происхождения: в продуктах кор выветривания, в осадочных рудах.

В метаморфизованных рудах величина кристаллов рудных минералов обычно возрастает пропорционально усилению метаморфических преобразований руд и вмещающих их пород. В слабометаморфизованных рудах структуры тонкозернистые, в интенсивнометаморфизованных – крупнозернистые.

Кроме зернистых или кристаллических структур в рудах могут присутствовать и обломочные структуры. Характерны они для руд россыпных месторождений и отчасти для руд осадочного происхождения.

Кроме определения структур по размеру минеральных индивидов, существует подразделение структур по способу сочетания отдельных зерен, степени их идиоморфизма, типу минеральных индивидов.

Детальные микроскопические исследования структур руд в сочетании с изучением их минерального состава позволяют сделать заключение о генетической принадлежности минеральных образований, о способе отложения минерального вещества, а иногда и о температурных условиях отложения минеральных индивидов.

Существует большое количество морфогенетических разновидностей структур руд. Из всего разнообразия их ниже охарактеризованы только некоторые, характерные, постоянно присутствующие в рудах определенного типа.

Для руд магматического происхождения весьма характерны структуры распада твердого раствора. Присутствуют они в титаномагнетитовых и медно-никелевых рудах. Экспериментально установлены температуры, при которых происходит разделение гомогенного твердого раствора на две самостоятельные минеральные фазы. Для руд магматического происхождения температуры распада обычно высокие. Например, магнетит и ильменит образуются за счет распада твердого раствора – титаномагнетита – при температуре 700° С (рис. 18, а). Пламеневидная , структура распада пентландита в пирротине возникает при температуре 450° С (см. рис. 18, б).

Рис. 18. Характерные структуры эндогенных руд:

а – пластинчатая структура распада твердого раствора (ильменит в магнетите, 700°); б – пламеневидная структура распада твердого раствора (пентландит в пирротине, 450°); в – сидеронитовая (гипидиоморфнозернистая) структура (черное –– титаномагнетит, светлое – породообразующие минералы); г – пойкилитовая структура (включения самородного золота в кристаллах пирита); д – метакристаллы кобальтина с реликтами в них минералов скарна; е – ориентированно-бластическая структура железнослюдкового кварцита

В любом случае температура кристаллизации твердого раствора из рудоносного расплава должна быть выше температуры распада твердых фаз. Температуры распада твердого раствора получили название геологических термометров.

В титаномагнетитовых рудах часто наблюдается так называемая сидеронитовая структура (см. рис. 18, в) – разновидность гипидиоморфнозернистой структуры. В рудах этого типа идиоморфны, то есть обладают собственными кристаллографическими формами породообразующие минералы – пироксены, основной плагиоклаз. В интерстициях и межзерновых промежутках этих минералов располагаются рудные минералы – магнетит, ильменит. Сидеронитовая структура говорит о порядке кристаллизации минералов из рудоносного расплава, характерна она для руд позднемагматического генезиса.

В рудах постмагматического происхождения – гидротермальных, скарновых – структуры распада также присутствуют. Характерны они для совершенно других минералов и сами температуры распада здесь значительно ниже (350–150° С). В качестве примера можно назвать пары минералов, образующие структуры распада: сфалерит-халькопирит, сфалерит-пирротин, борнит-халькопирит и другие.

В рудах постмагматического происхождения часто наблюдаются пойкилитовые структуры-вростки тончайших включений одного рудного минерала в другом (см. рис. 18, г). В качестве примера можно привести включения самородного золота в кристаллах пирита из гидротермальных золоторудных месторождений. Размеры золотин иногда так малы, что их присутствие устанавливается только под электронным микроскопом при увеличении в несколько тысяч раз. Для постмагматических руд характерны два способа отложения минерального вещества – в открытых полостях путем свободной кристаллизации из растворов и путем метасоматического замещения породы. В первом случае структуры руд называют кристаллическими или зернистыми, во втором – метазернистыми. Надежная диагностика метазерен возможна лишь при наличии в них реликтов – мельчайших остатков тех минералов или того минерала, который был замещен (см. рис. 18, д).

Размеры реликтов обычно малы, для их определения требуется тщательный микроскопический анализ минерального вещества. Для руд метаморфического происхождения характерны так называемые бластические структуры (см. рис. 18, е).Минеральные индивиды в таких рудах часто очищены от примесей в результате прошедшей перекристаллизации в твердом состоянии. При интенсивном метаморфизме индивиды могут быть ориентированы в руде в одном направлении, при глубоких метаморфических преобразованиях происходит укрупнение отдельных зерен, растут порфиробласты тех минералов, для которых характерна большая сила кристаллизационного роста (магнетит, гранат и др.).

Рис. 19. Характерные структуры руд:

а – катакластическая (результат хрупкой тектонической деформации минерала); б –глобулярная и фрамбоидальная (результат отложения из коллоидных растворов); в – метаколлоидная радиально-лучистая (результат раскристаллизации коллоидного вещества); г – аллотриоморфнометазернистая (результат замещения галенита церусситом)

В эндогенных рудах часто наблюдаются структуры, происхождение которых связано с хрупкой или пластичной деформацией минерального вещества. Их называют в первом случае катакластическими, во втором – структурами смятия. Хрупкие минералы (пирит, арсенопирит и др.) разрушаются с образованием осколков, обломков, часто имеющих остроугольную форму (рис. 19, а).Их называют кластами. Пластичные минералы (например, галенит, пирротин, халькопирит) будут деформированы, отчасти перекристаллизованы, и их агрегаты могут цеменировать обломки хрупких минералов. Устанавливая последовательность отложения минерального вещества в рудах постмагматического происхождения, надо иметь в виду возможность такого механизма образования прожилковых и брекчиево-цементных текстур.

Весьма интересные структуры наблюдаются в рудах, происхождение которых связано с коллоидными растворами. Минеральные обособления,например, пирита наблюдаются в виде мельчайших глобулей или сростков-фрамбойдов (см. рис. 19, б). Характерны такие структуры для колчеданных руд, стратиформных и низкотемпературных гидротермальных образований.

Структуры руд экзогенного происхождения весьма своеобразны. Они трудны для изучения под микроскопом. Размеры индивидов иногда столь малы, что кристаллическое строение руды можно уставить только с использованием рентгеноструктурного анализа. Такие структуры называют скрытокристаллическими или криптокристаллическими. Иногда минеральное вещество экзогенного происхождения обладает афанитовой структурой, т. е. не имеет кристаллического строения. Подобный характер структур обусловлен широким участием в процессе экзогенного рудообразования коллоидных растворов. Рудное вещество, отлагаясь в виде геля, приобретает первоначально некристаллическое коллоидное строение. Последующая раскристаллизаця коллоидов приводит к образованию метаколлоидных агрегатов, имеющих скрытокристаллическую, микро- или тонкозернистую структуру (см. рис. 19, в). Минеральные новообразования в зонах окисления или корах выветривания часто образуются метасоматическим путем (например, каемки англезита и церуссита по галениту). Структуры таких новообразований называются метазернистыми (см. рис. 19, г).

Детальное изучение структур руд с использованием полированных шлифов и специальной учебной литературы проводится в процессе изучения курса «Лабораторные методы исследования полезных ископаемых»).