ГЕОХИМИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ МИНЕРАЛОВ В СФЕРЕ

RMS DPI 2010-1-40-0
http://www.minsoc.ru/2010-1-40-0
ГЕОХИМИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ МИНЕРАЛОВ В СФЕРЕ
ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ
Плющев Е.В. ([email protected])
Санкт-Петербургское отделение. ВСЕГЕИ
GEOCHEMICAL CLASSIFICATION OF HYDROTHERMAL MINERALS
Plyushchev E.V. ([email protected])
Saint-Petersburg branch. VSEGEI
Геохимическая классификация гидротермальных минералов базируется
на двух независимых параметрах: а) на природной распространенности
минералообразующих атомов, б) на ионной плотности соответствующих
конституционных компонентов минерала.
С геохимических позиций природное минералообразование может
быть описано как процесс создания локальных концентраций
минералообразующих элементов в геохимическом поле рассеяния. Для
каждого элемента рассчитывается коэффициент концентрации Ri = Ci / Ki, где
Ci – содержание элемента в минерале, Ki – среднее содержание элемента в
земной коре – кларк. Минералообразующий элемент с максимальным
значением R является дефицитным для данного соединения и определяет
позицию минерала в геохимических рядах распространенности.
Наиболее представительными параметрами минералообразующих
ионов кроме относительной атомной массы являются их заряд и
кристаллохимический ионный радиус (по Н.В. Белову и Г.В. Бокию).
Универсальной характеристикой ионов является их плотность – di,
функционально связывающая относительную атомную массу – A и ионный
радиус – ri: di = A[(4/3)π ri3]-1.
Важное геохимическое значение этого параметра подчеркивали
Е. Садецки-Кардош, Р. Эскола, Ю.Г. Щербаков и другие исследователи.
Значения di ионов, участвующих в гидротермальном минералообразовании,
меняются от 1.2 у S2- до 439 у Se6+, что позволяет использовать их в качестве
надежного классификационного признака.
Ряд A. Декаконцентратные (фоновые) минералы, формульный состав
которых определяется только ионами наиболее широкой распространенности
(K=1.9–47.0%). Значения R колеблются в пределах (1.6-23) x100. Наименее
концентратными являются салические минералы, в которых коэффициенты
концентрации дефицитных компонентов не превышают 1.6 (Si4+), 4.9 (Na+),
5.6 (K+), 6.6 (AI3+). Более высокие коэффициенты концентрации дефицитных
компонентов отмечаются в наиболее насыщенных ими темноцветных
минералах: 15.0 (Fe3+), 14.3 (Mg2+), 11.7 (Ca2+), 7.2 (Fe2+). Содержание
дефицитных компонентов в минералах данного ряда, как правило, ниже 30 %
и только в единичных случаях достигает 50 % и более. В самородном
107
состоянии эти элементы крайне редко встречаются в гидротермальных
условиях. Среднее для ряда содержание минералообразующих ионов в
наиболее насыщенных ими минералах равно 34.6 %. Геохимическое лицо
минерала определяет дефицитный ион, коэффициент концентрации которого
максимальный. На этом основании выделяются минералы следующих ионов.
Табл. Геохимическая классификация минералов по концентратности и типу дефицитных
минералообразующих ионов.
Геохимичес Геохимический
тип
кие ряды
Коэффициминералов
енты
концентрации
дефицитных
ионов (R)
ДекаконцентратA
R = 1.6 – 23 ные (фоновые)
B
R = (0.54 –
57) Х 102
C
R = (0.74 –
55) Х 104
D
R = (0.52 –
667) Х 106
Распределение минералов по плотностным группам дефицитных ионов
d = 3.5 – 35
d = 35 – 75
IV. Минералы
плотных
катионов –
комплексообразователей
d = 75 – 450
K, Na, Ca,
Mg, Fe2+
Al, Fe3+
Si
Гектоконцентрат S2–, Cl, F
ные (ореольные)
Li, Sr, Ba,
Mn2+
Mn3+, Zr, V3+,
Ti, Cr3+
Mn4+, P, V5+, C,
Cr6+, S6+, B
Килоконцентрат As3–
-ные (рудные–1)
Cs, Cu, Pb,
Sn2+, Zn, Co,
Ni
Ag, Au, Cd,
Bi, Hg
As3+, Be, Th,
U4+, Mo4+
Nb, Mo6+, Sn4+,
U6+, Ta, W, As5+
I. Минералы II. Минералы
простых
простых
неплотных
анионов
катионов
d = 1.0 – 3.5
Мегаконцентрат- Se2–, Te2–,
ные (рудные–2) Sb3–
III. Минералы
переходных
уплотненных
катионов
Sb3+, Te4+, Se4+ Pd, Sb5+, Pt, Se6+
I. Минералы простых анионов. В данном геохимическом ряду в
качестве простого аниона выступает O2–, который во всех минералах
является избыточным, а не дефицитным компонентом. Поэтому минералов
простых анионов здесь нет.
II. Минералы неплотных простых катионов (di =4.0-26.1) с высокой
степенью диссоциации в водных растворах, являющиеся дефицитными
компонентами разнообразных силикатов и алюмосиликатов: K+ – калишпат,
мусковит, Na+ – альбит, натровые цеолиты, Ca2+ – цоизит, пренит, эпидот*,
Fe2+ – альмандин, магнетит*, (Fe, Mg)2+ – биотит, актинолит, хлориты,
Mg2+ - шпинель, тальк, серпентин.
III. Минералы уплотненных (di =35.0-44.3) переходных катионов
амфотерного типа представлены: каолинитом, андалузитом, корундом (AI3+);
эгирином, эпидотом*, гематитом, магнетитом* (Fe3+).
IV. Минералы плотных катионов-комплексообразователей: кварц,
халцедон, кристаболит (Si4+). Этот катион постоянно встречается только в
кислородных комплексах, что снижает плотность комплексного иона и
обеспечивает его миграционную способность в гидротермальных условиях.
*
Здесь и далее звездочкой выделены минералы, содержащие два и более соразмерно накапливающихся вида
ионов данного ряда.
108
В целом отмеченный ряд катионов упорядочен возрастанием
электроотрицательности, понижением основности катионов, усилением
прочности связи в кислородной координации.
Ряд B. Гектоконцентратные (ореольные) минералы, содержащие в
своем составе в качестве минералообразующих ионы второго кларкового
ряда средней распространенности (К=4.5·10–1-1.2·10–3). Значения R
колеблются в пределах (0.54-57)x102. Коэффициенты концентрации
дефицитных ионов в наиболее насыщенных ими минералах минимальны у
Тi4+ (1.3·102), P5+ (2.0·102), S6+ (3.7·102) и максимальны у B3+ (5.7·103),
Cr6+ (4.0·103), V5+ (3.8·103), Zr4+ (2.9·103). В самородном состоянии
встречаются углерод и сера.
В данном ряду выделяется 19 ионов 14-ти элементов. Разновалентные
формы наиболее типичны для S, Мn, V, Сг. Это весьма характерная группа
ионов, являющиеся дефицитными компонентами минералов ореольных зон,
таких как пирит, флюорит, топаз, литиевые слюды, барит, турмалин,
разнообразные карбонаты и др.
Среднее для ряда содержание дефицитных компонентов в наиболее
насыщенных ими минералах равно 46.2 %, т.е. в 1.3 раза больше, чем для
минералов ряда A.
По видам дефицитных ионов выделяются следующие минералы.
I. Минералы простых анионов (di =1.2-1.9) сульфиды и сульфосоли,
хлориды и фториды: пирит, пирротин (S2–),содалит, мариалит (CI–),флюорит,
топаз (F–).
II. Минералы неплотных (di =5.3-17.4) простых катионов, обладающих
ионными формами миграции в водных растворах: сподумен, лепидолит
(Li4+), целестин*, стронцианит* (Sr2+), барит* (Вa2+), родонит, спессартит,
родохрозит* (Мn2+).
III. Минералы уплотненных (di =38.1-47.3) переходных катионов:
гаусманит (Mn3+), циркон (Zr4+), рутил, ильменит, перовскит, сфен (Ti4+),
уваровит (Сг3+), роскоэлит (V3+).
IV.
Минералы
высокоплотных
(di =93.1-328)
катионовкомплексообразователей (манганаты, фосфаты, ванадаты, карбонаты,
хроматы, сульфаты, бораты и другие кислородные соединения): пиролюзит
(Mn4+), апатит (P5+); синкозит (V5+), хроматит (Cr6+), алунит, барит*,
целестин* (S6+), турмалин, аксинит, датолит (B3+), кальцит, сидерит,
родохрозит*, стронцианит* (C4+).
Как и в ряду A, по мере возрастания ионной плотности наблюдается
тенденция к повышению электроотрицательности и упрочению связи в
кислородных соединениях, но корреляция этих свойств здесь проявлена
слабее. Ионы рядов A и B оказывают влияние на физико-химические
параметры растворов, определяя их состав, щелочно-кислотные и
окислительно-восстановительные характеристики. Как правило, они не
отражают рудную специализацию растворов.
Ряд C. Килоконцентратные (рудные-1) минералы, включающие в виде
минералообразующих
ионы
третьего
кларкового
ряда
малой
109
распространенности — редкие (К=1.1·10–4-8.3·10–3 %) наряду с ионами двух
первых рядов или без них. Величина R охватывает интервал значений (0.7455)x104. В этой совокупности рассматриваются 22 иона 16 элементов.
Коэффициенты концентрации дефицитных ионов в наиболее насыщенных
ими минералах минимальны у Zn2+ (1.0·104), Ni2+ (1.1·104), Cu+,2+ (1.9·104),
Co2+ (2.0·104) и максимальны у Mo4+ (5.5·105), W6+ (4.9·105), As3+ (4.1·105).
Семь элементов этого ряда встречаются в самородном виде (As, Sn, Pb, Zn,
Сu, Ni, Со), где их накопление приближается к 100 %, но в целом это мало
характерно для гидротермальных условий. Среднее содержание дефицитных
ионов в наиболее насыщенных ими минералах равно 72.0 %, что в 1.5 раза
выше, чем в ряду В. Разновалентные формы характерны для As, Cu, Sn, U и
Мо.
По группам дефицитных ионов выделяются следующие минералы.
I. Минералы простых анионов (di =2.5-2.6) бромиды и арсениды
довольно редки: скуттерудит, леллингит (As3–). Чаще ионом As3– частично
замещается S2– в структурах пиритового типа (арсенопирит, герсдорфит и
др.).
II. Минералы неплотных (di =7.1-34.5) простых одно- и двухвалентных
катионов: поллуцит (Сs+), куприт, халькопирит (Cu+), галенит (Pb2+),
станнин* (Sn2+), сфалерит, цинкит (Zn2+), кобальтин* (Co2+), миллерит,
никелин*, герсдорфит* (Ni2+).
III. Минералы уплотненных (di =54.7-72.7) переходных катионов:
реальгар, аурипигмент (As3+), фенакит, берилл (Вe2+), торианит, торит (Th4+),
уранинит, коффинит (U4+), молибденит (Mo4+). В гидротермальных
минералах эти ионы встречаются в виде простых катионов, хотя
комплексные формы миграции для них не исключаются.
IV. Минералы плотных (di =77.4-174) катионов: колумбит (Nb5+),
урмолит* (Mo6+), касситерит (Sn4+), карнотит (U6+), танталит (Ta5+), шеелит,
вольфрамит (W6+), энаргит, миметизит (As5+). Эти катионы образуют
исключительно кислородные комплексы. Большинство из них фиксируются в
виде
комплексных
анионов
(ниобатов,
молибдатов,
танталатов,
4+
2+
вольфраматов, арсенатов), и только Sn и уранил-ион (UO2) присутствуют
в минералах в виде катионов.
В целом для ряда C корреляция ионной плотности с
электроотрицательностью сохраняется, но менее значимо, чем у ионов рядов
A и B (вариации внутри групп). Отчетливо по мере возрастания ионной
плотности увеличивается стремление к комплексообразованию. В
гидротермальном минералообразовании отмеченные ионы накапливаются в
рудных зонах, определяя их специализацию и практическую ценность.
Ряд D. Мегаконцентратные (рудные-2) минералы, содержащие в
качестве дефицитных ионы четвертого кларкового ряда (К=1.0·10–75.0·10-5 %) минимальной распространенности – наиболее редкие. Значения R
составляют (0.52–667) x106. Коэффициенты концентрации дефицитных ионов
в наиболее насыщенных ими минералах достигают 6.7·108 (Te4+), 1.7·108
(Pt2+,4+), 1.5·108 (Аu+), они еще выше у элементов, встречающихся в
110
самородном виде. Поэтому среднее для ряда содержание дефицитных
элементов и наиболее насыщенных ими минералах приближается к 100 %,
т.е. в 1.4 раза выше, чем у элементов ряда С. Здесь рассматриваются 10
элементов, представленных 15 ионами. Разновалентные формы особенно
характерны для Se, Те, Sb, но известны также и у Bi, Pd, Pt и других
элементов ряда.
По группам дефицитных ионов выделяются следующие минералы.
I. Минералы простых анионов (di =2.6-3.2): кадмоселит* (Sе2–),
монченит* (Те2–), дискразит* (Sb3–).
II. Минералы простых неплотных (di =17.9-34.1) катионов: аргентит,
дискразит* (Аg+), петцит (Au+), гринокит, кадмоселит* (Сd2+), висмутин (Вi3+),
киноварь (Hg2+).
III. Минералы переходных уплотненных (di =39.9-57.6) катионов:
антимонит (Sb3+), денингит (Te4+), халькоменит (Se4+).
IV. Минералы плотных (di =96.7-439) катионов, мигрирующие в
гидротермальных условиях только в комплексных формах: палладит (Pd2+,4+),
куперит (Pt2+,4+), керстенит (Se6+) и др.
Данный ряд объединяет рудные минералы наиболее проработанных
зон гидротермального минералообразования, отличающиеся максимальной
степенью концентрации природного вещества.
111