Определяемыми свойствами являются облик кристаллов, их габитус, спайность и отдельность, двойникование, зональность и характер взаимных прорастаний. Перечисленные свойства минералов, главным образом, зависят от их кристаллической структуры и особенностей роста.
4.2.1. Форма кристаллов
Для характеристики морфологии кристаллов используют два термина – облик и габитус.
Облик (форма) – это общий вид кристалла. Кристаллы могут быть изометричными (равномерно развитыми во всех трех направлениях) или удлиненными. Среди удлиненных кристаллов выделяют столбчатые, шестоватые, игольчатые, волосовидные, листоватые, чешуйчатые и т.д.
Габитус – более строгий термин, определяющий облик кристаллов по доминирующим граням и соотношению размеров кристаллов в трех его измерениях (по осям x, y, z). Так, кристаллы пирита почти всегда изометричные, но по преобладающим граням их габитус может быть разным – гексаэдрическим (кубовидным), пентагон-додекаэдрическим, октаэдрическим [Булах и др., 2008].
Принятые в минералогии термины, описывающие морфологию кристаллов, могут быть использованы в рудной микроскопии и существенно помогать при диагностике минералов (табл. 4.4).
Таблица 4.4
Типичная форма некоторых рудных минералов
Морфология
Минерал
Игольчатые
Гематит, антимонит, джемсонит, рутил
Лейстообразные
Ильменит, гематит
Таблитчатые
Ковеллин, молибденит, графит, гематит
Ромбические
Арсенопирит, марказит
Скелетные
Магнетит, галенит
Изометричные формы
Галенит, пирит, хромит, шпинель, магнетит
При работе с полированными препаратами следует помнить, что наблюдаемое изображение характеризует плоское двумерное сечение, которое редко отражает истинные размеры и форму зерен.
Понятие о плоских сечениях. Изображения, получаемые на минералогических образцах, могут быть очень сложными. Создание объемной картины, а также решение вопроса о габитусе и структуре требует анализа серии сечений. Методом определения трехмерных особенностей минералов является метод стереологии. В этом случае из образца изготовляется серия параллельных последовательных сечений. Результаты изучения отдельных сечений используются для реконструкции трехмерной структуры. Этот метод очень трудоемкий, особенно когда изучаемая деталь мала и требует изготовления очень тонких срезов.
Гораздо большее распространение в рудной микроскопии имеет метод случайных сечений. Метод заключается в исследовании небольшего числа сечений, случайно вырезанных из образца породы. Применительно к текстурно ориентированным образцам может использоваться метод взаимноперпендикулярных сечений.
Все разнообразие форм кристаллов, с которым приходится встречаться при макроскопическом изучении минералов, можно увидеть и в полированных шлифах, и аншлифах. При описании форм используется одинаковая терминология. Некоторые минералы развиваются в виде хорошо образованных, или идиоморфных (эвгедральных) кристаллов (например, пирит, арсенопирит, магнетит, гематит, вольфрамит). Для других более типичны ксеноморфные (ангедральные) формы (например, халькопирит, борнит, тетраэдрит). Гипидиоморфные зерна характеризуются частичной огранкой. Следует учитывать, что наблюдения идут в плоских сечениях. При этом куб может давать прямоугольники, равносторонние и прямоугольные треугольники, восьмиугольники; гексагональная призма, срезанная параллельно оси с – прямоугольники, квадраты. Отсюда вытекает необходимость наблюдения ряда сечений.
4.2.2. Спайность и отдельность
Спайность – это способность минералов раскалываться с образованием плоской зеркальной поверхности по определенным кристаллографическим направлениям, соответствующим наиболее слабым связям в кристаллической решетке минерала и обычно параллельным реальным граням его кристаллов [Булах и др., 2008]. Бывает весьма совершенной, совершенной, средней (или ясной), несовершенной (отсутствовать). Принято указывать направление, в котором спайность проходит в кристалле (по кубу, октаэдру, ромбоэдру и т.д.).
Отдельность минералов – это способность кристаллов или кристаллических зерен минералов раскалываться по некоторым более или менее параллельным плоскостям. От спайности минералов отдельность минералов отличается тем, что раскалывание происходит в местах проявления неоднородности структуры минералов. Плоскостями отдельности могут служить границы двойникования, возможные трещины скольжения, возникающие при механической деформации кристаллов, плоскости, обусловленные микровростками другого минерала, и т.д. (рис. 4.6а). Отдельность наблюдается у гематита, пирита, магнетита и др. В отличие от спайности отдельность проявляется по всему кристаллу, а трещины более грубые [Булах и др., 2008].
В полированных шлифах спайность и отдельность обычно проявлены слабо. Выражаются одной или несколькими системами параллельных трещин различной отчетливости. В зависимости от числа плоскостей спайности или отдельности, присутствующих в минерале, ориентировки по отношению к полированной поверхности, обнаруживается от одной до трех систем трещин. Если имеется три или более направлений спайности, могут возникать треугольники выкрашивания (обнаруживаются у галенита, иногда магнетита, алтаита, сфалерита, пентландита, виоларита и др.). Они обусловлены обычно спайностью по кубу, октаэдру или додекаэдру (рис. 4.6б).
Спайность по призме дает ромбовидные, треугольные, прямоугольные углубления, а спайность по пинакоиду или призме – серию параллельных трещин. Как спайность, так и отдельность являются ненадежным критерием для диагностики, т.к. в идеально приготовленных шлифах спайность может не выявляться. Чем меньше размер зерен, тем менее вероятно проявление спайности. Спайность или отдельность хорошо выявляется при природном или лабораторном окислении, травлении или механических воздействиях (например, при измерении твердости).
4.2.3. Двойникование
Двойникование – это образование в монокристалле областей с закономерно измененной ориентировкой кристаллической структуры. Структуры двойниковых образований являются либо зеркальным отражением атомной структуры материнского кристалла (матрицы) в определенной плоскости (плоскости двойникования), либо образуются поворотом структуры матрицы вокруг кристаллографической оси (оси двойникования) на некоторый угол. Пара – матрица и двойниковое образование – называется двойником. Различают двойники срастания и прорастания [Краснова, Петров, 1997]. Если однородность структуры монокристалла нарушена многочисленными двойниковыми образованиями, то его называют полисинтетическим двойником.
По способу образования двойники делятся на ростовые и механические.
Зарождение будущего двойникового сростка в ходе нормального роста кристалла происходит в результате дефектов упаковки, а также при срастании соседних зародышей. Ошибки при росте кристаллов происходят чаще всего при увеличении пересыщения минералообразующего раствора.
Механические двойники образуются под влиянием механических нагрузок, а также при переходе одной полиморфной модификации в другую. Образование механических двойников является бездиффузионным процессом изменения структуры и сопровождается появлением частичных двойникующих дислокаций, штриховки на гранях, или даже переориентировки части кристалла в двойниковое положение. Двойники деформаций (рис. 4.6г) встречаются в виде пластинок одинаковой ширины, часто сопровождаются изгибами, катаклазом и частичной перекристаллизацией (участки очень мелких изометрических зерен), пластинки нередко проходят через соседние зерна [Воган, Крейг, 1983].
Под микроскопом ростовые и механические двойники не всегда различимы. В полированных шлифах кристаллографические направления часто неопределимы вследствие ксеноморфизма зерен или невозможности установления ориентировки кристаллографических осей.
Двойникование не всегда заметно в плоскополяризованном свете. В изотропных кристаллах обнаруживается по изменениям ориентировки спайности или линейных зон включений. В анизотропных минералах части двойника различаются по цвету и по-разному гаснут в скрещенных николях. В случае отсутствия видимых признаков двойникования, его можно попытаться обнаружить посредством травления.
Для ряда минералов, таких как сфалерит, халькопирит, раммельсбергит двойникование является диагностическим признаком.
4.2.4. Зональность
Зональность минералов обусловлена различиями в химическом составе (концентрации примесей) или дефектами кристаллической структуры. Зональность проявляется в изменении цвета, твердости, показателя отражения, содержании включений, травимости и т.д. Зональность может быть следствием [Бетехтин и др., 1958]:
В некоторых случаях зональность заметна в обычном свете благодаря цветовым контрастам между зонами или зонально расположенными физическими неоднородностям и включениями (рис. 4.6д). В других случаях зональная структура видна только в скрещенных николях. Часто для выявления зональности необходимо провести химическое травление. Зональное строение обнаруживается у множества минералов, например, пирита, галенита, сфалерита, антимонита, кобальтина, саффлорита, арсенопирита и др.
4.2.5. Включения и срастания
В кристаллах часто присутствуют включения, которые можно разделить на первичные и вторичные. Первичные включения могут быть захвачены в ходе прямой кристаллизации из расплава или раствора, представлять собой закристаллизованные реликты минералообразующей среды, при метасоматическом росте – реликты замещаемых минералов, а также являться вростками одновременно кристаллизующихся (сингенетичных) минералов (см. рис. 4.6д). Распределение первичных включений может способствовать проявлению зональности роста.
Вторичные включения возникают в результате воздействия на минерал более поздних процессов (рис. 4.6е), чаще всего – из-за распада твердого раствора в результате понижения температуры и давления. При этом первично гомогенный минерал распадается на две и более компоненты, обычно с закономерно ориентированными кристаллическими решетками. Вторичные включения также могут отражать воздействие на ранее сформированный минерал более поздних (эпигенетических) минералообразующих растворов, в результате чего новообразованные минералы формируют цепочки, мельчайшие жилки, заполняющие трещины спайности или отдельности.
Помимо минералов, включения в рудных минералах могут быть флюидными – жидкими, газовыми, газово-жидкими и содержать твердые фазы. Газ чаще всего представлен CO2, твердые фазы – мельчайшими кристалликами пирротина или троилита FeS, хлористого натрия, углекислого натрия и других солей [Булах и др., 2008]. Такие включения минералообразующих сред при нагревании гомогенизируются, а затем взрываются. Существует специальная аппаратура для изучения фазового состава таких включений и их поведения при нагревании, которые указывают на физико-химические условия минералообразования. Из сульфидных минералов чаще всего флюидные включения наблюдаются в клейофане – безжелезистой прозрачной разновидности сфалерита.
а
б
в
г
д
е
Рис. 4.6. Структурные и морфологические особенности сульфидных минералов.
а–б) проявление спайности и отдельности в сульфидных минералах: а) пластинчатая отдельность пирита; б) треугольники выкрашивания в галените. Рудопроявление Западное, Полярный Урал; в) сдвойникованные зерна сфалерита (Sph), сцементированные галенитом (Gln). Протравлено в парах царской водки. Месторождение Сафьяновское, Средний Урал; г) сдвойникованные разноориентированные пластинки пирротина. Рудопроявление Западное, Полярный Урал; д) кристалл магнетита (Mgt) с зональностью роста и включением пирротина (Po), захваченным при росте. Протравлено в конц. HCl. Месторождение Сибайское, Южный Урал; е) эпигенетические включения золота (Au) и галенита (Gln) в сфалерит-халькопиритовом агрегате. Месторождение Сафьяновское, Средний Урал.