книги из ГПНТБ / Глаголев, А. А. Щелочно-ультраосновные массивы Арбарастах и Инагли

две разновидности: наиболее распространенную - нижнетагильскую, приуроченную к Нижне-Тагильскому дунитовому массиву, и более редкую - инаглинскую, установленную в дунитах Инаглинского мас­ сива, к которой, вероятно, относятся платиноидные оруденения Кондерского и Чадского массивов ул ьтраосновных и щелочных пород Алданского щита.

Хромшпинелиды

Наряду с платиноидами в ультраосновных и основных породах Инаглинского массива как акцессорные минералы присутствуют хромшпинелиды, представленные феррихоомитом и феррихромпикотитом (по классификации Г.А.Соколова, 1948),которые при разрушении указанных пород накапливались в аллювиальной россыпи- р. Инагли и ее притоков. Хромшпинелиды в этой россыпи находятся в про­ мышленных концентрациях. Основным коренным источником хромшпинелидов являются форстеритовые дуниты. В аподунитовых метасоматических породах массива содержание хромшпинелидов по срав­ нению с содержанием дунитов уменьшается в десятки-сотни раз.

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ ВЕРХНЕЮРСКОГО — НИЖНЕМЕЛОВОГО ВОЗРАСТА, СВЯЗАННЫЕ С ПЛАСТОВОЙ ИНТРУЗИЕЙ СИЕНЙТ-ПОРФИРОВ ОБРАМЛЕНИЯ ИНАГЛИНСКОГО МАССИВА И ИМЕЮЩИЕ СКАРНОВОЕ ПРОИСХОЖДЕНИЕ

Железо

На правом борту ключа Соснового были найдены магнетит-диоп- сидовые скарны. Железные руды непостоянны по составу. Наряду с чистым магнетитом встречаются образцы магнетит-пироксеновых и магнетит-оливин-пироксеновых пород. Содержание железа в рудах варьирует от 25 до 61% (железо валовое). Железо в закисной фор­ ме содержится в руде от 9 до 20,3%. Судяпо имеющимся материа­ лам, железные руды являются метасоматическими образованиями - скарнами, возникшими на контактах юдомских доломитов с щелочно­ земельными сиенитами (сиенит-порфирами) верхнеюрского возраста. Промышленного значения железные руды массива не имеют.

Золото

Золото в виде .отдельных знаков присутствует в платиновохро­ митовой аллювиальной россыпи р. Инагли и ее притоков, не созда­ вая промышленных концентраций. Коренными источниками золота являются магнетит-диопсидовые скарны, развитые в зоне контакта сиенит-порфиров с доломитами к югу от массива. Эти скарны харак" теризуются низким непромышленным содержанием золота.

80

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ НИЖНЕМЕЛОВОГО ВОЗРАСТА,

СВЯЗАННЫЕ СО ЩЕЛОЧНЫМИ ПЕГМАТИТАМИ И СОПУТСТВУЮЩИМИ м етасомАти та м и

Титан, стронций и церий

Go щелочными пегматитами Ицаглинского массива связаны прояв­ ления титана и стронция, входящих в состав титаносиликатов строн­ ция, главным образом в состав лампрофиллита, а также проявления церия, заключенного в эвдиалитах. Это оруденение весьма убогое, явно не промышленное, но имеет познавательное значение, указыва­ ющее на связь инаглинских щелочных сиенитов и их пегматитов со щелочным магматизмом Центрально-Алданского золоторудного рай­ она, имевшим место в послеюрское время.

Флогопит

Как отмечалось при описании метасоматитов, одним из главных породообразующих минералов последних является флогопит. Концент­ рации флогопита в отдельных зонах некоторых тел метасоматитов достигают 90 объемн. %. В коре выветривания флогопит замещен гидрофлогопитом и вермикулитом. В кольцевой зоне измененных дробленых дунитов свежий флогопит встречен на глубине только 140 м. До глубины 100-115 м слюда нацело вермикулитизирована. На глубине 115-140 м слюда представлена гидрофлогопитом, а ниже 140 м гидратация слюды не проявлена и слюда представлена совер­ шенно свежим флогопитом. Зональное распределение слюд по глуби­ нам, обусловленное' наличием линейной коры выветривания на Инаглинском месторождении, позволяет предполагать его сходство с Ковдорским месторождением, на котором также устанавливается

81

82

*Образцы - из лаборатории ИГЕМ АН СССР, аналитик М.Г. Замуруева.

**Номер образца.

35 - флогопит (скв. 1, глубина 146 м ), 33-а - флогопит (скв. 1, глубина

Анализы образцов слюд пересчитаны на кристаллохимические формулы:

обр. 35:

2ч 3

(KO,90Na0>09Ba0>01CaO,04)l l04(Mg2159Fe0^37)2,96(Si2,86A1l 104Fe0iO5TiO,01)3,96x

* °9,76(Fo,i8OH2,07)2,25;

обр. 33-а:

(K0I90NaO)14BaO,01CaO,06)l 1ll(Mg2,76FeO>+29)3,05(Si3,02A1l,06Fe0^14Ti0104)4)26x

ж °io,o 8(Fo,08OHi, 92)2,00;

обр. 23-а:

(K0)68Na0,O8Ca0,O2)O,78(Mg2,33Fe0134)2,67(Si2139A10,86Fe0,16Ti0,05)3146 х

x°10,0(F0,06°4l,94>2,00;

обр. 116:

(К0,351ч,а0,05Са0,05)0,45<мв2,27ре0Г08Мп0.02>2,37(Si2,60A10,97Ti0,03Fe(^33>3,93 х

X О10(ОН)0 55 •пН20;

обр. 1:

(K0I01Ca0108)0,09(Mg2,96Feo!o5)3>01(Si2,84A10,81Ti0103Fe0 ^ 4 104x

х Он)(ОШо,91 * пН20.

84

‘ Номер образца.

Апатит

Апатит присутствует во всех метасоматических породах массива (перидотиты, пироксениты, шонкиниты и хромдиопсид-слюдяные метасоматиты), но содержание его в этих породах неодинаково. Наиболее

торых тел достигает 10 вес. %. Содержание апатита в перидотитах, пироксенитах и шонкинитах хорошо иллюстрирует кривая содержания пятиокиси фосфора на фиг. 33. Изменение содержания пятиокиси фос­ фора имеет ту направленность, что и изменение содержаний окиси кальция. Наиболее богатым апатитом породам - слюдосодержащим пироксенитам - отвечает максимальное количество окиси кальция и пятиокиси фосфора. В породах, содержащих меньшие количества окиси кальция, соответственно уменьшается и количество апатита.

Вшлифах описываемых пород устанавливается наличие апатита

винтерстициях между пироксенами и слюдами, в межзерновых про­ межутках плагиоклаза и калиевых полевых шпатов, а также в пери­ ферических частях полевошпат-нефелиновых агрегатов дактилоскопи­ ческой и микропегматоидной структур, развившихся в результате замещения плагиоклазов.

Изменения содержаний кальция, фосфора и щелочей в кольцевой зоне контактово-реакционных пород и взаимоотношения кальцийсо-

Держащих пироксенитов, слюд и полевых шпатов с апатитом в этих Породах дают основание сделать следующий вывод. Апатит образует­ ся за счет избыточного кальция в растворе при замещении оливиНов диопсидом (в перидотитах), а также за счет высвободившегося Кальция:-а) при замещении кальцийсодержащих пироксенов магнеаиальножелезистыми слюдами; б) при замещении кальцийсодержаДшх плагиоклазов ортоклазом и нефелином. Фосфор, фтор и другие

85

Т а б л и ц а 21

Основные свойства инаглинских апатитов

87

титовому оруденению, связанному с контактово-реакционными обра­ зованиями хромдиопсид-флогопитового типа (метасоматиты). В диоп- сид-флогопит-полевошпат-апатитовых зонах этих образований запасы апатита оцениваются приблизительно как 0,5-0,7 млн. т. Апатит лег­ ко может извлекаться попутно с добычей слюд. Попутное извлече­ ние апатита облегчается наличием на месторождении линейной коры выветривания, в пределах которой наблюдается сильная дезинтегра­ ция пород.

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ НИЖНЕНЕОГЕНОВОГО ВОЗРАСТА, СВЯЗАННЫЕ С КОРОЙ ВЫВЕТРИВАНИЯ

Вермикулит

В пределах массива установлено наличие промышленных скопле­ ний вермикулита, образовавшегося за счет гидратации флогопита. Основное вермикулитовое оруденение приурочено к метасоматитам хромдиопсид-слюдяного состава, залегающим в пределах развития линейной коры выветривания. В значительно меньшем количестве вермикулитовое оруденение встречается среди дунитов, перидотитов и шонкинитов в пределах развития площадной коры выветривания, где вермикулит образовался также за счет гидратации биотита и флогопита дунитов, перидотитов и шонкинитов.

По морфологии вермикулитовые проявления могут быть разделе­ ны на три типа: I) вкрапленный, 2 ) пнездовый и 3) жильный.

1. Вкрапленное вермикулитовое оруденение распространено в пре­ делах развития слюдосодержащих дунитов, перидотитов и шонкини­ тов. Оруденение этого типа представлено разобщенными между со­ бой вермикулитовыми кристаллами и агрегатами размером от долей миллиметра до 2-3 см. Преобладают обособления вермикулита раз­ мером 0,1-0,5 см. Содержание вермикулита в породе находится в прямой зависимости от прежнего содержания в ней магнезиально­ железистых слюд и варьирует от долей процента до 30-35%. Сред­ нее содержание вермикулита этого типа не превышает 2-3% от объе­ ма породы.

2. Гнездовое оруденение встречается в призальбандовых отороч­ ках пегматитов и в зонах трещиноватых дунитов, а также в кон­ тактах аподунитовых пород с сиенитами. Это небольшие изометричные тела диопсид-вермикулитовой породы размером от нескольких сантиметров до 0,5 м. В призальбандовых оторочках пегматитов вермикулит находится в ассоциации, помимо хромдиопсида, с сунгулитом, причем нередки случаи, когда существенная часть объема оторочки приходится на долю сунгулита (70-80%), а вермикулит с хромдиопсидом образует небольшие скопления в виде карманов раз­ мером 5-10 см. В единичных случаях такое оруденение отмечается среди слабовыветрелых монолитных дунитов, обычно на пересече­ ниях мелких трещинок, где вермикулит в ассоциации с хромдиопси­ дом образует овальные тела до 1 м в поперечнике. Содержание вер-

88

микулита в гнездах достигает 90-95%, при среднем содержании 2030%. Размер кристаллов варьирует от 1 мм до 3-5 см,' составляя

всреднем 0,5-1 см.

3.Жильное вермикулитовое оруденение приурочено исключитель­ но к кольцевой зоне разлома, контролируемой трещиноватыми дунитами и залегающими в них щелочными пегматитами и хромдиопсид-

слюдяными метасоматитами.

Фиг. 34. Потеря веса вермикулита при нагревании Фиг. 35. Кривые нагревания инаглинского вермикулита

89

Вермикулит в метасоматитах, распространенных в пределах р аз­ вития коры выветривания, является основным породообразующим ми­ нералом. Это минерал желто-бурого цвета с золотистым оттенком и жирным маслянистым блеском. Он встречается как в крупных кристаллах (до 20x30 х10 см), так и в виде мелких чешуек. Про­ центное соотношение различных фракций вермикулита выглядит еле—- дующим образом:

1)крупные кристаллы размером 2 см и крупнее - 10%,

2)кристаллы от 1 до 2 см - 17,5%,

3)кристаллы от 0,5 до 1 см - 12%,

4)кристаллы менее 1 мм - 26,5%.

Потери в весе в общей сумме воды в образцах вермикулита при различных температурах приведены в табл. 22, (фиг. 3 4 ).

На фиг. 35 приведены кривые нагревания вермикулита, получен­ ные на фоторегистрирующем пирометре ФПК-55, На кривых нагре­ вания четко видны: 1) эндотермический эффект, связанный с выде­ лением воды: от 120 до 250°, от 250 до 345 , 2) выделение кон­ струкционной воды: от 840 до 945°.

Как видно из сопоставления химических составов вермикулитов Инаглинского и Ковдорского месторождений, эти минералы весьма близки (табл. 23).

Ниже помещаем сравнительные графики зависимости величины вспучивания вермикулитов от толщины образца (фиг. 36), зависи­ мости величины вспучивания вермикулита от диаметра образца (фиг. 37) и зависимости потерь в весе вермикулита от степени на­ грева (фиг. 38), заимствованные из статьи Н.Н.Кальянова (1962), где инаглинский вермикулит именуется селигдарским ввиду того, что нами при отправке вермикулитовых проб на испытания в НИИ "Теплопроект" Йнаглинское месторождение было названо Селигдарским по одноименному поселку, где базировалась партия.

Как видно из сопо­ ставления приведенных графиков, потери в весе (главным образом потери воды) инаглинского верми­ кулита в основном проис­ ходят при нагреве до тем­ пературы 200°, в то время

Фиг. 36. Графики зависимо­ сти величины вспучивания вермикулитов от толщины образца

91