книги из ГПНТБ / Капустин Ю.Л. Минералогия коры выветривания карбонатитов

флюорита на натечном лимоните. Округлые и линзовидные скоп­ ления порошковатого светло-фиолетового флюорита (до 2x5x1 см)

ядро в них более темное, а периферия — светлая. В гипергеином флюорите обнаружены ничтожные следы Sr, Ва и TR, в то время как эндогенный флюорит содержит их до 1—3% (в сумме). Порошковатый флюорит постоянно загрязнен примесью галлу­ азита.

Г е а р к с у т и т CaAl(F, О И ) 5 - Н 2 0 редко встречается в коре выветривания карбонатитов н обнаружен лишь в Большетагнинском массиве. Здесь линейная кора выветривания развита в мелких зонах перетирания вдоль контактов гематит-флгоори- товых жил. В таких участках встречены скопления галлуазита, перетертого порошкового флюорита, кварца, халцедона и среди них — мелкие (до 1 см) стяжения плотного фарфоровидиого геарк­ сутита. Геарксутит белого цвета, скрытокристаллический, посто­ янно содержит примесь галлуазита и кварца. Свойства минерала обычные. Под микроскопом он агрегатно поляризует; ?г& = 1,458; Пр — 1,449. Дебаеграмма геарксутита аналогична эталонной. На поверхности стяжений геарксутита встречены тонкие кристал­ лические корки белого флюорита.

4. ОКИСЛЫ

Минералы этого класса занимают одно из ведущих мест по распространенности в коре выветривания карбонатитов. Боль­ шая часть из них — остаточные минералы первичных пород, устойчивые в гипергенных условиях, но весьма широко развиты п гипергенные водные окислы Fe, Mn, А1. К первичным остаточ­ ным минералам относится большинство безводных окислов.

Безводные окислы

М а г н е т и т Fe3 04 — характерный первичный минерал ультрабазитов, магнетито-форстеритовых пород и ранних карбона­ титов — присутствует во всех массивах в значительных коли­ чествах. В элювии и рыхлых продуктах, покрывающих ультрабазиты, магнетит составляет от 10 до 50%, особенно в больших количествах накапливаясь над участками коренных пород, обога­ щенных первичным магнетитом. Механическая и химическая устойчивость магнетита, а также его значительный удельный вес приводят к накоплению минерала в элювии, перемытых корах, русловом аллювии и озерных отложениях. В этих образо­ ваниях магнетит составляет 30—60% тяжелой фракции, а во­ круг выходов пород в массивах Вуориярви (Тухта-вара) и Ков­ дор магнетит накапливается в количестве до 70%. В древних

102

слоистых русловых отложениях мелких ручьев (доледниковой гидрографической сети), перекрытых ледниковыми отложениями иад телом магиетито-форстеритовых пород в Ковдоре, магнетит распределен резко неравномерно. В верхах аллювиальной толщи •содержание его 15—25%, а в низах достигает 70%. В нижней части разреза здесь развита косая слоистость и присутствуют невыдержанные мелкие (мощностью 10 см) линзы, содержащие 70—80% магнетита, значительную примесь апатита и изменен­ ного форстерита. Мелковкрапленный магнетит в процессе перемыва кор и транспортировки постепенно переизмельчается и довольно быстро рассеивается. При неровном рельефе и развитой сети оврагов и долин магнетит преимущественно сносится в них, акку­ мулируясь вместе с апатитом и образуя перемещенные концентрации.Такие концентрации обнаружены нами в современных и древиих депрессиях и руслах на массивах Восточного Саяна, в Вуо­ риярви, Себль-Явре, Африкаиде и Ковдоре. Аналогичные скоп­ ления магнетита известны вокруг массивов Африки (Deans, 1966, Heinrich, 1966), в которых количество магнетита в первичных породах не столь велико (до 15—20%). В связи с относительной устойчивостью магнетита ореол его рассеяния вокруг отдельных массивов достигает 15 км.

В массивах, расположенных в высоких широтах, в зоне поляр­ ного климата, большая часть магнетита в современных отложениях не изменяется. Но уже в саянских массивах обломки и кристаллы магнетита частично трещиноваты, корродированы с периферии и окружены коркой мартита или бурого пористого агрегата лимо­ нита, гематита, во виутренних частях которых часто обнаружи­ ваются микропрожилки и отдельные выделения маггемита. Крис­ таллы и обломки магнетита из древних русловых и элювиаль­ ных отложений в Ковдоре Вуориярви и Себль-Явре иногда мартитизированы целиком, что указывает на значительную интен­ сивность и гораздо более теплый климат, существовавший ранее па Кольском полуострове.

В тропических условиях процесс изменения магнетита выра­ жен значительно интенсивнее, и большая часть его превращается в мартит (с вероятной примесью маггемита). Несмотря на то что повсеместно преобладает мартитизация и разрушение магне­ тита, этот минерал частично регенерируется в гипергеиных усло­ виях. В каркасных пористых псевдоморфозах лимонита по сплош­ ной массе сульфидов в Нижнесаянском массиве встречены тон­ кие (до 1 мм) прожилки зернистого магнетита, пересекающие лимонит, и редкая вкрапленность отдельных мелких (до 0,1 мм) кристаллов. Этот магнетит гипергенного происхождения незна­ чительно отличается от первичного.

Свойства магнетита обычные. Под микроскопом, в отражен­ ном свете он серого цвета, с отражательной способностью более высокой, чем у сфалерита и ильменита; изотропен. Гипергенный магнетит имеет буроватый оттенок. Состав магнетита из рыхлых

103

отложений практически аналогичен его составу из корренных пород. В рыхлых отложениях на карбоиатитах магнетит постоянно более магнезиальный и содержит до 3% Т Ю 2 , а в выветрелых ультрабазитах он представлен титаномагнетитом до 14% ТЮ 2 . В выветрелом и мартитизированном магнетите из древнего аллю­ вия (Ковдор) и перемытой коры (Нижнесаянский массив) повышено содержание А1 и понижено Ti по сравнению с первичным мате­ риалом (табл. 10).

П р и м е ч а н и е . Образцы из Вуориярви и саянских массивов—из элювия. Ана­ лизы 2, 3, 6 приведены по данным А. А. Кухаренко и др. (1965). Аналитики: 1, 4, 5, 8 — Н . А. Короткова; 7, 9 —М. В. Кухарчнк, В . Н . Архангельская.

Ш п и н е л ь (Mg, Fe)Al2 04 в единичных мелких (<0,2 мм) зернах неправильной формы встречена в рыхлых отложениях, развитых на магнетито-форстеритовых породах в Ковдоре и Вуо­ риярви. Шпинель—остаточно-реликтового происхождения. В еди­ ничных зернах встречена и в озерных отложениях массива Вуо­ риярви. Шпинель зеленого цвета, изотропна; п = 1,770; прочие свойства ее обычные; дебаеграмма аналогична эталонной.

Х р о м о м а г н е т и т Fe(Fe,Cr)2 04 в виде редких, хорошо ограненных октаэдрических кристаллов со слабо округленными ребрами встречен в аллювии и озерных отложениях массивов Лесная варака и Тулинский. Кристаллы его (0,5—1 мм) не изме­ нены, черные, блестящие. Минерал магнитен слабее магнетита. Дебаеграмма хромомагнетита близка к таковой для магнетита, с незначительным уменьшением размера элементарной ячейки ао = 8,ЗА (вычислено по дебаеграмме). Удельный вес минерала 4,90. Содержание С г 2 0 3 7,65% (Лесная варака). Минерал релик­ тово-остаточного происхождения. Хотя состав хромистых шпииел-

104

его теснейших срастаний с этими минералами. Дебаеграмма маггемита близка к дебаеграмме магнетита ( а 0 = 8,ЗА). В шли­ фах маггемит отличается от магнетита лишь при совместном сра­ стании по более высокой отражательной способности; в отра­ женном свете маггемит голубовато-серый, изотропный. Спект­ ральным анализом в образцах маггемита (загрязненного лимо­

элементов обычно ниже (до 0,1%) и, возможно, они свойственны

1971). В гипергенных условиях этот гематит из-за своей хруп­ кости сохраняется редко и лишь в элювиально-делювиальных отложениях. Мелкие (до 1 мм) редкие округленные пластины гематита встречены нами в рыхлых отложениях почти всех мас­ сивов. В элювии, развитом на гематит-флюоритовых породах Большетагнинского массива, черные пластины гематита расщеп­ лены н обохрены с периферии. Содержание гематита в рыхлых отложениях на этом массиве быстро уменьшается по мере удале­ ния от гематитсодержащих пород. Вверх по разрезу рыхлых отложений гематит также исчезает, сменяясь порошковатой охри­ стой массой лимонита и гематита (гипергенного). Гораздо более устойчивы и широко распространены псевдоморфозы по магне­ титу (мартит), встречающиеся в гипергениой зоне всех масси­ вов. В отложениях на Кольских массивах мартитизация четко проявлена лишь в доледниковых образованиях, а в постледниковых она не развита. Более интенсивно мартитизация развита в зоне тропического климата. В рыхлых отложениях на массивах Луеш, Араша, Якупираига, Мрима, Бингу мартит распространен весьма широко (Broughton а. о. 1950, Bethune, 1956).

Свойства гипергенного гематита обычные. Спектральным ана­ лизом в мартите постоянно отмечается примесь Мп, Mg, А1, Ва, Си, но химические анализы (М. В. Кухарчик) показали понижение содержания в нем ТЮ2(0,95 %) и повышение содержания

И л ь м е н и т FeTi03 в рассматриваемых массивах встре­ чается часто, но в незначительных количествах, концентрируясь преимущественно в амфиболизированных ранних карбонатитах (Капустин, 1971). В гипергенных условиях ильменит высвобож­ дается, но концентраций не образует. Мелкие ( < 1 мм) округ-

106

лепные кристаллы ильменита встречены в рыхлых отложениях на карбонатитах Нижнесаянского, Песочного, Ковдорского и Вуориярвииского массивов, а также в озерных и аллювиальных отло­ жениях поблизости от этих массивов. В современных отложениях кристаллы ильменита округлены или окатаны, а в доледниковых — покрыты плотными белыми пленками (Вуориярви) или желтыми порошковатыми налетами гипергенного анатаза (лейкоксен). В древней коре массива Вуориярви, перекрытой озерными отло­ жениями, обнаружены пластины ильменита, почти нацело заме­ щенные анатазом. Неизмененный ильменит обычно почти чисто железистый, содержитМпО 3% , Nb 2 0 B 0,3—0,7% и Т а 2 0 5 0,005— 0,01%. В лейкоксенизированном материале примесь N b 2 0 5 повы­ шается до 1,27% (Вуориярви) — 1,31% (Нижнесаянский) и Т а 3 0 5 до 0,04% (Вуориярви).

Б р у к и т Т Ю 2 — характерный первичный минерал поздних карбоиатитов (Капустин, 1971). В небольших количествах он местами встречается в рыхлых отложениях, развитых на этих породах или поблизости от них (Вуориярви, Намо-вара, МагнетКов), но площадного распространения не имеет. Единичные знаки брукита встречены и в озерных отложениях массива Вуо­ риярви. В гипергенных условиях брукит устойчив. Редкие кри­ сталлы его в россыпях лишь слабо округлены и часто имеют ровные блестящие грани. Брукит представлен черным арканзитом.

А н а т а з ТЮ 2 в виде тетрагональных синих кристаллов широко распространен в первичных поздних карбонатитах и, высвобождаясь из них в гипергенных условиях, сохраняется в рыхлых отложениях. Но аиатаз образуется и при выветривании минералов ТЛ. В доледниковых отложениях массивов Вуориярви, Ковдор и Себль-Явр часто встречаются серо-желтые псевдомор­ фозы плотного микрозернистого анатаза (лейкоксен) по перовскиту, реже — по ильмениту. В пористо-ячеистых массах лимо­ нита, цементирующих скопления титаиомагнетита (Вуориярви— Неске-вара), встречены скопления порошковатого анатаза раз­

Хотя анатаз устойчив при выветривании, в процессе перемыва рыхлых отложений он разрушается и постепенно исчезает. Свой­ ства остаточного анатаза обычно не меняются при выветривании, но гипергенный анатаз по свойствам и составу отличается от первич­ ного. Дебаеграмма порошковатого анатаза диффузна; в нем повы­ шено содержание Nb, Та, воды (табл. 11) и постоянно присутствует примесь Са, A l , Si, Mn, Fe, Sr (до 1% по данным спектрального анализа).

На кривой нагревания порошковатого анатаза заметен неболь­ шой эндотермический пик при 80—100°, вероятно, обусловлен­ ный выделением воды низкотемпературного характера.

107

Аналитик М, В. Кухарчнк; содержание поды определено при термиче­ ском апалпзе I I . С- Гороховой.

П е р о в с к и т (Са, Sr, TR)(Ti, N r ) 0 3 — типоморфный минерал ультрабазитов и ранних карбонатитов в стадии (Капу­ стин, 1971). Он чрезвычайно широко распространен и в коре выветривания этих пород. Высокая твердость, механическая и химическая устойчивость предопределили его хорошую сохран­ ность при выветривании. Перовскит встречен в элювии, аллю­ вии и озерных отложениях всех Кольских и многих сибирских массивов; он известен в коре выветривания Якупиранги, Палаборы, Магнет-Ков (Tuttle, Gittins, 1966), где ассоциирует с титаномагнетитом, вермикулитом и апатитом. Количественно перов­ скит повсеместно уступает титаиомагнетнту.

В отечественных массивах, расположенных в холодной или умеренной климатических зонах, перовскит в рыхлых отложениях с поверхности часто замещается анатазом. В жарком тропическом климате этот процесс несомненно ускоряется, и значительная часть перовскита должна быть лейкоксенизирована. При перемыве кор выветривания относительно мягкий лейкоксен быстро уничтожается. Тем не менее перовскит является характерным минералом выветривания ультрабазитов, и наличие этого мине­ рала может служить их поисковым признаком. Высокое содер­

из ультрабазитов обычно октаэдрнческий, а из карбонатитов — кубический.

продуктами, но его ниобиевая разновидность гораздо более устой­ чива. Хотя ее содержание в коренных карбонатитах обычно иич-

108

тожно и лишь местами встречаются ее концентрации, кристаллы ниобоцирконолита широко распространены в рыхлых отложениях. В Вуориярви ниобоцирконолит местами встречается в рыхлых отложениях не только на карбонатитах, но и на пироксенитах. Отдельные знаки его встречены и в озерных отложениях на запад­ ном склоне Неске-вары. Особенно устойчивы псевдокубические кристаллы этого минерала. Вместе с магнетитом, титаномагнетитом и перовскитом кристаллы этого типа обнаружены в сов­ ременных рыхлых отложениях на удалении до 4 км (к юго-во­ стоку) от массива Вуориярви. Эти кристаллы слабо окатаны,

Форма кристаллов при этом не изменяется, и по ним развиваются исключительно тонкозернистые параморфозы, не дающие дифрак­ ционной рентгеновской картины. Химический состав полностью осветленного (светло-кремового) ниобоцирконолита (анализ в табл. 12) значительно отличается от состава первичного мине­ рала большим содержанием Nb, Tb, Zr и Та и воды. В нем резко уменьшается количество Са, щелочей. Состав TR. в выветрелых образцах также меняется, и в минерале возрастает содержание Се, La, Nd (табл. 13). При нагревании минерала вода удаляется при 90—100°, а при 710° минерал рекристаллизуется. На дебаеграмме полученного вещества отмечены слабые линии циркона, сильные линии ильменита, бадделеита; иногда заметны линии пирохлора. Вода в выветрелом минерале, вероятно, заполняет пустоты в разрыхленном каркасе структуры. Измененный свет­ лый циркелит более мягок и легче разрушается при перемыве. Грани его округляются, и он становится неотличимым от обыч­ ного лейкоксена. В этом виде он несомненно пропускается в шли­ хах, и диагностика его затруднительна.

Ф е р с м и т CaNb2 06 постоянно входит в состав псевдо­ морфоз по пирохлору, развивающихся во внешней зоне анкеритизации пирохлороносных ранних карбонатитов. В рыхлых отло­ жениях и особенно в аллювии такие псевдоморфозы сохраняются наиболее хорошо. Они более устойчивы механически, чем первич­ ный хрупкий пирохлор. Ферсмит образует микропрожилки в кри­

ных ранних карбонатитов. В гипергенных условиях ферсмит совершенно осветляется. По нему развивается тонкозернистый агрегат с очень высокими показателями преломления. Стадийность

109