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

отложений на этих породах. При растворении основной массы карбонатов он накапливается, и содержание его достигает 5—10%. Известны крупные промышленные месторождения именно в корах (Араша, Тапира, Биигу, Мрима, Мбея), где пирохлор ассоции­ рует с другими остаточными минералами — аппатитом, магнети­ том, бадделеитом. При перемыве рыхлых отложений пирохлор первоначально накапливается, но затем из-за своей хрупкости измельчается и разрушается. Концентрации его возникают в тыло­ вой зоне россыпей ближнего сноса, на удалении не свыше 2 км от коренного источника. Наиболее легко разрушаются метамиктный гатчеттолит и красно-бурый пирохлор, обогащенные Та, Th, U . Кристаллический светло-бурый пирохлор из рихтеритдоломитовых зон и в элювии, и в россыпях сохраняется. Пиро­ хлор претерпевает и химическое изменение. Кристаллы его освет­ ляются, становятся непрозрачными, грани их искривляются, покрываясь трещинами и порошковатым налетом (см. рис. 9, з). Этот процесс интенсивно проявлен в древних саянских корах и доледниковых корах Кольских массивов. В современных усло­ виях химическое изменение пирохлора проявлено слабо, и кри­ сталлы его в элювии покрыты лишь тонким порошковатым ве­ ществом. Максимально интенсивно изменение пирохлора в тро­ пическом климате, где он нацело превращается в порошковатые параморфозы (Мрима — Goetzee, Edwards, 1959). Подобные пара­ морфозы обнаружены нами в саянских массивах. Под микроско­

из различных участков или из перемытой и переотложенной коры не имеет смысла, так как первичные колебания могут зна­ чительно перекрывать пределы вторичных изменений. При сравне­ нии первичных и выветрелых образцов пирохлора из одних и тех же участков (табл. 14) хорошо заметно накопление при выветрива­

автором была изучена стадийность процесса выветривания при наличии нескольких промежуточных по степени выветрелости образцов. В выветрелых образцах пирохлора отмечается (кроме постоянного накопления Nb и Та) также первоначальное накоп­ ление U,Fe + 3 и TR, в меньшей степени Th. Характерные отно­ шения Ta/Nb, U/Th, Nb/Ti возрастают в продолжении всего про­ цесса выветривания, но на последней стадии U также выносится. Меняется иногда и состав TR с хорошо улавливаемым накопле-

112

иием La и вьшосом только Y, Yb, Gd, Sm, Рг, но п.на последней стадии Се и Nd (табл. 15). Параллельно выветриванию происхо­ дит окисление поливалентных элементов, и в выветрелых образ­

я постепенно превращается в соединение (Nb, Т а ) 2 0 5 • и Н 2 0 , весьма мягкое и легкое рассеивающееся при перемыве и дезинтеграции.

тов (Гайдукова и др., 1962), где он слагает псевдоморфозы по пи­ рохлору. Колумбит в коренных породах по распространенности значительно уступает пирохлору, но обладает более высокой твердостью и механической устойчивостью, чем пирохлор, и ме­ нее хрупок.

Колумбит сохраняется в рыхлых отложениях на карбо­

и Вуориярвинский массивы). Колумбитизированный пирохлор пред­ ставляет собой полные или частичные псевдоморфозы, обычно хорошо сохраняющие октаэдрический облик первичных кристал­ лов пирохлора. При неполной колумбитизации тонкая оторочка колумбита быстро обкалывается в процессе перемыва, измельчаясь вместе с центральным ядром пирохлора. Частичные псевдомор­ фозы, как это заметили Е. А Зверева и Г. В. Писемский (1969)г

Колумбитовые псевдоморфозы пронизаны микропрожилками ли­ монита и цри извлечении рассыпаются на мелкие обломки, частопокрытые порошковатым налетом. Этот налет рентгеноаморфен и под микроскопом изотропен. При увеличениях свыше 500 в нем заметно агрегатно поляризующее вещество. После прокаливания

Т о р и а н и т ТЬО2 в виде единичных кубических кристаллов, встреченных в рыхлых отложениях на ранних карбонатитах Палаборы (Russel а. о., 1954), Ковдорского, Тулинского и одного из саянских массивов. Кристаллы его не изменены, черного цвета,, ровные, блестящие, по свойствам и составу аналогичны первич­ ному торианиту из коренных карбонатитов (см. табл. 16). В древ­ нем алювии Ковдорского массива встречены единичные осветлен­ ные кристаллы торианита с округленными ребрами. Характер

И Т

этого изменения установить не удалось из-за малого количества имевшегося материала.

Б а д д е л е и т Z r 0 2 — типоморфный акцессорный минерал апатито-магиетпто-форстеритовых пород (фоскоритов) и ранних карбонатитов. Он весьма устойчив, хорошо сохраняется в гипер­ генных условиях и встречен в рыхлых отложениях на массивах Сибири, Кольского полуострова, Африки и Бразилии. Обладая высокой твердостью (6) и прочностью, бадделеит устойчив также п химически. Он накапливается в элювии и аллювии не только в северной, гумидной зоне, но н в аридных областях. Массивные желваки шестоватого или радиальио-лучистого (фавас) бадделеита в Покос де Калдас образуют крупные скопления в рыхлых и ал­ лювиальных отложениях. Бадделеитовые русловые и террасо­ вые галечники являются здесь наиболее богатыми рудами. Ореолы сноса бадделеита (до 10, в единичных случаях — до 15 км) зна­ чительно превышают ореолы сноса прочих редкометальных ми­ нералов карбонатитов. Бадделеит редок в других комплексах пород и может служить устойчивым поисковым критерием на карбонатиты. Своеобразием морфологии его кристаллов и отно­ сительно легкая диагностика их делают бадделеит ценным мине­

ваки фав'аса иногда покрыты с поверхности порошковатыми нале­ тами, но состав их не изучен. Свойства бадделеита и состав устой­

Кал ас и возможно попутное его извлечение в Палаборе, Сукулу, Букусу, Мбее (Deans, 1966).

Т е н о р и т СиО образует тонкие лорошковатые налеты на сплошных выделениях окисленного халькопирита в Ковдоре, Вуориярви в ассоциации с малахитом, купритом и лимонитом. Тенорит черный; дебаеграмма его аналогична эталонной (табл. 16), свойства обычные. Спектральным анализом в нем обнаружены Си, Fe, Pb, Мп. Возможно, он распространен шире, чем это пред­ ставляется сейчас, но трудно диагностируется, практически не •отличаясь от сажистых и порошковатых марганцевых минералов.

К у п р и т Cu2 0 встречен в тесной ассоциации с теноритом

звиде мелких единичных красных выделений и микропрожилков

врыхлой массе разрушенного малахита в Ковдорском и Нижиесаянском массивах. Свойства минерала обычные, дебаеграмма аналогична эталонной. Спектральным анализом в куприте обна­

ружены Си (>1%) и следы Fe, Zn, Pb, Mo.

Г л е т PbO обнаружен в единичном случае в виде порошковатого охристого налета на раздробленном тонкозернистом галените

встречен налет глета. Возможно, вместе с ним присутствуют

Ц 8

* В. С. Гайдукова и др., 1962; ** Н . И . Краснова и др., 1907; *** S. A. Hiemstra, p . Groefleycld, 1954,

и другие окислы РЬ, но выделить их в чистом виде не удалось. Вся масса пропитана лимонитом и окрашена в бурый цвет.

Глет оранжевого цвета, но почти постоянно загрязнен лимо­ нитом и имеет бурую окраску. Дебаеграмма его аналогична эталон­ ной, но диффузна и содержит небольшое число линий; свойства минерала обычные. Спектральным анализом в глете обнаружено присутствие РЬ и Fe > 1%; Си, Zn, Са и Мп — 0,1—0,001%.

О к и с л ы р е д к и х з е м е л ь T R 2 0 3 оказались довольно распространенными в выветрелых поздних карбонатитах с бербаи-

китом. При выветривании бербанкит, аикилит и карбоцериаит постоянно приобретают красную окраску. Почти все образцы бербанкита в массиве Вуориярвп, взятые из выветрелых анкеритовых жил, окрашены в красный цвет. Бербанкит обычно замутнен тончайшей красной пылью и пронизан сетью микропрожилков тонкокристаллического агрегата барита и карбонатов, также пегментированного красным пылевидным материалом. В пустотах, остающихся после растворения бербанкита, образуются кристаллы красного стронцианита, замутненного красной пылью. В красном стронцпаните обнаружено содержание 3,50% TR 2 O g , а после рас­ творения в ЫС1 карбонатного агрегата, развивающегося по бербанкпту, остается мелкокристаллический барит и охристый осадок,

и красную охристую массу в пустотах. Эта масса порошковата, под микроскопом однородна, но обнаруживает исключительно мелкозернистое строение; оптические свойства ее определить не удалось.

Отдельные мельчайшие обособления непрозрачны И Л И окрашены в густой красный цвет и имеют показатель преломления >1,8. Дебаеграмма этого материала диффузна и насчитывает небольшое

Г. В. Любомилова). Анализированный материал представляет со­ бой, вероятно, смесь 92% T R 2 0 3 n8% лимонита, почти постоянно присутствующего в составе всех охристых масс. Установлено

На кривой нагревания минерала не отмечено экстремальных эффектов. Вероятно, материал представляет собой природный окисел TR, отличный от церианита, со слабым преобладанием La над Се. Гипергенный церианит в выветрелых карбонатитах нами обнаружен не был.

М о л и б д и т М о 0 3 — постоянный и характерный продукт окисления молибденита. Молибдит обнаружен нами па поверх­ ности выветрелых образцов анкеритовых карбонатитов в Нижне-

120

саянском .массиве. Эти карбонатиты содержат мелкочешуйчатый молибденит, по которому и развивается молибдит вместе с более обычным ферримолибдитом. Молибдит образует порошковатые желтые налеты. Под микроскопом ои агрегатно поляризует,, ио явно анизотропен, с показателем преломления п > 1,8. Дебаеграмма молибдита аналогична эталонной и имеет диффузный

1, 2, 3—Нижнесаяискнй массив; 4—Салланлатва.

характер (табл. 17). Спектральным анализом в молибдите обнару­ жено содержание Мо > 1% и примесь Си, Mg, Zn, Pb. По распространенности молибдит значительно уступает ферримолибдиту и встречается в участках породы, не содержащих пирита. При одновременном разрушении пирита во всех случаях образуется ферримолибдит.

П и р о л ю з и т М п 0 2 — один из широко распространенных минералов зоны гипергеиеза, характерен и для коры выветривания

121

карбонатитов. Постоянное присутствие Мп в эндогенных мине­ ралах (особенно карбонатах) карбонатитов обусловливает накоп­ ление М п 0 2 и среди экзогенных продуктов. В рыхлых отложениях на ранних карбонатитах, примесь Мп в которых невелика (менее 0,1%), содержание минералов его также незначительно. Но при выветривании поздних карбонатитов, обычно обогащенных Мп, концентрируются и его минералы (Мрима, Вигу, Туидулу, Мбея, Тапира, Салланлатва). Обогащение минералами Мп кор выветри­ вания этих пород служит их поисковым признаком. Желваки пиролюзита в больших количествах встречаются и в Покос де Калдас. В саянских массивах встречены натечные почковидные массы пиролюзита с толщиной слоя до 2 см (рис. 11, а , б). В Салланлатве, Вуориярви, алданских и саянских массивах почки пиролюзита и псиломелана покрыты с поверхности друзами шестоватых кристаллов «полианита» до 1 см в длину, а в лимоиитовой массе н трещинах выветрелых пород развиты сажистые и плотные налеты вада. Мелкие стяжения его встречены и в бокситах Чадобецкого поднятия.

П и р о л ю з и т неравномерно распределен в разрезе кор. Максимальные концентрации его отмечены в лимоиитовой сред­

массы и желваки слоистого или концентрически-зонального строе­ ния. Вместе с ним постоянно встречаются лимонит, псиломелан, фосфаты Fe3 , реже — коронадит, голлаидит и барит. Пиролюзит черного или стально-серого цвета; . удельный вес почковидной разновидности 4,94—5,02 и кристаллической 5,00—5,11. Свой­ ства его обычные. Под микроскопом в отраженном свете он белый, буроватый. Отражательная способность у кристаллов прибли­ жается к отражательной способности пирита, а у натечного агре­ гата — почти как у галенита. Минерал сильно анизотропен, с сильным двуотражением. Спектральным анализом в пиролюзите обнаружено (в вес. % ) : 0,58 N i ; 1,50 Ва; 0,81 Sr; (Верхнесаян­ ский); 0,32 Sr; 0,11 Pb; 2,18 Ва\ 0,09 La);.0,02 Y (Салланлатва). Постоянна примесь Fe (0,2—1%). При прокаливании пиролюзит испытывает ряд фазовых превращений, переходя в курнаковит (при 650—580°), затем — в В гаусманнит (при 980—1000°) и при 1200° — в кубическую у М п 3 0 4 (Роде, 1951).

Образование пиролюзита, вероятно, наиболее интенсивно про­ исходит в жарком климате. В отечественных массивах пиролюзит образует крупные массы только в древней коре выветривания. В современных рыхлых отложениях желваки его не образуются.

К в а р ц Si0 2 постоянно присутствует в выветрелых карбо­ натитах. Окварцевание их отмечено в Мриме, Тундулу, Канганкунде, Чилве, Вуориярви, Тулинском и саянских массивах. Характер, этого процесса (эндогенный или экзогенный) не всегда удается определить. Экзогенный кварц обычно образует мелкие

122