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

= 100%): 1. La 1 8 Ce a B Pr 7 Nd 2 0 Sm4Eu1 Gd 8 Tb 1 Dy B Er 0 l 3Yb 0 i e Y l v ; 2. LajjCeasPreNdaaSmaGdiY^. Состав TR в лимоните оказался

-значительно более иттриевым и менее церовым, чем в прочих минералах из коры выветривания карбонатитов, в которых сумма Се + La -+- Рг + Nd составляет 85—95%, содержание Се не опускается ниже 30% и La — ниже 20% (Капустин, 1966). Способ вхождения TR в состав лимонита неясен, но анализировался лимо­ нит натечный, без следов механических примесей. После промывки тонкорастертого материала в 10%-ном НС1 для удаления возмож­ ных растворимых примесей карбонатов и фосфатов TR в нем вновь обнаружено содержание 0,006 и 0,005% T R 2 0 3 (Салланлатва) с близким соотношением элементов La2 3Ce30 Pr7 Nd1 8 Sm1 Gd3 Y1 8 . Вхояедение Nb, U, TR, Мн в гётит частично обусловлено •совместным соосаждением их при выделении железистого осадка, захватывающего и эти элементы.

Б ё м и т и г и д р а р г и л л и т (гиббсит) АЮОН и А1(ОН)3 — основные минералы бокситов, в том числе и бокситов, развиваю­

щихся на щелочных массивах Покос де Кадлас, Магнет-Ков, Чадобец, островов Лос. В корах выветривания карбонатитов эти минералы ранее не отмечались, хотя в рыхлых массах на карбо­ натитах Африки и Бразилии содержание А1 постоянно высокое. В низах разрезов рыхлых отложений Саллаилатвы, Вуориярви, Салмагорского и саянских массивов отмечены высокие содержа­ ния А 1 2 0 3 (до 17,32%), но только в Вуориярви и Нижнесаянском массиве удалось выделить мелкие стяжения обоих минералов. Они присутствуют и в верхах галлуазитовой массы Енисейского массива и в фосфатной массе Ессея и Ковдора. В Нижнесаянском массиве мелкие (до 5 мм) округлые стяжения бёмита и гиббсита встречены и в лимонитовой массе. Эти стяжения порошковатые, желтого или белого цвета, иногда в них заметны тончайшие пла­ стинчатые кристаллы бёмита (0,001—0,01 мм) и частично сохра­ няется их радиально-лучистая ориентировка. Выделения обоих минералов мягкие и легко рассыпаются в порошок при высушива­ нии. Оба минерала находятся в теснейшем срастании, и отделить

Бёмит оптически двуосный, положительный, ng = 1,653; п,п = 1,661 и пр — 1,646; С : Ng = 0. В относительно чистом виде уда­ лось выделить лишь гидраргиллит, дебаеграмма которого имеет диффузный характер и аналогична эталонной (табл. 18). На кри­

циации с пиролюзитом, образует стяжения до 2 см в поперечнике

125

П р и м е ч а н и е . Анализы № 3, 4, 7, 8 — Дж . Д . Дана и др., 1954; 9— Е . А. Зверева и Г. В. Писемский, 1969; 1-5, 9— псиломелан, 6 —8—коронадит.

встречается редко. Он обнаружен только в Салланлатвинском массиве, где образует отдельные почки или слои в натечной массе пиролюзита и лимонита. Почки коронадита (до 1 см в поперечнике) слоисты, и в них чередуются слои мелкозернистого и шестоватого строения. Отдельные почки имеют радиально-лучистую струк­ туру. Коронадит черного цвета, с заметной спайностью в двух направлениях вдоль удлинения кристаллов. Под микроскопом он серый, по отражательной способности близок к пиролюзиту; резко анизотропен, с прямым погасанием. Минерал тетрагональ­

коронадиту из Коронадо (Аризона, США) и Марокко (Боу-Тазилт). Формула анализированного образца:

Mn?,9 6 Pb0 > 0 1 Ba0 ,o6 Mnt0 4 01 S i 0 2 (OH)2

, 10 15,12

отвечает теоретической формуле коронадита и подтверждает его чистоту. Содержание голландитовой молекулы в Салланлатвин­ ском образце менее 10% (ВаО — 1,45%). В коронадите постоянно присутствуют и (ОН)-группы, вероятно, замещающие часть кисло­

в отраженном свете — белый, резко анизотропный, с отражатель­ ной способностью несколько меньшей, чем коронадит. Полного химического анализа минерала не произведено. Методом фото­ метрии пламени Л. И. Баум в нем установлено 16,44% ВаО и 0,89% SrO. Спектральным анализом в голландите обнаружены Mn, Ва, Fe, РЬ, Са. Дебаеграмма голландита практически ана­ логична дебаеграмме коронадита (см. табл. 18). Голландит также тетрагональный; а 0 = 6,94 и со = 5,71 А. И коронадит, и гол­ ландит возможно распространены в коре выветривания карбонатитов гораздо шире, чем это представляется сейчас, но сходство их с натечными псиломеланом или пиролюзитом затрудняет их диагностику.

вараки и Ковдора. Немалит образует в массе серпентина парал­ лельно-волокнистый агрегат с ориентировкой волокон перпенди­ кулярно плоскости трещин. Свойства немалита обычные. Он белого или желтоватого цвета, оптически двуосный, с очень малым 2V

128

(до 7°); положительный ng = 1,579; пр = 1,563. Дебаеграмма немалита аналогична обычной дебаеграмме брусита. На кривой нагревания минерала четко фиксирован пик дегидратации (при 430° - см. рис. 10, 1).

О п а л Si02 -?zH2 0 обнаружен в виде плотных белых про­ жилков (до 1 см) и налетов в трещинах форстерито-магнетитовых

с поверхности порошковатый, загрязнен лимонитом. Под микро­ скопом он бесцветен, изотропен, п = 1,460. На дебаеграммах опала иногда заметны 3—4 слабых линии кристобалига. Термо­ грамма его обычная.

5. КАРБОНАТЫ

Карбонаты — основные породообразующие минералы карбо­ иатитов. В зоне гипергенеза изменяются, интенсивно растворяются и уничтожаются. В рыхлых образованиях на карбоиатитах и про­ чих породах, окружающих карбонатиты, карбонаты отмечаются постоянно, но содержание их понижается в десятки раз по сравне­ нию с первичными породами. Карбонаты различного состава подвергаются различным изменениям: кальцит обычно выщела­ чивается, а железистые карбонаты окисляются.

К а л ь ц и т СаС0 3 — основной породообразующий минерал ранних карбоиатитов, в гипергенных условиях легко растворяется и выносится. Этот процесс особенно широко развит в умеренной климатической зоне при углекислом характере поверхностных вод. В тропической зоне кальцит более устойчив, о чем свиде­ тельствует сохранность и возвышение в рельефе холмов ранних карбоиатитов. Выветриваемые кальцитовые карбонатиты обычно ячеисты, кавернозны, и на их поверхности выступают кристаллы магнетита, силикатов, доломита и апатита, гораздо более устой­ чивых в гипергенной обстановке (рис. 12, а) . Растворение каль­ цита особенно интенсивно происходит в участках дробления и перетирания, по которым развиваются линейные зоны выветри­ вания или карстовые полости. Именно широкое растворение и вы­ нос кальцита поверхностными водами приводят к значительному накоплению в корах выветривания карбоиатитов остаточных редкометальных минералов, содержание которых в первичной породе обычно невелико. В нижних зонах кор, в дезинтегриро­ ванных и обохренных карбоиатитах массивов Вуориярви, Ковдор, Салланлатва и саянских довольно часто отмечается переотложение растворяемого кальцита, но в небольших масштабах. Выходящие иа поверхность трещиноватые карбонатиты содержат редкие тон­ кие прожилки шестоватого, друзового или зернистого кальцита. Аналогичные прожилки широко развиты в силикатных породах и фенитах на удалении от карбонатитовых тел до 3—5 км; преи­ мущественно в депрессиях и пониженных участках с обильными грунтовыми водами. Эти прожилки не имеют регионального

ферригаллуазита с примесью лимонита. Гипергеиный кальцит слагает веерообразные искривленные агрегаты; в пустотах обра­ зуются игольчатые прозрачные кристаллы его. Свойства кальцита обычные; он практически свободен от примесей Мп, Sr, TR, содержание которых обычно < 0 , 0 2 % , в то время как в первичных карбонатитах содержание Sr и TR составляет 0,2—0,7% (Капустин, 1971). Образование прожилков гипергенного кальцита происхо­ дило в коре выветривания изученных массивов в дочетвертичное время. На современной поверхности эти прожилки, также как и окружающие первичные породы, обохрены, а кристаллы каль­ цита в пустотах координированы с поверхности. Возможно, переотложение кальцита происходит в более глубоких горизонтах, в низах зоны выветривания, где высокоуглекислые воды сохра­

бонатитах также неустойчив и разлагается, хотя значительно медленнее, чем кальцит. На выветрелой поверхности карбона­ титов иногда заметны выступающие кристаллы и скопления доло­

или плотного, скрытокристаллического желтого доломита отме­ чены в кальцитовых карбонатитах Салланлатвы и саянских массивов. Небольшие скопления порошковатого доломита встре­ чены в тех же массивах в массе лимонита, замещающего аикеритосидеритовые поздние карбонатиты. Свойства доломита выдержаны и отвечают безжелезистой разновидности. Химическим анализом в гипергениом доломите из Салланлатвы М. В. Кухарчик установ­

титов всех массивов. В гипергенных условиях он легко разлагается в любых климатических зонах, и лишь скорость этого процесса увеличивается в более жарком и влажном климате. Анкерит — основной источник Fe в коре выветривания карбонатитов, благо­ даря локальным концентрациям анкерита возникают локальные участки обогащения Fe рыхлых отложений. Смена кальцита анке­ ритом по площади карбонатитовых штоков вызывает резкое уве­ личение мощности рыхлых масс и содержания в них Fe. На более легко выветриваемых анкеритовых частях штоков Салланлатвинского, Нижнесаянского и Верхнесаянского массивов распола­ гаются депрессии. Присутствие анкеритовых пород фиксируется и развитием над ними структурной массы лимонита, в которой хорошо различимы отдельные ячеистые псевдоморфозы по ромбо­ эдрам карбоната.

Р о д о х р о з и т МпСО з встречается в неизмененных поздних карбонатитах (Нкумбва, Канганкунде, Изока, Салланлатва). Выветривается он чрезвычайно легко и является (вместе с анке­ ритом и сидеритом, содержащими примесь Ми) основным источ­ ником Мп, столь широко накапливающегося в коре выветривания

карбонатитов. В гипергенных условиях родохрозит быстро окисляется, и в выветрелых карбонатитах иногда встречаются мелкие пустоты, заполненные порошковатым пиролюзитом.

Б е р б а н к и т Na2 (Ca, Sr, Ва, TR)4 (C03 )5 — характерный акцессорный минерал поздних карбонатитов — чрезвычайно легко изменяется при гидротермальном метаморфизме и выветривании. Сплошные или радиально-лучистые массы и столбчатые кристаллы его обычно превращены в псевдоморфный агрегат минералов Sr, Ва и TR. К этому типу образоваиий, вероятно, относятся псевдо­ морфозы из карбонатитов Изоки, Нкумбвы и Канганкунде. В гипер­ генных условиях, выше уровня грунтовых вод, бербанкит повсе­ местно почти нацело изменен. Вокруг его скоплений и внутри них развита сеть прожилков порошковатого агрегата стронциа­ нита, барита и красных охристых окислов TR (см. рис. 12, б, в ) . Участки карбонатитов, содержащих бербанкит, постоянно кавер­ нозны и покрыты налетами редкоземельной охры, барита и строн­ цианита (см. рис. 12, в), интенсивно окрашены в красный цвет, содержат значительную примесь TR в рыхлых продуктах выветри­ вания. Состав первичного бербанкита из различных массивов меняется, и даже в одном массиве образцы бербанкита из различ­ ных жил различаются по составу (табл. 20). Изменяется содержа­ ние Са, Ва, Sr и TR и меняются их соотношения. Наиболее легко изменяется в гипергенной обстановке мелкозернистый светлый бербанкит из кальцитовых жил (Вуориярви), а наиболее крупные кристаллы его из доломит-анкеритовых жил иногда и в приповерх­ ностной зоне изменены лишь с периферии. Первым из бербанкита выносится Na, и в пустотах, образующихся при выщелачивании бербанкита иногда встречается порошковатый налет соды. При выветривании бербанкит замутняется в непрозрачный агрегат.

А р а г о н и т СаС0 3 гораздо реже встречается в выветрелых карбонатитах, чем кальцит, хотя тонкие скорлуповато-натечные и радиально-лучистые налеты его по трещинам пород неотличимы от налетов кальцита. Прожилки арагонита чаще встречаются среди ийолитов, нефелинсодержащих фенитов всех массивов и постоянно покрывают выветрелую поверхность бербанкита (Вуо­ риярви). Налеты радиально-лучистого арагонита встречены в лимо-

С т р о н ц и а н и т SrC03 — характерный минерал поздних карбонатитов. Он весьма широко развит и в выветрелых зонах и встречен в массивах Вуориярви, Салланлатве, Верхнесаянском, Ковдорском и на Намо-варе. В выветрелых карбонатитах часто сохраняются обломки первичного крупнокристаллического строн­ цианита, покрытые порошковатым налетом гипергенного минерала.

132