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

Т а б л и ц а 20

Химический состав й свойства бербанкита

* Примесь гематита; ** Л . С. Бородин и ЕО. Л . Капустин, i 962; *** Т. Б. Зд орик, 1966; **** 1 iV. Т. Ресога, J . G . Кегг, 1 953.

Порошковатые, скорлуповато-натечные, игольчатые и почковидные налеты и прожилки гипергенного стронцианита встречены в пусто­ тах и трещинах лидюнитизированпых карбонатитов. В окварцованных, кавернозных поздних карбонатитах Вуориярви и Намо-

карбонатитов Нижнесаянского массива встречены редкие сфе­ рические стяжения (раднально-лучистого строения) и порошкова­ тые скопления (до 3 мм в диаметре) гипергепиого стронцианита. Иногда он нарастает на натечной массе лимонита. В Салланлатве и Намо-варе порошковатый и мелкоигольчатый гипергенный строн­ цианит образует налеты в трещинах пород. Свойства этого стронци­ анита обычные, и состав близок к чистому SrC03 . Спектральным анализом в нем обнаружено 0,01% Ми, Fe и Са; пламеннофотометрическим методом обнаружено 0,18—0,45%Ва. В красном строн­

тов в Вуориярви и Ннжнесаянском массиве. Он непосредственно развивается по сфалериту в зоне окисления. Свойства смнтсонита обычные; содержание ZnO — 54,18% (определено И. В. Разиной).

Ц е р у с с п т РЬС03 — обычный продукт окисления галенита. Встречен в Салланлатве, Вуориярви и саянских массивах в виде

в выветрелых карбонатитах, содержащих первичный халькопирит. Тончайшие пленки, порошковатые налеты и мелкие (до 2x3 мм) плотные стяжения малахита постоянно встречаются в скоплениях окисленных сульфидах в Вуориярви, Африканде, Ковдоре и саян­

вания карбонатитов и образует редкие тонкие налеты на окислен­ ном халькопирите, иногда сопровождая малахит. Свойства мине­ рала обычные.

У р а н о т а л л и т Ca2 (U02 )(C03 )3 -8H2 0 редок в карбо­ натитах и обнаружен в трещине выветрелого ксенолита фенита

в раннем карбонатите одного из сибирских массивов. Минерал образует тонкий налет и скопления (см. рис. 12, е) на лимонитизированной породе вместе с натечным кальцитом. Агрегаты ураноталлита тонкочешуйчатые, зеленого цвета, мягкие (твердость 2,5). Минерал сильно радиоактивен, люминесцирует голубовато-зеле­

134

и прямым угасанием. Медленно вскипает в НС1. Дебаеграмма минерала аналогична эталонной (табл. 21). Полного химического анализа минерала не произведено из-за ничтожного количества материала. Спектральным анализом в нем обнаружено свыше 1% Са, U и Mg, а также менее 0,01% Sr, Ва, Fe.

синтетическим двойникованием параллельно спайности. Дебае­ грамма шрекингерита диффузна, со слабыми линиями (см. табл.21). Минерал очень радиоактивен; в ультрафиолетовых лучах люминесцирует голубовато-зеленым светом. Спектральным анализом в минерале обнаружены Са, U, Sr и Na ( > 1 % ) ; Ва, Mn, Mg, Fe — в следах. Шрекингерит и ураноталлит не замещают непосредственно

135

каких-либо минералов, образуясь, вероятно, при его фиксации из метеорных вод.

Л а н т а н и т TR 2 (C0 3 ) 3 -SHgO в выветрелых карбонатитах Вуорнярви образует тонкокристаллические налеты на измененном бербанките (Капустин, 1971). Стяжения лантанита радиальнолучистого строения, загрязнены пылевидным лимонитом и баритом. Дебаеграмма лантанита аналогична эталонной, свойства его обыч­

136

встречены в массе лимонита в Нюкнесаянском и Верхнесаянском массивах, но четко диагностировать их не удалось. Состав TR

вних церовый.

Па р и з и т CaTR2 (C03 )3 F2 — характерный минерал поздних карбоиатитов. Ои установлен в массивах Сибири, Кольского полу­ острова и Африки. В гипергенных условиях паризит изменяется, но скорость и интенсивность изменения зависят от климатических условий. В красноцветных отложениях, развитых на паризитсодержащих массивах Африки (Кангаикунде, Нкумбва), паризит обычно отсутствует и преобладают минералы группы флоренсита или монацит. Паризит сохраняется в зоне дезинтеграции на приподнятых участках саянских карбонатитов и в низах разреза рыхлой элювиальной массы на них. В этой охристой массе содер­ жатся хорошо сохранившиеся кристаллы паризита и их сростки, округленные с поверхности и покрытые тонким белым порошковатым налетом карбоната TR (лантанит?) и лимонита.

Выше по разрезу коры эти кристаллы становятся все более трещиноватыми и превращаются в рыхлую желтую массу земли­ стого монацита (Чистов, 1956), обычно загрязненного лимонитом и глинистым веществом. В депрессиях, развитых на паризитонос-

В редких случаях в дезинтегрированных карбонатитах отмеча­ лось развитие вокруг скоплений паризита белого порошковатого агрегата бастнезита. Обохривание и замещение паризита порошковатым бастнезитом отмечено и в Енисейском массиве. Здесь пари­ зит иногда покрыт порогпковатым налетом карбоната TR (легко вскипает в НС1 и исчезает), с показателями преломления п <^ 1,65 (лантанит?), в смеси с галлуазитом.

При перемыве рыхлых масс паризит редко сохраняется, и ореол его сноса не превышает 1 км (при относительно ровном рельефе). В процессе транспортировки хрупкие кристаллы паризита быстро измельчаются и исчезают. В аллювии они постоянно обохрены и трещиноваты. Свойства и дебаеграмма паризита обычные и не меняются при переходе минерала в рыхлые отложения. Состав TR в нем также остается близким:

ных условиях). В порошковатых охрах, замещающих паризит, содержание Се возрастает еще более, но только в низах коры, а в верхах ее появляются элементы иттриевой группы и состав TR

137

меняется: L a g 2 C e 6 2 P r 2 N d 5 ^ 1 G d l i 9 D y 1 Y b o a Y 5 . Состав TR в обра­

устойчив, чем паризит, и на начальных стадиях выветривания в небольших количествах непосредственно развивается по паризиту (Семенов и др., 1960). Гипергениый бастнезит встречен и в саян­ ских массивах. Здесь белый порошковатый бастнезит образует псевдоморфозы по кристаллам паризита в низах разреза коры, развитой на возвышенных участках. Однако в верхах коры баст­ незит разлагается, переходя в наиболее устойчивую форму TRфосфатную (монацит и флоренсит). По распространенности баст­ незит в коре выветривания значительно уступает этим минералам, но, возможно, распространен и шире, чем это сейчас представля­ ется. Выделение и диагностика его чрезвычайно сложны: при порошковатом строении бастнезит по виду неотличим от прочих охристо-порошковатых продуктов и сильно загрязнен. При промыв­ ке рыхлых масс он легко измельчается и вымывается с глинистыми минералами. Только в участках, где встречены отдельные моно­ минеральные микроскопления нли фарфоровидные (более плотные) стяжения бастнезита, он может быть диагностирован и изучен.

Гипергенный бастнезит образует порошковатые белые скопле­ ния (наиболее чистый) в выветрелых кавернозных карбоиатитах нли в ячеистой плотной массе лимонита. Бастнезит постоянно загрязнен примесью лимонита глинистых минералов или реликтов паризита. Дебаеграмма порошковатого бастнезита аналогична эталонной, отличаясь лишь слабой диффузпостыо. Оптические свойства бастнезита точно определить не удалось из-за его посто­ янной дисперсности и агрегатной поляризации. Для гиперген­

бастнезиту. По составу этот бастнезит также обычен (см. табл. 22), отличается постоянным присутствием воды (2—5%) при нормаль­ ном содержании F и отсутствием Th. Е. И. Семеновым и др. (1960) из коры Енисейского массива описан гидробастнезит. Этот минерал содержит большое количество примесей (Al, Si, Fe3 , Н 2 0 ) . Воз­ можно, что содержание в нем воды обусловлено не вхождением ее в бастнезит, а присутствием примеси глинистых минералов (А1, Si) и лимонита в анализированном материале. Термограммы бастнезита обычные (рис. 13, 1—4).

Гипергенный бастнезит развит также по ортиту, встречен­ ному в первичных поздних карбоиатитах Ковдора и Алданского массива (Здорик и др., 1966; Капустин, 1971) и фенитизированных пегматитах Ковдора. Шестовато-пластинчатые кристаллы ортита с поверхности покрыты кавернозным бурым полупрозначным агрегатом. Этот агрегат в ряде образцов дал дебаеграмму бастне-

138

нами ранее в пегматитах Урала и Прибайкалья (они также часто давали диффузные дебаеграммы бастнезита) и, вероятно, были обычными гипергенными продуктами, развивающимися по ортиту.

вление их с термограммами других минералов. Дебаеграмму баст­ незита дает и бурый плотный агрегат, замещающий чевкинит в фенитах (Ковдор).

6.ФОСФАТЫ

Ап а т и т Ca5 (P04 , C03 )3 (F, С1, ОН, О) — типоморфный ми­ нерал ранних карбонатитов — хорошо сохраняется в гипергенных"

сильное влияние климатические условия и характер региональных вод. В зонах холодного и умеренного климата апатит сохраняется очень хорошо. Растворение и переотложение его отмечаются только в верхах кор, а в нижних зонах их кристаллы сохраняют чистоту п первичную кристаллическую огранку. В жарком тропическом климате апатит разлагается быстрее. Тем не менее и в этих условиях растворимость апатита значительно ниже, чем кальцита, анкерита, доломита, фтор-карбонатов ТВ., и апатит накапливается в коре выветривания. Скопления апатита отмечены во всех изученных массивах. В элювиальных, делювиальных, прибрежно-озерных

ирусловых отложениях на массивах Вуориярви, Ковдор, Салмагорский, Песочный, саянских, алданских и Маймеча-Котуйских (Ыраас, Ессей, Маган) апатит вместе с магнетитом составляет основу тяжелой фракции. Содержание его в рыхлых отложениях широко варьирует от 1 до 40%. Содержание апатита в тяжелой фракции гораздо более устойчиво и составляет 10—25%. Оно минимально на силикатных породах и максимально на карбона­ титах. Скопления апатита фиксированы в рыхлых отложениях всех пород и даже фенитов на расстоянии от карбонатитов 2—5 км, но по мере удаления от карбонатнтовых тел содержание апатита понижается. В древних (доледниковых) руслах мелких ручьев, вскрытых карьером в Ковдоре и некоторыми канавами в Вуориярви

иНижнесаянском массиве и местами непосредственно перекрытых

мореной (Ковдор), аллювий исключительно обогащен апатитом. В разрезах аллювия (мощностью до 5 м) чередуются линзы и про­ слои (5—10 см), преимущественно обогащенные апатитом (до 70%) я магнетитом. В современных постледниковых отложениях озер Вуориярви и Ковдор, так же как и в русловом аллювии протекающих здесь рек, апатит концентрируется в зонах радиусом

140

до 5 км вокруг массивов. Однако содержание апатита в современ­ ных отложениях на Кольских массивах невелико ( < Ю % ) , так как основной объем их занимают пески, оставшиеся при размыве морен и флювиогляциальных отложений регионального характера.

На площади карбонатитовых массивов происходит интенсивное перераспределение апатита. Этот минерал обладает меньшим удельным весом, чем магнетит, и высокой устойчивостью, пере­ носясь мелкими временными потоками. Апатит присутствует в рыхлых отложениях на всех породах, но при детальном изучении его четко устанавливается, что основным источником, из которого извлекается апатит, являются ранние карбонатиты. В наиболее изученном карбонатитовом массиве Сибири Е. А. Зверева про­ изводила подсчет баланса отдельных компонентов (Зверева, Писем­ ский, 1969), при этом приводятся доказательства отсутствия перемещения коры, считающейся иеперемытой. Однако в рыхлых отложениях на анкеритовых карбонатитах (практически не содер­

если посмотреть рыхлые отложения на анкеритовых карбонатитах под микроскопом (особенно после предварительной промывки), то оказывается, что в них содержится до 30—40% апатита в виде характерных призматических бесцветных зерен, типоморфных для ранних кальцитовых карбонатитов. Таким образом, перенос апатита в пределах массива весьма значителен. В россыпях кристаллы его округлены. Зерна апатита покрыты пленками ли­ монита.

Вусловиях тропического климата апатит также накапливается,

имощные коры выветривания массивов Сукулу, Букусу, Мрима,

Бингу, Араша, Луеш, Тапира, Якупиранга концентрируют его в промышленных количествах. Однако приводимые высокие содер­ жания Р 2 0 5 (до 20% — Мрима, Coetzee, Edwards, 1959) не отве­ чают действительным содержаниям апатита: в коре выветривания этих массивов развиты вторичные фосфаты и других групп. Появ­ ление гипергенных фосфатов и уменьшение содержания апатита свидетельствуют о его разложении в ходе выветривания и переотло­ жении фосфора. В изученных нами массивах апатит четко тяго­ теет к низам коры выветривания, а в верхах ее он часто исчезает (саянские массивы, Вуориярви), сменяясь глиноземистыми фосфа­ тами. Иногда заметно переотложение апатита. Первичные зерна его становятся трещиноватыми, поверхность их неровная, кавер­ нозная, с явными следами коррозии. В трещинах зерен и вокруг них развиваются прожилки и каемки тонковолокнистого, ради- алыю-лучистого или скорлуповато-натечного снежно-белого или полупрозрачного апатита. В Ковдоре, Вуориярви и саянских массивах встречены участки трещиноватых пород (карбонатитов,

т

зоны «штаффелитовых брекчий», в которых обломки различных пород сцементированы перетертым материалом, кальуитом (Вуори­ ярви), цеолитами и штаффелитом (Ковдор).

Некоторые из этих зон, вскрытые в Ковдоре карьером, имеют эндогенное происхождение. Штаффелит в них развивается на поздней гидротермальной стадии, преимущественно замещая пер­ вичный апатит. В части таких брекчий (Ковдор, Пилькома-Сельга и Воцу-вара) штаффелит развивается в приповерхностной зоне исчезая на глубине 30—40 м. В разрушенных и лимонитизированных на поверхности дайках и трубках пнкритов и дамкъериитов в Ковдоре, Вуориярви и Верхнесаянском массиве тонкие прожилки почковидного штаффелита пронизывают породу, совершенно исче­ зая на глубине 10—15 м. На неровной поверхности богатых апа­ титом пород железорудного комплекса в Ковдоре в ряде мест содержались участки развития такого же почковидного штаф­ фелита, нарастающего на лпмонитизированой апатитовой массе. Штаффелит в образованиях последнего типа ассоциирует с лимо­ нитом, лепидокрокнтом, крандаллитом, вермикулитом и, вероятно, образуется в гипергенных условиях. Не исключено развитие гипергенного штаффелита и по эндогенному.

В верхней части одной из штаффелитовых зон в Ковдоре (Пиль­ кома-Сельга) и в линейных зонах среди карбонатитов Нижне­ саянского массива встречены специфические массивные, серые плотные массы, чрезвычайно напоминающие по виду фосфорит.

в центре Р1ижнесаянского массива. Эти выделения сложены зер­ нистый! апатитом, сцементированным волокнистым штаффелитом, или спутанно-волокнистой (но короткостолбчатой) массой чистого штаффелита. Он часто содержит плотные стяжения монтморил­ лонита или желваки лимонита и имеет гипергенное происхождение.

Свойства и состав апатита в коре выветривания меняются. Первичный минерал обычно представлен нормальным фторапатитом, содержащим примесь SrO и T R 2 0 3 (0,3—1,5%). Зернистый апатит, сохранивший первичную форму в рыхлых отложениях, прозрачен и чист. Свойства и состав его сохраняются (табл. 23). Гипергениый штаффелит из верхов труб штаффелитовых брекчий, лимонитизированных даек пикритов и стяжений в рыхлой массе обладает постоянно близкими характеристиками и почти не со­ держит Sr, TR и Ва, но в нем присутствует С 0 2 . Содержание F в гипергенном штаффелите понижается и появляется вода (ОН). Термограммы его обычные (см. рис. 13, 5, 6).

Состав TR в первичном выветрелом апатите и штаффелите идентичен (резко церовый — табл. 24).

Понижение содержания и частое исчезновение апатита в верхах кор свидетельствует о его неустойчивости в конце процесса глу­ бокого выветривания. В верхах штаффелитовых зон и в отдельных участках наиболее мощных рыхлых отложений в Нижнесаянском

142