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

П р и м е ч а н и е . Анализы JMS 4, 5, 7, 9 приведены по данным автора (аналитики П. И. Ферштаттер и M. Н . Петереон); 1 - Н . Д. Со­ болев, 1947; 2 — В . И. Терновой, 1969; 3 — П . Н. Токмаков, 1960; 6—А. П. Афанасьев, 1966; 8, 1 0 - 1 4 — Е . А. Зверева и Г. В. Писем­ ский, 1969.

Г и д р о с л ю д ы и в е р м и к у л и т — характернейшие гипергенные минералы коры выветривания всех слюдоносных пород. Не только на слюдяных месторождениях, но и на породах, содержащих меиее 15% слюд, содержание в рыхлой массе значи­ тельно, и они постоянно образуют мелкие локальные концентрации в аллювии и озерных отложениях. В связи с относительной устой­ чивостью и легкой смываемостыо слюд потоками ореолы сноса слюд значительно превышают ореолы сноса всех прочих минералов рассмотренных пород. Первичные породы карбонатитовых мас­ сивов постоянно содержат слюды, и их концентрации развиты па многих массивах. В целом выделяются 3 группы образований, значительно обогащенных слюдами: 1) ультрабазиты; 2) флогопитовые месторождения и 3) карбонатиты (включая магнетито-форсте- ритовые породы). В площадных корах выветривания на них содержание флогопита постоянно высоко. Наибольшие концентра­ ции слюд известны в корах на ослюденелых породах. В пределах структурной коры распределение слюд полностью наследуется от коренных пород. В рыхлой элювиальной массе содержание слюд также не меняется. Но при перемыве коры и особенно при выносе лишь тонкой глинистой фракции возникают зоны обогащения слюдой. Выше разбирались особенности выветривания каждой из основных пород и при этом указывалось на развитие локальных концентраций слюд над оливииитами, пироксенитами, брекчиями пикритовых порфиритов (Ковдор, Вуориярви, Салмагорский, Песочиый, Африканда, Жидойский). Местами под слоем почвы в этих массивах располагаются незональные рыхлые массы, вероятно, слабо перемытые (мощностью от 10 см до 3 м), содержа­ щие отдельные прослои, линзы и гнезда мелкочешуйчатой слюды.

При выветривании пород меняется состав содержащихся в них слюд. Первичные слюды в оливинитах обычно представлены весьма магнезиальным (FeO + Fe 2 0 3 = 2—7%), высокоглииоземистым флогопитом. Этот же состав характерен и для зеленого крупно­ кристаллического флогопита из Ковдорского флогопитового место­ рождения. < В первичных пироксенитах преобладает черный, более железистый флогопит, образующий обычно неравномерную рассеянную вкрапленность, жилыи гнезда. Постоянное содержание 10—15% рассеянного флогопита свойственно большинству пироксеиитовых массивов (Вуориярви, Ковдор, Салмагорский Песоч­ ный, Африканда, Палабора, Айрон-Хилл). Размеры пластин этого флогопита варьируют от 1 см до 1 м в поперечнике (Taylor, 1955; Bassett, 1959).

Чрезвычайно широко развито ослюденение ультрабазитов вокруг жил щелочных пород и в сопровождающих их зонах щелоч­ ного метасоматоза. Сплошные слюдяные оторочки сопровождают почти все жилы ийолитов и тела мелилитовых пород.

164

родах — высокомагнезиальный флогопит.

В карбонатитах обычно присутствует магнезиальный зеленый или светло-бурый флогопит или тетраферрифлогопит. Однако содержание его в мощных телах лейкократовых карбонатитов обычно невелико (до 20%, чаще — 5—15%). Значительные кон­ центрации биотита возникают в участках дробления и сопутствую­ щей карбонатизации щелочных пород. Но и в карбонатитах, и в зонах карбонатизации слюды мелкопластинчатые (0,1—10 мм; чаще — 0,1—0,5 мм), легко смываются и не образуют значительных концентраций.

выветривания. (Токмаков, 1961, 1962; Терновой, 1962; РимскаяКорсакова, 1947). Ковдорское месторождение имеет значительные масштабы (Терновой и др., 1969). Оба указанных месторождения развиты над участками ослюдепелых пород, с содержанием первич­ ного флогопита обычно выше 20%.

Первичные слюды в зоне гипергенеза обычно интенсивно изменяются. Интенсивность и характер их изменения зависят от состава минерала. Наиболее быстро изменяются высокожеле­ зистые слюды, наиболее медленно — магнезиальио-глиноземистые. Высокоглиноземистый флогопит из карбонатитов Ковдора и Вуори­ ярви (А1 2 0 3 свыше 18%) сохраняется лучше других слюд, а част­ ное присутствие в шлихах почти пеизменеиного мусковита — явление хорошо известное. Все слюды в зоне гипергенеза претерпе­ вают интенсивную гидратацию (табл. 31). Из них выносятся также щелочи, a Fe2 окисляется до Fe3 . В железистых слюдах происхо­ дит выделение Ре3 ввиде гидроокислов между отдельными пластин­ чатыми налетами. Поэтому при перемыве или перемещении рыхлых образований лучше сохраняются магнезиальные слюды (имеющие к тому же и большую твердость), а железистые становятся более хрупкими, легко расщепляются и диспергируются.

Состав слюд в коре постепенно меняется снизу вверх. Первич­ ные слюды в зонах выше уровня грунтовых вод превращаются в гидрослюды, а в верхах кор постоянно переходят в вермику­ лит — конечный продукт того же ряда. При дальнейшем изме­ нении слюды, диспергируясь,превращаются в глинистые минералы. Вермикулит, характерный для верхов развитых кор на всех поро­ дах, представляет собой мелкочешуйчатый материал, мягкий, негибкий, часто содержащий тончайшие послойные вростки лимо­ нита. Он сохраняет форму первичных пластин слюд, но содержит 15—23% Н 2 0 , вероятно, послойно распределенной между кремнекислородными пакетами кристаллической решетки. При этом сохраняются Mg и А1 (Уокер, 1955).

В зоне гипергенеза наиболее устойчивы листовые силикаты — глинистые и другие соединения и относительно близкие к ним

165

Т а б л и ц а 31

Химический состав слюд, в вес. %

(по Кухаренко и др., 1965)

кремнекислородные пакеты слюд также разрушаются медленно. Для гипергенных силикатов характерен Mg, и присутствие в слю­ дах бруситовых группировок Mg(OH2 ), вероятно, повышает устой­ чивость слюдяных пакетов.

Свойства и состав слюд (см. табл. 31) при гидратации законо­ мерно меняются. Показатели преломления их понижаются и резко понижается двупреломление; угол 27 возрастает (до 15—20° — Кухаренко и др., 1965). На кривых нагревания гидратация слюд проявляется весьма интенсивно. Кривые нагревания первич­ ных слюд обычно не имеют термических эффектов до 1000°, раз­ лагаясь при 1100—1200°. На кривых нагревания гидратированных разновидностей четко проявляется эндотермический эффект при 100—200°, что обусловлено выделением воды. Начало ее выделения прпходится на 80—100° и постепенно прослеживается почти до 170° (см. рис. 15, 12, 13). Обнаруживаемые на кривых нагревания железистого вермикулита эндотермические эффекты при 230—300° обусловлены выделением более высокотемператур­ ной воды или примесью г ётита и для магнезиального вермикулита

и по отдельным пробам — до 109 кг/м3 . Но вспучиваемость верми­ кулита различна и меняется для различных фракций даже в одной пробе или в одном крупном кристалле слюды. Гидратация слюд

стин слюд, и они приобретают четкую зональность. В коре широко развиты и тончайшие смешанно-слойные срастания, и в пластинах

также идентичны свойствам первичного материала. При попытке определения толщины этих листов, оказалось, что она значи­ тельно меньше 1 мк. Вполне возможно, что именно присутствие этих реликтов флогопита обуславливает частое получение хороших дебаеграмм для образцов типичного вермикулита. Сохраняющиеся

167

в них листы неизменного минерала не обязательно имеют ту же площадь, что и включающая их пластина, часто значительно меньше и располагаются в центре, или представляют собой отдельные секторные участки в кристалле.

Вермикулит, вероятно, образуется и на гипергенной и на эпитермалыюй стадии. Появление вермикулита в корах выветрива­ ния практически всех слюдоносных пород указывает на его гипер­ генное происхождение. Однако интенсивная вермикулитизация флогопита отмечается вокруг жил аикеритовых карбоиатитов Ковдора и Вуориярви, в приконтактовых частях сунгулитовых жил Лесной вараки, в участках хлоритизации и альбитизации (Верхнесаянский массив). Большинство исследователей, изучав­ ших Ковдорский массив (Афанасьев, 1966; Петров, Токмаков, 1963; Терновой и др., 1969), подчеркивает постоянное присутствие вермикулита в сунгулптизированной породе и непосредственное замещение вермикулита сунгулитом. Вопрос о генезисе суигулита окончательно не решен, но можно предполагать, что вермикулит развивается в ходе последовательной двухстадийиой гидратации первичного флогопита: в эпитермальиых и гипергеиных условиях. В сунгулитизированном флогопите постояиио присутствуют ре­ ликты первичного флогопита, и окоичательиая, более полная гидратация их происходит в гипергенных условиях.

А. П. Афанасьев (1966) справедливо отметил резкое изменение соотношения K/Na в слюдах в процессе гидратации. Вынос К достигает 90—100% от его первоначального содержания, а вынос Na — 10—60%. Соотношение K/Na меняется от 9—20 в первичной слюде до 0,4—0,2 в вермикулите, что, возможно, объясняется избирательным выносом К и удерживанием Na слоистой решеткой слюды. Преимущественная сорбция Na характерна и для глини­ стых минералов (Гинзбург и др., 1961). Спектральным анализом обнаружено также присутствие в вермикулите Be, Ga (0,0005—

странен в корах выветривания силикатных пород (Гинзбург, 1953), однако его обнаружение, диагностика и особенно выделение в чи­ стом виде чрезвычайно затруднительны. Гидрохлорит в виде чрез­ вычайно мелкозернистых, агрегатно поляризующих масс присут­ ствует в корах выветривания пироксенитов Вуориярви, ийолитов и хлоритовых пород Салланлатвы, меланократовых щелочных пород Салмагорского, Себльяврского, Нижнесаянского и Ковдорского массивов. Масса гидрохлорита постоянно загрязнена пылевидной вкрапленностью лимонита, вермикулита и в малой степени — монтмориллонита, сапонита и других минералов. Встречен хло­ рит и в сунгулитизированных оливинитах Ковдора (Афанасьев, 1959; 1966), в парагенезисе с выщелоченным серпентином — керолитом. Наибольшие скопления и сплошные массы гидрохлорита отмечены в Салланлатве, в низах разреза коры, непосредственно над первичными хлоритовыми породами. Распространение гидро-

168

хлорита здесь неравномерное, и он четко антагоиизирует с лимо­ нитом. В участках, на которых развиты массы лимонита, гидро­ хлорит отсутствует или встречается в виде редких тонких реликтов, пронизанных и округленных лимонитом. В коре выветривания пироксенитов и оливинитовых пород масса гидрохлорита обычно сильно загрязнена, имеет бурый цвет, и отдельные чешуйки хлорита под микроскопом при увеличениях до 700—800 раз таюке имеют бурый или буро-зеленоватый цвет и переполнены тончай­ шим пылевидным лимонитом. Гидрохлорит из Салланлатвы и коры выветривания мелаиократовых щелочных пород Нижнесаянского массива более чист и хорошо заметен его зеленый цвет. Вероятно, одновременно присутствует не один минерал, и даже в пробах объемом 1—2 мм3 обнаруживаются скопления чешуек более тем­ ных и светлых, что должно быть связано с их различной железистостыо. При более значительном увеличении (до 1400) заметно, что и отдельные пачки гидрохлорита имеют зональную окраску: центр их обычно более интенсивно окрашен, а периферическая зона более светлая, но содержит послойные вростки лимонита. Свойства гидрохлорита меняются параллельно изменению окраски. Минералы оптически двуосньте, отрицательные, с прямым пога­ санием и положительным удлинением. Для более темных пластин

(Ng^Nm>Np).

Кривые нагревания наиболее чистых образцов гидрохлорита близки к таковым для хлорита (см. рис. 15, 14) и характеризуются наличием значительных эндотермического и экзотермического эффектов соответственно при 680—700° и 810—830°. У наиболее гидратнрованных разновидностей амплитуда этих пиков умень­

глубокий пик при 140—150°, скорее всего обусловленный при­ месью сапонита (см. рис. 15). Дебаеграммы гпдрохлорита близки к дебаеграммам хлорита и аналогичны дебаеграммам гидрохло­

гётита (по визуальной оценке — до 30% вероятного содержания), реже — сапонита или серпентина. Под микроскопом наблюдалось разбухание гидрохлорита. Химический состав гидрохлорита специально не изучался. Многочисленными спектральными ана­ лизами в нем обнаружена примесь T i , N i , V, Мп (0,01—1%).

С е р и о ф и т Mge Si4 01 o(OH)8 — минерал довольно обычный для кор выветривания дунитов и серпентинитов Украины и Кавказа

169

Серпофит образует тонкие (до 1 см) прожилки в массе сунгулита и сунгулитизированных оливинитах, иногда располагающиеся с одного бока сунгулитового прожилка. Прожилки сложены плотным серпофитом, по виду и цвету совершенно не отличающимся от массивного фарфоровидного серпентина — сунгулита. Под микроскопом серпофит чист и прозрачен, изотропен; п = 1,556; мелкозернистое строение его напоминает строение опала. Довольно часто, особенно в краевых частях прожилков, серпофит содержит тончайшую пылевидную вкрапленность порошковатого кальцита. Порошок серпофита слабо вскипает в НС1; после 1—2 мин выде­ ление пузырьков прекращается.

Кривые нагревания серпофита характерны и чрезвычайно близки к термограммам серпентина и сунгулита, к группе которых серпофит относится. На кривых нагревания серпофита (см. рис. 15, 8) фиксируется глубокий эндотермический пик при 720°, перехо-

170

дящнй почти без перерыва в экзотермический пик при 820°. Эндотермический эффект обусловлен выделением воды; экзотерми­ ческий — раскристаллизацией обезвоженного вещества. На кри­ вых нагревания образцов, в которых под микроскопом обнаружена примесь кальцита, отчетливо выявляется небольшой эндотерми­ ческий пик при 905—915°, отвечающий точке диссоциации каль­

зано с наличием микропримеси кальцита или других минералов Са. Следовало бы проверить образцы серпофита из различных место­ рождений в этом направлении. В Ковдорском чистом серпофите методом пламенной фотометрии обнаружено содержание 0,11% Са; 0,02% Sr и 0,04% Na. Спектральным анализом в нем обнаружено присутствие Ni, Ва, Zn, Мп (0,01—0,0001%).

Серпофит не обнаружен на поверхности, среди конечных про­ дуктов выветривания. В отдельных трещиноватых образцах его наблюдались по трещинам тонкие налеты порошковатого опала и, вероятно, брусита, определенного только по оптическим свой­

в коре выветривания оливинитов Ковдора и Лесной вараки, пикритов и магнетито-форстеритовых пород Вуориярви и Ковдора. В небольших количествах он обнаружен на пироксенитах, оливинитах и мелилитовых породах Салмагорского массива. Сапонит образует системы тонких прожилков и налеты на стенках трещин в породах. Местами в Ковдоре он цементирует измененные зерна форстерита или пироксена, а в Вуориярви, вместе с монтморил­ лонитом, слагает основу рыхлой массы над пироксенитами (северо­ восточные склоны Нескевары и Тухта-вары). На пироксенитах (в глинистой тонкой фракции) постоянно преобладает монтморил­ лонит, и определить содержание сапонита затруднительно; но на оливинитах он довольно часто присутствует в чистом виде и легче поддается диагностике и изучению.

Сапонит входит в состав бурой массы вместе с монтморилло­ нитом и гётитом, реже образует самостоятельные выделения белого цвета, обычно содержащие реликты форстерита, магнетит, рас­ сеянный тонкочешуйчатый вермикулит и серпентин. Под микро­ скопом мелкие выделения сапонита достаточно однородны, но он агрегатно поляризует, и различить форму его частиц не удается. Показатели преломления его ng = 1,540—1,544 и пр = 1,517— 1,521 (из коры оливинитов Ковдора). На пироксенитах сапонит, вероятно, более железистый и показатели преломления его выше: ng — 1,556—1,560 и пр = 1,525—1,530 (Вуориярви и Салмагорский). Этот сапонит иногда обладает слабым плеохроизмомв светло- зеленовато-буроватых тонах и несколько более крупный. Местами в агрегате заметны отдельные мелкие чешуйки его с прямым уга­ санием и положительным удлинением.

171

На кривых нагревания сапонита (см. рис. 15, 9) отмечается глубокий характерный эндотермический пик при 140—160° (выде­ ление адсорбционной воды), небольшой пик при 600—640° (выде­ ление конституционной воды) и пик при 840—850°, природа кото­ рого не выяснена (разрушение минерала?). Сапонит разбухает в воде и, как справедливо отмечено А. П. Афанасьевым (1966), он быстро поглощает иммерсионные яшдкости, причем возрастает его показатель преломления (иа 0,002—0,005).

Дебаеграммы сапонита из коры пикритов и ппроксенитов Вуориярви менее диффузные, чем из оливинитов Ковдора (табл. 32), хотя также имеют широкие, размытые линии. По химическому составу сапонит из Ковдора близок к сапониту из гипербазитов Побужья (см. табл. 30) и характеризуется присутствием неболь­ шой примеси щелочей (примесь вермикулита?). Под электронным микроскопом частицы сапонита не имеют характерных очертаний, хлопьевидны и иногда схожи с частицами бейделлита. Сапонит характерен для коры выветривания магнезиальных пород, но, вероятно, устойчив в низах коры. В верхах ее сапонит покрывается порошковатыми продуктами и обычно разрыхлен. Дебаеграммы его диффузны, а под микроскопом среди продуктов, развивающихся по сапониту, обнаружены аморфный опал, брусит и монтморил­ лонит. Спектральным анализом в сапоните часто обнаруживается примесь Мп, Ni , Be и Zn (0,01—0,0001%).

Б е й д е л л и т Al 2 Si 4 O 1 0 (OH) 2 постоянно присутствует в корах выветривания меланократовых пород, являясь характерным продуктом выветривания глиноземистых пироксенов авгитового состава, некоторых амфиболов, в меньших количествах — поле­ вых шпатов и нефелина. Г. В. Писемский (Зверева, Писемский, 1969) отметил образование плотных псевдоморфоз светлого восковидного бейделлита по пироксену. Однако содержание бейделлита в корах незначительно. В изученных разрезах кор Ковдора, Вуориярви и сибирских массивов чистых и достаточно крупных выделений бейделлита не обнаружено. В низах кор он постоянно отсутствует и в заметных (диагностируемых) количествах появ­ ляется только в верхах разрезов. Обычно бейделлит бурого цвета, содержит рассеянную вкрапленность пылевидного гётита и пере­ менное количество других примесей. Чистого бейделлита нам выделить не удалось. На кривых нагревания бейделлита выделя­ ются характерные эндотермические эффекты при 140—150°, 200—220°, 560—570° и экзотермический эффект при 920—940° (см. рис. 15, 15). Эндоэффекты обусловлены выделением воды, экзоэффект обусловлен раскристаллизацией обезвоженного веще­ ства. Часто отмечаются и эндотермические пики при 300°, вероятно, обусловленные дегидратацией - присутствующего в бейделлите гётита.

В подавляющем большинстве случаев бейделлит образует тонкие смеси с гётитом и другими монтмориллонитоидами. Под микроскопом примесь гётита хорошо заметна, а от монтморилло-

172