книги из ГПНТБ / Домбровская Ж.В. Палеогеновая кора выветривания Центрального Прибайкалья

Т а б л и ц а 22

Аналитики: Р.С.Яшина, Л.С.Цимлянская, В.В. Кухарчик (ИГЕМ АН СССР),

Б.Э.Буковская (ЦХЛ ИГУ).

132

темно—золотистую окраску. По полученным первым предварительным дан­ ным, половина образцов характеризуется высокой вспучиваемостью (бо­

ти слюд, либо сунгулитизированные. Перед обжигом слюды измельча­ лись и расщеплялись; поэтому, возможно, получены заниженные резуль­ таты по вспучиваемости, к тому же прокаливание было до 750 , а не до 1100 - 1200 , как обычно производится в промышленных условиях.

Вспученный вермикулит обладает многими важными свойствами: вы­ сокой теплоизоляционностью, звукопоглощением, огнестойкостью, спо­ собностью поглощать и удерживать воду, ионообменной и адсорбционной способностями, что обеспечивает ему разнообразное применение в про­ мышленности, строительстве и сельском хозяйстве. Для Восточной Си­ бири вермикулит является дефицитным сырьем. Несмотря на наличие двух уникальных флогопитовых районов - Алданского и Слюдянского, содержащих и гидратированные слюды, применение вермикулита в народ­ ном хозяйстве ограничено.* Алданский район находится в невыгодном экономическом положении, в связи с чем производится добыча только наиболее дефицитного крупнолистоватого флогопита. Слюдянский район находится в более выгодном экономическом положении, но запасы огра­ ничены небольшими размерами рудного поля. В связи с этим представ­ ляет известный интерес выявление нового слюдоносного района в Цен­ тральном Прибайкалье. Для выяснения возможности промышленного ис­ пользования, а также промышленной ценности выявленных проявлений вермикулитов из коры выветривания флогопитизированных ультраоснов­ ных пород необходима постановка специальных исследований. Гидратиро­ ванные слюды наблюдались нами на участках развития коры выветрива­ ния перидотитов в обнажениях северо-западного берега о-ва Ольхой, "

связи с этим промышленные рудопроявления вермикулита можно обна­ ружить при выявлении более крупных тел гипербазитов среди менее выветрелых пород. В последние годы выясняется возможность промыш­ ленного использования сунгулита как заменителя высокосортного мало­ железистого талька - стеатита — при изготовлении электрокерамичес­ ких изделий. При опытных лабораторных исследованиях были получены хорошие результаты (Токмаков и др., 1967) .

Другим распространенным среди выветрелых гипербазитов образо­ ванием, относящимся к полезным ископаемым, является магнезит. Для нижней части коры выветривания перидотитов очень характерны жилы и прожилки белого карбоната, которые образуют в породе сетку и сла­ гают в коре выветривания своеобразный инфильтрационный горизонт;

выше него располагается подобный ему кремнистый горизонт. Карбонат­ ный горизонт с большим количеством жилок магнезита хорошо представ-

133

ных пород в Прибайкалье в палеогене формировался каолинитовый про­ филь .выветривания; исключением являются гидротермально измененные ультраосновные породы, для которых в районе характерен сунгулитовый профиль. Выявлена зональность профилей выветривания, связанная со стадийностью изменения минералов. Снизу вверх по разрезу наблюда­ ются следующие зоны: 1 ) зона начального разложения (дезинтеграция пород, начало выщелачивания и гидратации); 2) промежуточная зона (выщелачивание и гидратация пород); 3) зона гидролиза и начального окисления. Основным породообразующим минералом на конечных стади­ ях разложения для большинства пород является каолинит (табл. 2 4 ) ; в коре выветривания кислых пород, содержащих кварц, наряду с каоли­

нитом, сохраняются остаточные зерна кварца; материнские породы, с о ­ держащие в значительном количестве биотит, кроме каолинита, в про­

его присутствие в небольших количествах в корах выветривания биоти­

песчаников на Ангаре—Ленском междуречье. В настоящее время гиббеитоносная кора выветривания установлена на кембрийских осадочных по ­

личным исходным породообразующим минералам: полевым шпатам, амфи­

вая обманка) в некоторых случаях (в коре выветривания основных по ­ род) переходят в средних частях разреза в гидрохлориты, а в других - в монтмориллонит. Через монтмориллонитовую стадию проходит в ы ­ ветривание и пироксенов, замещающихся в коре выветривания пироксенитов каолинитом. Промежуточным минералом выветривания слюд явлюются гидрослюды, переходящие вверху коры выветривания в каолинит.

134

Исключение составляют, как было отмечено, коры выветривания на гидротермальноизмененных ультраосновных породах, образующие сунгулитовый профиль выветривания мощностью до 80 м . Сунгулит образу­ ется на тех же стадиях выветривания, что и каолинит, и через те же стадийные минералы (гидрослюды, монтмориллонит), поэтому имеет формы выделения, подобные каолинитовым, Двупреломление низкое; в шлифах эти минералы различаются по показателям преломления, более высоким у каолинита. Если каолинит представляет собою водный сили­ кат глинозема, то сунгулит - это водный силикат магния. По. темно ­ цветным слюдам (флогопитам) он, как и каолинит, образует псевдомор­ фозы; замещение в том и другом случае идет через вермикулитовую стадию. Ромбические пироксены замещаются мелкочешуйчатым сунгулитом через монтмориллонитовую стадию. Эти же минералы в коре вывет­ ривания пироксенитов также через мрнтмориллонитовую стадию замеща ­

ненных гипербазитов. Стадийность изменения исходных минералов дает возможность выделить в профиле выветривания минеральные зоны по преобладающему минералу. Внизу разреза гидротермальноизмененных перидотитов отчетливо выделяется зона начального разложения (дезин­ теграции), выше гидрослюдистая (или гидрослюдисто-монтмориллонито— вая в зависимости от количественного содержания флогопита в исход­

структурные особенности исходной породы, что говорит о сохранности первичного объема породы. Это позволило провести сравнение поведе­ ния различных элементов гіо профилям выветривания с учетом, объем­

135

увеличение, особенно большое в корах выветривания пород основного состава. Обычно наблюдается перераспределение гипроокислов железа, на одних участках их сравнительно немного, другие сильно обогащены ими.

дах основного состава (94—99%), наибольшее количество магния вы ­ носится из пород ультраосновного состава. В верхней зоне остается еше значительное количество магния, входящего в состав сунгулита. При разложении сунгулита и окремнении породы (в. окремненных про­

преобладает, вследствие чего мы наблюдаем постепенное уменьшение

нистые прожилки. По преобладанию прожилков кремнистого или карбо­ натного состава выделяют два горизонта: нижний — карбонатный и верх ­ ний - кремнистый. Карбонатный горизонт с большим количеством жилок магнезита хорошо представлен в обн. 552 (мыс Шида). В обн, 5 5 0

138

наблюдается переход от карбонатного горизонта к кремнистому. Верх­ няя часть карбонатного горизонта и кремнистый горизонт хорошо пред­ ставлены в обн. 315 (залив Мал. Хужирский). Магнезитовые жилы бы ­ вают выполнения и замещения. Жилы выполнения маломощны (несколь­ ко сантиметров). Магнезит фарфоровидный, криптокристаллический, м о ­ лочно-белого цвета, существенная примесь других минералов отсутст ­

тысячных долях .%). На кривых нагревания минерала имеется глубокий эндоэффект при 6 6 0 ° , а потери в весе при прокаливании составляют 50,3 %, что почти соответствует теоретическому содержанию СО 2 в магнезите. Показатель преломления No около 1,700. Магнезитовые жилы замещения развиты преимущественно по контактово—реакционным оторочкам возле секущих гипербазиты пегматитовых жил. В этом слу ­ чае мощность прожилков магнезита равна мощности контактово—реак­ ционных оторочек, она бывает до 60—80 см, а в узлах пересечения

О п а л ы

Кремнистые прожилки представлены преимущественно опалом. Мощ­ ность прожилков несколько сантиметров (5—7), они преимущественно серого или черного цвета. Окраска обусловлена тонкораспыленным м а р ­ ганцем, образующим дендритоподобные сростки, видимые макроскопичес­ ки и в шлифах. Спектральный анализ показывает содержание марганца в опале 1-3 %. На рентгенограмме также видны линии, обусловленные примесью марганцевого минерала (9,72 , 4,77, 2,78 А) ; остальные линии принадлежат главным образом кристОбалиту. Кроме марганца,

Опал плотный, хрупкий, с раковистым изломом. В шлифе большая часть опала изотропна или слабо анизотропна, имеется большое коли­ чество пор, вокруг пор и по трещинкам кремнезем более раскристаллизс— ванный волокнистый, спутанно-волокнистый, перистый и колломорфный. Участками имеется примесь скрытокристаллического карбоната и тон— кораспыленного глинистого минерала. Опал более поздний, чем магне ­ зит, замещает его и располагается выше по разрезу.

В обнажении 315 на мысе Хужиртуй кроме магнезитовых и опало­ вых прожилков, имеются более мощные (до 20—25 см) кремнистые прожилки, представленные необычной минеральной формой кремнезема. Минерал имеет песчанистый, сахаристый облик; белый цвет. Ограниче­ ния жил неровные, имеют желваковый вид. Образования очень легкие, пористые. Под микроскопом видны червеобразноизогнутые и пластинча—

139

тые сростки розовато—серого цвета с большим количеством пустот м е ж ­ ду ними, пористость составляет 40,76 % при уд. весе 2,114 и об. в е ­ се' l , 2 5 . N o = 1 , 4 4 3 , слабо анизотропный (No-Ne=o,003), тонково­ локнистый, часто волокна имеют разное двупреломление, спайность слю ­ доподобная. Удлинение волокон положительное, погасание прямое. Ми­ нерал состоит на 9 0 % из кремнезема, 4,5 % составляют потери при прокаливании, остальное приходится на примеси, из которых преобла­ дают окисное железо (1,56 %) и окись магния (1,88 % ) . Содержания микроэлементов низкие. Порошковая рентгенограмма минерала подобна кристобалиту и вышеописанному (обр. 315—8а) опалу; интенсивные ли ­ нии: 4,08; 2,50; 1,441; 1,191 кХ. По-видимому, кремнезем з а м е ­ щает какой-то более ранний жильный минерал, реликтов которого не сохранилось, возможно, волокнистый брусит.

Н о н т р о н и т ы

При выветривании пород основного состава (пироксениты, амфиболи­ ты, амфиболовые гнейсы) в нижних и средних частях разреза в щелоч­ ной обстановке, обусловленной высоким содержанием в растворе к а л ь ­ ция и магния, происходит синтез железа и кремнезема с образованием нонтронита. Нонтронит яркой фисташково—зеленой окраски исключитель­ но широко развит в выветрелых породах этого района, нонтронитизиро— ванные породы видны далеко от обнажений. Нонтронит был встречен на всей территории исследуемого района, в обнажениях, шурфах, канавах,

Такие жилы и гнезда нонтронита часто встречаются по крутопадающим плоскостям сланцеватости различных выветрелых метаморфических по ­ род (гнейсов различного состава, кварцитов, амфиболитов). Мощность прожилков нонтронита достигает нескольких сантиметров (2—3 см) .

Менее мощные прожилки (несколько миллиметров) встречаются в коре выветривания изверженных пород (гранитов, пегматитов и т . д . ), кон ­ тактирующих и породами основного состава.

Как и другие инфильтрационные образования нонтронит не только встречается в форме прожилков, но часто метасоматически замещает выветрелую породу.

В случае замещения нонтронитом выветрелых пород (т.н. 540 , 307) на участках неполного проявления процесса видно отложение нонтрони­ та в виде сетки отдельных прожилков по трещинам спайности реликто­ вых минералов и между зернами. Внутри сетки сохраняются реликты первичных минералов породы и развитые по ним минералы выветрива­ ния: каолинит, гидрослюда и гидрсхлорит. На участках сильного проявления процесса нонтронит почти полностью метасоматически замещают назван­ ные минералы, но всегда в шлифах при значительном увеличении среди нонтронита можно разглядеть реликты каолинизированных участков по ­ роды; минералы выветривания часто секутся нонтронитовыми прожил—

140