Содержание к диссертации
Введение
2. Очерк геологического строения 8
2.1. Донижнеюрский комплекс метаморфических и осадочных пород 8'
2.2. Интрузивный магматизм 13
2.2.1. Палеозойский интрузивный магматизм 13
2.3. Тектоника 16
3. Кора выветривания 20
3.1. Распространение коры выветривания 20
3.2. Морфогенетические типы коры выветривания 29
3.3* Минералого-петрографические типы коры выветривания 37
3.3.1. Кора выветривания по плагиогранитоидам 37
3.3.2. Кора выветривания плагиогранитов 40
3.3.3. Выветривание микроклинизированных плагиогранитов... 64
3.3.4. Выветривание диоритов 76
3.3.5. Формирование коры выветривания на плагиогранитоидах 82
3.3.6. Зональность коры выветривания плагиогранитоидов . 83
3.3.7. Кора выветривания гранитов 88
3.3.8. Кора выветривания по гранито-гнейсам и гнейсам . 95
3.3.9. Кора выветривания по мигматитам 97
3.3.10. Кора выветривания по 1уфам 99
3.3.11. Кора выветривания по сланцам 100
3.3.12. Кора выветривания девонских красноцветов . 103
3.4. О возрасте коры выветривания III
3.5. Послекоровый комплекс осадочных пород 122
4. Месторовдения, связанные с каолиновой корой выветрива ния 126
4.1. Алексеевское ілесторождение каолина 126
4.1.1. Материнские порода каолинов 126
4.1.2. Кора выветривания 129
4.1.3. Качество каолинов 134
4.1.4. Пеликаниты 137
4.2. Елтайское месторождение щелочного каолина 139
4.3. Оухорабовская группа каолиновых проявлений 150
4.4. Генезис месторождений элювиальных каолинов 152
5. Месторождения каолиновых глин 160
5.1. Геолого-структурная характеристика основных место
рождений 160
5.1.2. Валентиновское месторождение вторичного каолина 160
5.1.3. Многоцветное месторождение огнеупорных глин 161
5.1.4. Генезис месторождений каолиновых глин 172
6. Геологические критерии прогнозирования и поисков полезных ископаемых, связанных с каолиновой корой выветрива ния в пределах Кокчетавской глыбы 176
6.1. Структурные и структурно-тектонические критерии 176
6.2. Петрографические критерии 177
6.3. Геоморфологические критерии 185
Заключение 188
Литература
- Интрузивный магматизм
- Кора выветривания по плагиогранитоидам
- Кора выветривания
- Валентиновское месторождение вторичного каолина
Интрузивный магматизм
Известны основные и ультраосновные интрузии докембрийского возраста в виде небольших секущих тел среди сланцев берлыкской свиты.Они представлены пироксеновыми гранулитами и оливинитами. Докембрийская гранитизация проявлена широко в различных частях региона. При этом наблюдаются переходы от гнейсов к вмещающим породам через мигматиты и мигматизированные гнейсы. Возраст наиболее поздних процессов гранитизации в докембрии оценивается в I млрд.лет (Розен,3966). Выделяемый М.А.АбдулкабировоЙ (1965) ри-фейский интрузивный комплекс состоит из: а) ультраосновных пород и метаморфизованных габбро; б) разгнейсованных диоритов,гранодиоритов и гранитов; в) габброидов, ультраосновных пород,гранодиоритов и плагиогранитов.
Палеозойский интрузивный магматизм Начало интрузивной деятельности отмечается yяе в никнем кем-брии.В салаирскую фазу каледонской складчатости сформировался комплекс ультраосновных и основных интрузий,представляющих собой посторогенные плутоны, внедрение которых происходило после консолидации глыбы. К интрузивам этого комплекса отнесены Златогорский,
Цуриковский,Чкаловский,Дубраикиий,Шалкарский массивы.Ультраоснов-ные породы представлены оливинитами,дунитами, перидотитами,пирок-сенитами, а основные - норитами, габбро-норитами, оливиновыми норитами.М.А.Абдулкабирова (1965) предлагает выделить нижнесредне-ордовикский интрузивный комплекс, представленный диаллаговыми габ-ро,габбродирритамиккатаклазированными и разгнейованнными гранитами и гранодиоритами. Наибольшее развитие на Кокчетавской глыбе имеют позднекаледонские гранитоидные интрузии. Они образуют такие крупные массивы, как Зерендинский (6780 ЮІ2), Алтыбайский Золотоношенский (700 км ),Ольгинский (свыше 500 кы 2), Боровской (свыше 350 И1г), Макшский (250 км2), Сергеевский (свыше 600 »), Орлиногорский (свыше 400 кы2), и еще ряд массивов, как правило, перекрытых кайнозойскшш отложениями. Позднекаледонские гранитои-ды А«А. Корыткиным разделены на три интрузивных комплексаJзерендинский, боров ской и орлиногорский ( Корыткин и др,1965).
Зерендинский комплекс представляет собой Сложно построенные плутоны,слааающие большую часть собственно Зерендинского массива, Алтыбайского массива, Ольгинского, Карасевского, Юлдыбайского массивов. Формирование массивов происходило путем образования двух главных интрузивных фаз. К первой фазе отнесены диориты и кварцевые диориты,которые слагают краевые зоны и наиболее характерны для Зерендинского и Алтыбайского массивов. Ко второй фазе Зерендинского комплекса относятся гранодиориты, адамеллиты и граниты, последние слагают, как правило, центральные части массивов. Характерно почти для всех гранитоидных массивов их зональное строение. Ряд исследователей считает, что образование большинства массивов следует связывать с гранитизацией ( магматическим замещением) вмещающих пород (Серых,Ящвнко и др.,1963; Лисицынн1970). Завершается формирование; Зерендинского комплекса дополнительными интрузиями биотитовых гранитов,внедрением даек аллитов,порфиритом, фельзитов,гранит-пор$иров.- Образование гранитоидов Зерендинского комплекса сопровождалось калиевым метасоматозомввыраиввшимся в сврицитизации и калишпатизации. Время формирования гранитоидов Зерендинского комплекса относится к ордовику.
Боровской интрузивный комплекс формировался путем внедрения гранитов одной главной фазы,представленной биотитовыми и амфибол-биотитовыми гранитами. С боровскими гранитами связан богатый дайковый комплекс - аплиты,гранитлорфиры.спессартитыддиоритовые пор-фириты. Возраст гранитоидов Боровского комплекса по данным определения абсолютного возраста ЛЮ- 40 млн.лет (Корыткин и др.,1965).
В заключительную фазу каледонской складчатости формировались гранитоиды Орлиногорского интрузивного комплекса. Они слагают ряд достаточно крупных гранитных массивов: Орлиногорский,Аиртавский, Имантавскйй,Ольгинский,Зллотоношенский,Балкаиннский и ряд других, более мелких.Жильные породы представлены аплитами,микрогранитами, сиенит и гранит-порфирами.
Послемагматические изменения наиболее характерны для гранитоидов орлиногорского комплекса-Широко развита альбитизация,грвй-зенизация,флюоритизация. Интрузии этого комплекса несут порой значительные концентрации цветных и редких металлов.
Несколько определений абсолютного возраста, полученных независимо одно от другого,показали значения от 300 до 370 млн,лет и позволили датировать гранитоиды средним девоном (Корыткин и др., 1965; Абдулкабироова1965).
Кора выветривания по плагиогранитоидам
Аналогичными недостатками характеризуется и схема Н.АЛиси-циной (1959) для карбонатно-глинистых и эффузивных пород. В частности выделен нижний горизонт гидрослюдистых глин в профиле пород, которые вовсе не содержат калия (базальты, андезитовые пор-фириты, альбитофиры и т.д.), не говоря уже о карбонатных породах.
В.А.Сахаровым (1969) и B.C. Певзнером (1969) для сопредельной с Кокчетавской глыбой территорией Зауралья и Южннго Урала установлено три зоны: зона дезинтеграции, зона смешанного минерального состава и зона обеленных глин. В нижней зоне коры выветривания гранитоидов (гранитов,гранодиоритов,кварцевых диоритов). основным породообразующим минералом является гидрослюда (65-75 , гидрохлорит и каолинит (15-20», В настоящее время установлено, что гидроошода есть не что иное как галогенный серицит,развитый по плагиоклазам, содержание которого к тому же не превышает BD-15% (Венков, 1970), что вообще характерно для гранитоидных кор выветривания западного и восточного склонов Тургайского прогиба. В целом для районов прилеаающих к глыбе, выделение исследователями гидрослюдистого горизонта, который развивается по полевым шпатам, чаще всего по плагиоклазам, довольно распространенное явление, но неуказанное детальными рентгено-структунными исследова-ниями. Для района Южного Урала и Зауралья то есть территорий прилегающих с северо-запада к Кокчетавской структуре, В.С.Певзнер (1969) выделяет каолинито-гидрослюдистую зону. При этом указывает на интенсивный вынос щелочных и щелочно-земельных элементов в самом начале выветривания.Содержание в материнской породе К О не превышает 0,15% что не может обеспечить образования даже 2 I 0% гидрослюды. В,таком случав следует признать что выветрива ние на упомянутых территориях проходило с непрррывным привносом калия в значительных количествах.
Что же касается самой зоны дезинтеграции, то если исходить из понимания ее Л.А.Гузовским, В.А.Сахаровым (Гузовокий и др., 1969, стр.147, Сахаров, 1969) как "Механическое разрушение плагиоклазов", то следует предположить, что при выветривании на глубинах 50-100 м существовали силы избирательно разуушающие полевые шпаты, но не затронувшие кварц. Причем эти силы действовали в узком интервале глубин, на границе субстрата и коры выветривания, с чем труд-но согласиться. Изученные автором карьеры, вскрывшие кору выветривания гранитоидов (увальненский I и П гранитоидов, Тастинский гранитов, Яблоновский гранитов, Елецкий плагиогранитов), не содержат. никаких дезинтегрированных пород в нижней части коры выветривания. Причины появления дресвы подробно приводятся в разделе 3.3.14; 4.1.2.
В практической работе геологами, рабоаающими на Кокчегавской глыбе,использовались схемы геохимической зональности И.И.Гинзбурга (1963) и К.К.Никитина (I97I). Автором было установлено, что указанные схемы приемлемы только для профилей выветривания ультраосновных пород, распространение которых в пределах региона составляет менее 1%.. Большая, чассь коры преддсавлена каолиновым профилем по породам гранитоидного состава. Что касается схем зональности для. отдельных площадей, то следует отметить схему С.Н.Калюжной и Т.Ф. Тормосовой (1970 ) и А.И. Наумова (1968, 1974).
Общим для них является выделение нижней зоны дресвяно-щебенистой или просто щебенистой и дресвяной. Дресва, как порода связанная ,с выветриванием (химическим), в пределах региона отсутствует. Чаще всего ее появление связано с тектоническими процессами или же процессами поверхностного - температурного выветривания (Гинзбург и др. ,1954; Черняховвкий,І968;Петро вІ968,І974).Подроб но дресва, зона дезинтеграции и т.д. рассмотрены в разделе 3.7.
Предложенная автором схема строения толщи коры выветривания состоит из двух зон: 1."зоны начальной каолинизации", 2. "зоны конечной каолинизации". Она позволяет выделить преоблааающие про цессы выветривания. При картировании этих зон, выявления площадей их развития представляется возможным прогнозирование месторожде ний первичного каолина, а в ряде случаев и каолинов определенного качества. В целом для коры выветривания развитой на всех породах региона за исключением карбонатных, верхняя зона конечной каолини зации постоянно во всех разрезах коры, где она не размыта. При построении карты коры выветривания использованы также структурно-тектонические условия, влияющие на мощность и морфологию коры выветривания. Кора выветривания широко развита по породам гранитоидного состава, причем значительной мощности достигает кора выветривания по плагиогранитоидам, тем не менее на одинаковых по составу породах мощность коры варьирует. Это связано с докоро-вой разрывной тектоникой, так как в зоне тектонической трещинова-тости кора выветривания достигает заметно большей мощности. Так например Алексеевское и Елтайокое месторождения каолина непосредственно примыкают к Елтайской грабен-мульде девонского возраста (фиг .3.4). Бортовые части мульды, где локализуются месторождения, имеют значительное количество незалеченных тектонических нарушений одновременно с широко развитой системой трещиноватости, что в конце концов в эпоху корообразования значительно увеличило глубину выветривания. В обычных условиях мощность коры выветривания в 2-3 раза меньше
Кора выветривания
Хлорит по биотиту содержит много окисного и закисного железа и по составу близок к обычным железистым хлоритам. Присутствие К20 подтверждает замещение биотита хлоритом. Отмечается, при относительном увеличении глинозема, в 2 раза, уменьшение объемного веса также в 2 раза (с 2,5 до 1,7). Таким образом, оксид алюминия остается в. абсолютных единицах неизмененным, а содержание,всех остальных-элементов уменьшается,-Характерен интенсивный-вынос окисного и закисного железа. Суммарное содержание.также.уменьшилось почти Б-50 раз, т,е. 93% жеееза было вынесеено что указывват на его чрезвычайно, высокую подвижность при выветривании, силикатов. Данные рентгено-сгруктурного анализа указывают, что.уже (таблЛі.5) на. первых метрах от.границы выветривания. (8,0 м) хлорит полностью замещается каолинитом, но биотит в, это время остается практически неизмененным. Биотит вообще более устойчивый минерал по сравнению с другими темноцветными.минералами, очень часто в белых каолинах макроскопически наблюдаются черные почти.неизмененные чешуйки биогита (Аяексеевское месторождение, Сухорабовская группа). На каолиновых месторождениях Карловых Вар каолин с сохранившимся биотитом, получил название "черный каолин" (NeVZlE 1975. р 165-186).
Серицт.. Плагиоклазы материнской породы обычно в той или иной степени серицитизированы. В зональных плагиоклазах серицит развит селективно, значительно больше в центральной более основной по составу зоне. Кроме того, в целом плагиоклазы имеют различную степень серицитизации. Значительно реже серицит образует самостоятельные секущие микропрожилки. Серипитизация по времени процесс докооовый широко развит по всему региону (Захаров,1974 ; Бибиков, 1973х). Автор наблюдал серицитизацию на глубинах 150-200м, что на 50-70 м ниже нижней границы выветривания
В коре выветривания плагиогранитоидов серицит постоянно присутствует, причем его содержание сильно варьирует независимо от положения в разрезе. По данным рентгеноструктурного анализа в коре выветривания и каолинах практически всегда фиксируются пики, характерные для слюдистого минерала мусковитового типа (Ю,0 А0) Однако, поскольку влияет много факторов на интенсивность пиков слюды,на дифрактограммах существует отклонение от эталона, связанное с полиминеральным составом исследуемых образцов. Выделение серицита в мономинеральную фракцию затруднительно. Примесь серицита обусловливает повышенное содержание К20. В каолинах Алексеев-ского месторождения в подавляющем большинстве проб ( полезная толща) содержание K20 варьирует от 0,5 до 2,5$. Несмотря на общую высокую устойчивость серицита и его неизмененное присутствие в коре выветривания, тем не менее в верхней зоне количество несколько уменьшается. Исследования серицито-каолинитовых псевдоморфоз ( Чекин, Токмаков, 1973х) района ЕлтаЙского месторождения показали, что серицит непосредственно замещается каолинитом без всяких промежуточных продуктов.
Монтмориллонит. Практически на всех месторождениях и проявлениях каолинов, связанных с корой выветривания плагиопород, выделяется своеобразный горизонт, который обычно назывался среди геологов по-разному - "глина коры выветривания", "зона промежуточного разложения" , "зона пестрых каолинов". Как показало изучение начальных продуктов выветривания плагиоклазов в нижних горизонтах они представлены частично минералом монтморил-лонитовой группы. В чистом виде минерал не выделен,но очень четко выделяется с помощью рентгеновского анализа. На дифрактограммах (фиг.3.18-3.21) образцов,отобранных в самых низах разреза, (обр.250-247) отчетливо наблюдается пик (001) 13,15-14,65 А СО смещением до 16,7-17,4 А при насщении глицерином и этиленгли-колем (пунктирная линия). Наиболее часто на дифрактограммах эти пики наблюдаются в образцах фракции менее I ыкм. Все эти пики принадлежат монтмориллониту. Б верхней части нижней зоны, а также во всей зоне каолинов монтмориллонит не зафиксирован ни в одном из изученных образцов. После прокаливания при 600 базальный пик либо исчезает, либо сокращаем до 9,6 Й, причем" интенсивность резко понижается.
Появление монтмориллонита только в нижней части разреза коры выветривания отмечается с помощью термического анализа (фиг.3.22-3.24) в скважинах №808,1135,1047. Данные кривых нагревания в нижней части разреза показывают пики низкотемпературной потери воды при К0-160С. Верхние части разреза таких пиков не имеют, а если и имеют полоГИЙ пик, то он чаще всего принадлежит серициту.
Химические анализы свежего и каолинизированного плагиограни-та показывают, что магний в нижней части разреза достаточно стабилен. ПОСкольку монтмориллонит развивается по плагиоклазу, а последний имеет зональность, то развитие глинистых минералов будет селективным в зависимости от состава плагиоклаза. скопом наблюдается, что монтмориллонитом замещается центральная часть плагиоклазов, а альбитовая каемка, согласно исследованиям С.С. Чекина (1973х), остается неизменной. Далее вверх по разрезу монтмориллонит" сравнительнобыстро исчезает.
Валентиновское месторождение вторичного каолина
Он образует крупные порфировые выделения размером от 2-3 мм до 20-30 мм. Пертитовые вростки представлены альбит-олигоклазом.
Процесс микроклинизации выражен самым разнообразным образом. Микроклин часто наблюдается в виде прожилков заполняющих трещины (район Алексеевского месторождения). Наиболее интенсивно развит микроклин вблизи тектонических нарушений, где он замещает плагиоклаз, биотит, роговую обманку, с образованием весьма крупных фено-бластов. Поэтому,в зависимости от количества замешаемых минералов, изменяется и химический состав микроклина ( фиг, 3.27; 3.28; табл. 8] ). Кроме того, определения содержания К О по 28 пробам микроклиновых концентратов (скв. № 115,143,177,381,182,206,207,219, 216,236,2486 и т.д.) показало,что оно"изменяется от 14,6f до 16,5 . Последнее значение весьма близко к теоретическому.
Содержание микроклина в вертикальном разрезе крайне неравномерное, от 30-50% до полного исчезновения в интервале 5-8м. На удалении от тектонических нарушений на 200-500м в плане также отмечается быстрое уменьшение содержания микроклина. Замещение микроклином плагиоклаза и темноцветных крайне неравномерное. Содержание его в плане и разрезе, появление в виде прожилков по трещинам, говорит о его явном метасоматическом происхождении, кроме того, микроклин замещает серицитизированный плагиоклаз (фиг. 3,2?; 3.33). Это указывает на то, что процессы калиевого метасо-матоза проходили в несколько разновременных этапов.
Проведенные А.М.Федорцевым (РИАН) специальные исследования возраста гранитоидов Алтыбайского массива показали, что протопо-рода-плагиогранит имеет возраст 452-468 млн.лет Кроме того, в скважине 174, где был вскрыт контакт диори та и плагиогранита, крупный фенокристалл микроклина замещает поперек контакта одновременно обе разновидности пород, что одно значно свидетельствует о метасоматическом характере новообразова ний микроклина (Половинкинна1966). Часто отмечается замещение одним фенобластом микроклина плагиогранита и ксенолита диорита в, нем. Наличие микроклина существенно изменяет состав коры выветри вания. Микроклин сохраняется практически во всех горизонтах коры выветривания. Изменение химического состава в зависимости от глу бины приводится в табл. 9. Характер выноса основных окислов аналогичен таковому в коре выветривания плагиогранитов. Однако значительное содержание К20 и его постоянное присутствие в разрезе, свидетельствует об устойчивости микроклина в зоне выветривания.
Анализ мономинеральных проб микроклина также свидетельствует о его сохранности в самых верхах разреза коры ( табл. Ю ). Секционные пробы верхних частей разреза коры этого типа содержат в песчаной части от 25 до 50 калиевого полевого шпата. Выделенные путем флотации и магнитной сепарации микроклиновые концентраты были подвергнуты рентгеновскому анализу (табл. 12,фиг.3.33). Во всех „робах отчаются интенсивные пики 3,25 І 4,2 I 1,7 I, характерные для калиевыт полевых шпатов. Однако при общей сохран-хостт микроклияа он все-таки изменяется по своему физическому состоямию (таил. « / )и в первую очередь по крупности зерна. В материнских породах микроклин имеет размер кристаллов от 5,0 до 20 мм, в иижней захе икры лго размтрнасть 1-3 мм, а в отне каоли 20в он "деижнеегрируекся" до 0,05 0,01 мь. Преобразование микро опоошооб зно ме нлина до порошкоо разного состояния при о ще сохранности его во ч к пл, раз оза» дих ujjuo оupa До Ji.noJ.Cn по стdU ИЛЬноСТИ КрpU во всей толще коры выветривания и почти полному выносу f 0» свидетельствует о преобразовании пертитовых вроетков в ыикроклине в каолинит и сохранности структуры микроклина.
Пофракционный анализ глинистой части коры выветривания (табл. 10) подтверждает сохранность микроклина, но в виде более тонких зерен. Во фракциях - 56 .мкм - 20 мкм отмечается достаточно высокое содеркание Ы. В коре выветривания этого типа содержание калия обеспечивает микроклин и серицит (табл. II ). Но как показывают исследования ( Эйриш и др.11970х ,Наумов, Файзуллин и др., 1971 ;Чекин,Токмаков, 1974х) размерность чешуек серицита не превышает 2-5мкм.Поэтому во фракциях крупнев 5 ыкм высокое содержание (3,1-377%) K20 обеспечивает микроклин, что подтвержается минералогическими и рентгеновскими исследованиями. Пересчет весовых процентов К2О на формульное количество микроклина (Авидон, 1970) показывает,что его содержание колеблется от 10 до 25%. В нижних горизонтах коры микроклин концентрируется исключительно в песчаной фракции, а в верхней зоне почти весь микроклин концентрируется в глинистой фракции -56 + Юмкм.В целом сохранность микроклина является наиболее существенной особенностью коры выветривания этого типа.
