Это методическое пособие служит для ознакомления с объектами Байкальской минералогической практики являющейся частью программы обучения студентов по программам бакалавриата кафедр Минералогии и петрографии и Геологии рудных месторождений ГГФ НГУ. Практика является частью курса Минералогия и служит для закрепления в полевых условиях знаний и навыков, приобретенных во время аудиторных занятий в течение 4 и 5 семестров. Данное пособие основано на материалах практик 2007 и 2008 года. При его подготовке использованы материалы книги Г.В. Резанова «Геологические памятники Байкала». Новосибирск, Наука, 1993, материалы путеводителя полевых экскурсий, научных статей и монографий, посвященных Байкальскому региону. Карты и космоснимки – maps.google.ru. В пособии использованы фотоматериалы студентов гр. 552: Г. Кузнецова и И. Бурдиной. Авторы выражают свою исключительную признательность за помощь в подготовке этих материалов д.г.-м.н., профессору кафедры минералогии и петрографии ГГФ НГУ, О.М. Туркиной (материалы по Белой Выемке) и директору ИЗК СО РАН, чл.-корр. РАН Е.В. Склярову (материалы и организация экскурсии по Тажеранскому массиву).

Байкальская минералогическая практика включает в себя три полигона: С – Слюдянский горнорудный район, включающий месторождения флогопита, лазурита, мрамора и керамического сырья; Б – Белая Выемка Кругобайкальской железной дороги с проявлениями контактово- и регионально-метаморфических парагенезисов в древних породах основания Сибирской платформы; Т – Тажеранский массив, включающий парагенетические ассоциации щелочных сиенитов и метаморфизованных карбонатных пород.

СЛЮДЯНСКИЙ ГОРНОРУДНЫЙ РАЙОН

Главными объектами минералогической практики в Слюдянском горнорудном районе являются карьеры флогопитовых месторождений рудников 3 и 2, «Перевал» (П), Бурутуйского месторождения апатита и волластонита (Б) и месторождения «Лазурка (Малобыстринского)» (Л).

Первые упоминания о Слюдянке датируются XVIII веком, и с тех пор почти два столетия район станции Слюдянка служит минералогическим музеем под открытым небом и полигоном для научных исследований. Он описан научных статьях и монографиях. Репутацию "уникального" он заслужил разнообразием горных пород, минералов, высокой концентрацией полезных ископаемых. На геологии района рождались и оттачивались многие фундаментальные теории. С изучением Слюдянки связаны имена выдающихся ученых — академиков Э.Г. Лаксмана, В.И. Вернадского, С.С. Смирнова, А.Е. Ферсмана, Д.С. Коржинского и многих других.
В ранние периоды абсолютный приоритет среди геологических наук имела минералогия. Обилие, подчас уникальные размеры, великолепная огранка, морфологическое и видовое разнообразие слюдянских кристаллов дали редкостный научный, музейный и коллекционный материал. Систематические кристаллографические исследования были проведены уже в середине прошлого столетия крупнейшим русским минералогом Н.И. Кокшаровым и пополнены другим известным ученым П.В. Еремеевым. Эти сведения заняли достойное место в многотомном труде "Материалы для минералогии России", изданном в 1852—1886 гг. на русском и немецком языках. В 1935 г. замечательный минералог, профессор П.В. Калинин создал первую (и пока единственную) детальную сводку по минералам Слюдянки, включившую около 100 видов и разновидностей.
Уникальность выделений некоторых минералов привела к тому, что из-за особенностей формы, окраски или состава описывались под особыми названиями: байкалит (диопсид), мороксит (апатит), строгановит (скаполит), лавровит (диопсид), кокшаровит (эденит). Не обошлась минералогическая история Слюдянки без своих курьезов и загадок. Так, слюдянский диопсид — байкалит — первоначально принимался за необычный по форме и цвету апатит или турмалин ("зеленый шерл"). Другая редкая разновидность диопсида — травяно-зеленый лавровит — была впервые описана Н.И. Кокшаровым, а в 1871 г. немецкий химик А.Б. Герман установил, что красивая яркая окраска лавровита обязана примеси ванадия. Подтвердить это открытие удалось опять же через сто с лишним лет. А еще один минерал — ванадиолит, описанный тем же А.Б. Германом вместе с лавровитом, — так и не удалось впоследствии обнаружить ни в Слюдянке, ни в другом месте — он так и остался загадкой.

ФЛОГОПИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Флогопитовые месторождения Слюдянки связаны с метаморфическими породами, контрастного состава. Эти породы относятся к слюдянской и хангарульской сериям Слюдянского метаморфического комплекса. Породы комплекса формировались в условиях гранулитовой фации метаморфизма.
Толщи слюдянского комплекса выделяются редкой для древних образований великолепной дробной слоистостью, разнообразием типов и разновидностей метаморфических пород, удивительно большой долей карбонатных и смешанных пород — мраморов, кальцифиров, известковистых гнейсов и кристаллосланцев. Это чередование вполне закономерно: толща имеет правильную ритмично-цикличную стратификационную текстуру, позволяющую судить о ходе осадочных процессов в древнейшие геологические эпохи. Однородные мощные пласты мраморов или гнейсов при внимательном рассмотрении также оказываются внутренне слоистыми. Среди широкой гаммы метаморфических пород встречаются и весьма редкие, например, апатитсодержащие кварц-диопсидовые породы — метаморфические аналоги фосфоритов, возможно, древнейших в мире. Такое переслаивание стало причиной проявления сложного комплекса процессов: как типичных метаморфических преобразований, так и метасоматического взаимодействия между контрастными по составу слоями толщи. Слюдянский комплекс также полиметаморфичен, но низкотемпературные процессы (диафторез) проявились сравнительно слабо, поэтому гранулитовые минералы и парагенезисы (различные гиперстенсодержащие ассоциации) здесь вполне обычны, причем с прекрасной степенью сохранности. Видимо, не случайно одна из первых (если не первая) в России разр 72;ботка по метаморфической классификации гранулитов (выделение температурных ступеней или субфаций в пределах гранулитовой. фации) была сделана на слюдянском полигоне, демонстрировавшемся на первом, проходившем у нас в стране Международном геологическом конгрессе в 1937 г.

Силикатные породы метморфической толщи:

• Биотитовые, биотит-гранатовые, биотит-кордиерит-гранатовые, гиперстеновые и другие гнейсы.
• Пироксен-роговообманковые, двупироксен-амфиболовые кристаллические сланцы.

Карбонатные породы метаморфической толщи.

• Кальцитовые и кальцит-доломитовые мраморы с акцессорным диопсидом и форстеритом
• Диопсид-кальцитовые кальцифиры
• Диопсид-форстерит-флогопит-кальцит-доломитовые кальцифиры

Образование флогопита происходило в результате метсоматоза на контакте с магматическими породами и между карбонатными и силикатными составляющими метаморфической толщи. Промышленный флогопит встречается в двух минеральных ассоциациях. К первой ассоциации относятся гнезда флогопита в метасоматитах, сложенных практически мономинеральным диопсидом. Считается, что эти диопсидовые породы относятся к постмагматическим метасоматитам (скарнам), образовавшимся на контакте карбонатных и силикатных метаморфических пород. Ко второй ассоциации относятся кальцитовые гнезда в диопсидовых метасоматитах и жилы, секущие эти метасоматиты и другие породы метаморфической толщи. Название "лестничные" за ними укрепилось потому, что жилы располагаются группами (сериями) параллельно друг другу, круто (субвертикально) вкрест простирания вмещающих пород. Часто серии жил располагаются только в определенных слоях (горизонтах) и в плане напоминают ступеньки горизонтально положенной лестницы.
Гнезда и жилы имеют одинаковый минеральный состав и похожее строение. Ядерные части гнезд и жил сложены желтым или кремовым кальцитом, а зальбанды – щетками призматических кристаллов диопсида и таблитчатых кристаллов флогопита. В кальците часто «плавают» кристаллы синего апатита, а также таблитчатые и призматические кристаллы флогопита. В тех случаях, когда жилы секут скаполитсодержащие гнейсы или метсоматиты, возникшие по гранитоидам, в зальбандах жил помимо диопсида появляется скаполит.
Парагенетические ассоциации флогопитоносных метасоматитов изучаются на карьерах рудников №2 и №3.

Карьер рудника №2 Промышленный флогопит в районе рудника №2 был открыт в 1916 году и добывался с перерывами до 60х годов 20 века. Уступами карьера вскрывалась уже частично отработанная из шахты часть залежей, поэтому в его стенках кое-где сохранились входы в бывшие подземные выработки, а в полотне — провалы в отработанные камеры. В настоящее время карьер заброшен и его уступы поросли лесом. В полотне карьера любителями минералов выкопан шурф. В шурфе вскрыты диопсидовые метасоматиты с кальцитовыми гнездами с диопсидом, апатитом и флогопитом. В юго-восточном углу шурфа встречаются линзы кальцифира с мелкими кристаллами флогопита и крупными (до 2 см) изометричными кристаллами диопсида.

Гнездо кальцита с крупными кристаллами флогопита в диопсидовом метасоматите

В западной стенке карьера в крупном провале в подземную выработку обнажается часть лестничной жилы отчетливого ассиметрично-зонального строения.
 
На левом рисунке изображен южный контакт жилы, который нарушен разломом. вдоль этого контакта отчетливо проявлена зона мелкозернистого диопсида, который отделен от кальцита жильного заполнения зоной крупно кристаллического флогопита. На правом рисунке изображен северный контакт жилы с крупнокристаллическим друзовым диопсидом и кристаллами флогопита, достигающими 10 см в даметре.
Средние размеры жил — десятки метров по падению — простиранию и первые метры по мощности. В виде гигантских кристаллов отмечаются апатит, скаполит, паргасит, Ва-КПШ (гиалофан). Промышленный интерес в жилах представляют зоны флогопита.

Крупнолистовой флогопит
Эти зоны нестабильны, могут присутствовать только в одном зальбанде, выклиниваться по падению — простиранию жил, что хорошо видно на фотографиях. При этом они могут быть как симметричными, так и асимметричными. Многие жилы содержат в обилии апатит. Хорошие кристаллы здесь редки, так как жильная масса заметно подроблена "пострудными" тектоническими подвижками и частью перекристаллизована, но апатит богат цветами и оттенками: он зелено-, молочно-голубой, сиреневый, фиолетовый до почти черного с переходами. По химсоставу цветные апатиты не различаются. Они относятся к группе фторапатитов и содержат заметную долю эллестадитового компонента (примесь серы и кремнезема). Силикатные минералы, подобно флогопиту, тяготеют к зальбандам лестничных жил. Великолепные друзы и щетки кристаллов диопсида, скаполита, паргасита обнаружены в тех участках, где зона крупнокристаллического флогопита отсутствует или слабо развита. Минеральный набор в жилах значительно зависит от состава боковых пород. Так, скаполит встречается преимущественно, а паргасит только в жилах, залегающих среди основных сланцев; гиалофан обычен в жилах, пересекающих гранит-пегматиты. На Руднике 2 жилы залегают главным образом в толще биотитовых гнейсов. В пласты сланцев они почти не прослеживаются.
Вся слоистая толща на восточной части карьера срезается мощной дайкой пород, получивших собирательное название "монцониты". В составе даек выделяются собственно пироксеновые «монцониты», содержащие средний — основной плагиоклаз и ортоклаз, различные мелано- и лейкократовые сиениты, некоторые типы сиенитовых лампрофиров.
В верхней, отработанной, части карьера встречались тела "постфлогопитовых" пегматитов, более молодых, чем флогопитоносные жилы и метасоматиты. Именно с этой группой пегматитов связаны редкоземельная минерализация и амазонит, а также разнообразные известковые скарны. На верхнем уступе юго-западного борта карьера сохранились обломки разрушенной жилы поздних пегматитов. Вблизи контактов этой жилы, в сланцах можно обнаружить зонки альбит-эпидотовых скарнов и эпидозитов, а в розовых мраморах — гнезда эпидот-гроссуляровых скарнов с гранатами от светло-желтого маложелезистого до густо-коричневого гроссуляр-андрадита. Наконец, самые молодые образования — тонкие кварц-карбонатные (анкеритовые?) прожилки, хорошо видимые в некоторых зонах диопсидовых метасоматитов.
(фото. Г. Кузнецов, Ю.Д. Литасов, И. Бурдина; карта Google Map)

КАРЬЕР РУДНИКА №3

Вскрытая карьером часть интересна тем, что имеет близкое сходство с классическими мировыми месторождениями флогопита этой формации, повторяя в миниатюре месторождения Алдана и Канады. Это неоднократно подтверждали зарубежные знатоки-геологи при посещениях. Другая привлекательная особенность объекта — возможность наблюдать взаимоотношения разновозрастных и разных морфологических типов метасоматитов и флогопитоносных тел.
Находки флогопита в районе рудника были известны давно, но временем его открытия считается 1925 г., когда горный техник С.В. Коржнев на правах первого заявителя получил отвод и заложил "Веринский" рудник. Отработка слюды открытым способом продолжалась несколько лет, добыто сравнительно немного флогопита, но очень высокого качества. Впоследствии в 50-х годах подземными выработками обнаружены новые залежи флогопита, но уже обычного для Слюдянки промышленного типа — лестничные жилы в гнейсах.
Часть месторождения представляет собой субпластовую зону флогопитоносных метасоматических пород, залегающую вдоль контакта алюмосиликатной части разреза ("гнейсовая" или "рудничная полоса") и мощной толщи карбонатных пород. Вдоль этой границы прерывистая зона метасоматитов прослеживается далеко за пределы карьера. В его районе мощность зоны варьирует от 10 до 20 м и более, уменьшаясь на глубину до 2—3 м, вплоть до полного выклинивания. Со стороны "гнейсовой полосы" залегает горизонт основных пироксен-роговообманковых и известковистых пироксеновых, в разной мере скаполитизированных сланцев. Карбонатная толща имеет сложный состав, включающий разнообразные мраморы и кальцифиры — кальцитовые и доломитовые с форстеритом, флогопитом и шпинелью. Помимо перечисленных пород, являющихся главными элементами разреза рудника №3 встречаются пласты и линзы специфических кварц-кальцит-диопсидовых и кварц-диопсидовых пород с голубым апатитом. Эти породы можно наблюдать в карьерах, на контакте с метасоматитами. Существует мнение, что эти породы являются метаморфизованными фосфоритами.
Из магматических пород в карьерах видны небольшие тела "метабазитов" (полностью амфиболизированных пород типа микрогаббро) и обильны гранит-пегматиты: субщелочные, микроклиновые, местами десилицированные до перехода в микроклиниты с клинопироксеном и титанитом. В кварц-диопсидовых породах гранит-пегматиты образуют "зоны сетчатых инъекций", местами напоминающие эруптивные брекчии.
На контактах гранитоидов и карбонат-кварц-диопсидовых пород почти повсеместно встречаются маломощные зонки диопсидитов — одной из разновидностей магнезиальных скарнов магматической стадии. Особенность этих диопсидовых оторочек — резкая неоднородность содержания Fe в клинопироксенах, видимая по изменению окраски: от густо-зеленой у контакта с гранитоидом до белой в боковых породах. В отличие от постмагматических метасоматитов, здесь отсутствует обязательная для первых апогранитная диопсид-скаполитовая зона. Эндоконтактовые изменения гранит-пегматитов, выражены в десиликации, значительном обогащении клинопироксеном и сфеном (титанитом). Клинопироксены гранитоидов почти черные и продолжают ряд диопсидовых оторочек по возрастанию железистости.
Основной объем флогопитоносной зоны занимают постмагматические диопсидовые метасоматиты, сложенные светло-зеленым (умеренно железистым) диопсидом. Постмагматические метасоматиты развиты преимущественно по карбонатным породам, замещая при этом и ранние метасоматиты магматического этапа и прожилки гранит-пегматитов. От последних сохраняются реликты или, при полном замещении "тени" — жиловидные скопления грубозернистых диопсид-скаполитовых с флогопитом пород.
В мелкозернистых диопсидитах заключены гнезда крупнокристаллического кремового или розоватого кальцита с крупными кристаллами диопсида (байкалита), флогопита, иногда апатита. Такой тип скоплений листового флогопита в Канаде описывался как "карманный", а в Слюдянке получил название "гнездово-прожилковый".
В кристаллических сланцах карьеры вскрывают и несколько мелких, но типичных флогопитоносных жил лестничного типа с обычным строением: кальцитовое, часто прерывистое ядро и зальбанды, сложенные кристаллическими "щетками" байкалита и флогопита. При пересечении жилой гранитоидов (нижний карьер) хорошо выражены мелкозернистые зоны, особенно диопсид-скаполитовые. При выходе из сланцев в зону метасоматитов границы жил теряются и трассируются лишь цепочкой гнездовых крупнокристаллических обособлений в диопсидитах.
Из минералогических особенностей Рудника 3 можно отметить частое присутствие главколита, барита и актинолит-тремолита. Главколит — сиреневый скаполит, наряду с обычным белым, светло-серым, присутствует в "контурных" диопсид-скаполитовых породах, развитых по гранит-пегматитам, иногда в виде тонких прожилков на продолжении гранитоидных жил в постмагматических диопсидитах. По составу сиреневый и белый скаполиты не различаются: они близки миццонитам, а по анионам относятся к сульфат-карбонат-скаполитам. В отвалах нижнего карьера можно обнаружить небольшие кристаллы прозрачного темно-зеленого диопсида (байкалита) и прозрачного плеохроирующего апатита. Цвет обломков и кристаллов апатита в зависимости от направления меняется от желто-зеленого до зеленовато-синего.
Поздняя низкотемпературная минерализация проявлена в виде небольших гнезд барита в диопсидитах и лестничных жилах. Бариту обычно сопутствует развитый по диопсидитам зеленый амфибол тремолит-актинолитового ряда, но нередко амфиболизация наблюдается и вне связи с баритом.

КАРЬЕР «ПЕРЕВАЛ»

Мраморы
На сегодняшний день карьер «Перевал» является единственным крупным горно-добывающим предприятием в Слюдянке. Мрамор, добываемый на карьере, служит для изготовления цемента и мраморной крошки. Месторождение Перевал, как и находящееся поблизости Комарское месторождение мраморов, приурочено к своеобразной "структуре гигантского отслаивания", рост которой сопровождался нагнетанием пластичных мраморов в ее замковую область. При выделении и оконтуривании разновидностей мраморов принят несколько формализованный критерий — магнезиальность: низкомагнезиальные (пригодные для производства цемента) и высокомагнезиальные, некондиционные (используются как щебень — "крошка"). Однако выделенные по этому критерию блоки в общем отразили естественную слоистость. Набор разновидностей мраморов в карьере довольно обширен, особенно в магнезиальных пластах: форстеритовые, флогопит-форстеритовые, шпинелевые, диопсид-кварцевые, графитсодержащие с резко различающимися соотношениями силикатов и карбонатов, кальцита и доломита. В низкомагнезиальных пластах преобладают почти мономинеральные кальцитовые мраморы. Значительная часть магния в них содержится в виде изоморфной примеси. Бросающаяся в глаза особенность карбонатных пород — распространенность крупно- и даже гигантокристаллических разновидностей, включая порфироб&

Жильные образования силикатного состава и скарны.
В карьере имеются мелкие тела и жилы магматических пород, среди которых можно встретить большинство из известных в районе типов: разнообразные гранит-пегматиты, граниты, аплиты и т.п.
 
                              а                                                                            б

Много жильных пород, отличающихся по облику и составу от типично магматических, — пироксен-плагиоклазовые, двуполевошпатовые, пироксен-микроклиновые. Фактически это образования, связанные со скарнообразованием — вероятно результат десиликации, исходно магматических пород (обычная картина для маломощных жил в карбонатных породах).
Нередкий тип скарнов магматической стадии (в контактах с низкомагнезиальными мраморами) — зонки ярко-розовых, красных и оранжевых перекристаллизованных мраморов, постепенно (в интервале 5—40 см) переходящие в белые или голубые вмещающие мраморы. Зеленый клинопироксен, сменяющий в скарнах белый диопсид мраморов, концентрируется у контакта, а его количество зависит от состава мраморов.
По магнезиальным мраморам формируются разнообразные шпинель-форстеритовые, флогопит-диопсид-форстеритовые, флогопит-паргаситовые скарны. Строение самих тел сложное из-за обычного наложения и переработки скарнов магматической стадии постмагматическими процессами.

К этой же группе, по-видимому, примыкают и существенно главколитовые метасоматиты, в отдельные периоды проходки обильно встречавшиеся в карьере. Они формируют гнезда, жиловидные тела и линзы мощностью до 60—80 см. Центральная часть тел сложена главколитом, белым плагиоклазом и кальцитом в переменных соотношениях — от мономинеральных скаполитовых до плагиоклазовых. В окружении — одна или несколько зон, чаще всего диопсид-флогопитовая, паргаситовая и слюдитовая. В отличие от основного скаполита флогопитовых месторождений, здесь главколит кислый. Он по интенсивности окраски варьирует от бледно-сиреневого до почти фиолетового, образует как сплошные "сливные" массы, так и агрегаты хороших кристаллов (в срастании с кальцитом), причем кристаллы могут находиться и в прилегающих мраморах.
Из известковых скарнов в карьере встречались титанит-геденбергитовые, андрадитовые, геденбергит-андрадитовые (часто с эпидотом) с высокой железистостью граната и пироксена. Случались находки контактовых волластонит-пироксеновых скарнов.
Кварц-диопсидовые породы.
В северо-восточной части карьера залегает специфичный пласт или пачка апатитсодержащих кварц-диопсидовых пород. Минеральный состав их простой: белый безжелезистый диопсид, серый кварц, кальцит, голубой апатит, бесцветный тремолит, но количественные соотношения минералов меняются в широких пределах. Белый тремолит иногда образует крупнокристаллические лучистые скопления, по морфологии похожие на турмалиновые "солнца".
Хромовая и ванадиевая минерализация карьера Перевал.

С группой кварц-диопсидовых пород связана спорадическая, исключительно интересная и необычная хром-ванадиевая минерализация. В рамках практики студенты встречаются с этой минерализацией на горизонте 815 первой очереди карьера. Наиболее широко здесь представлены Cr-V амфиболы (смарагдиты) и пироксены (лавровиты). Амфиболы представляют собой тремолиты ряда тремолит – магнезиальная роговая обманка с повышенным содержанием Cr и V. Клинопироксены относятся к ряду диопсид CaMg[Si2O6] — наталиит Na(V,Cr)[Si2O6] — космохлор NaCr[Si2O6]. Эти минералы образуют прожилки и вкрапления в кварц-диопсидовых породах и выделяются на их светлом фоне яблочно-зелеными и изумрудно-зелеными окрасками. Помимо амфиболов и клинопироксенов в кварц-диопсидовых породах установлены гранаты, ди- и триоктаэдрические слюды, хлориты, турмалины, кислородные и халькогенидные шпинели, простые окислы, рутил и титанаты. Самостоятельные минеральные виды представляют собой гранаты: голдманит — уваровит (с переходами к андрадиту); шпинелиды: хромит — магнезиохромит — кулсонит (FeV2O4); сульфошпинелид – калининит; окислы хрома и ванадия: карелианит V2O3 — эсколаит Cr2O3, турмалины: дравит — хромдравит с переходами к ванадиевому турмалину. Остальные минералы рассматриваются как разновидности, которым помимо смарагдитов относятся Cr-V содержащие мусковиты, фенгиты и флогопиты и ванадиевые рутилы.
В этой минерализации очень много необычного, экзотического, начиная с самого факта существования. Например, шпинели группы хромита всегда ассоциировались с базит-ультрабазитовыми магматическими породами, продуктами их метаморфизма и метасоматоза. Нахождение серии этих шпинелидов (и ряда других минералов) в "нормальных" осадочно-метаморфических породах можно рассматривать как новый генетический тип локализации. Космохлор (или юриит) — хромовый пироксен, хорошо известный минерал метеоритов. В земных условиях он обнаружен несколько лет назад, одновременно в двух местах — в жадеитовых породах Бирмы, связанных с ультраосновными магматитами, и на Слюдянке, в совершенно "непривычной" для него генетической обстановке. Калининит и флоренсовит относятся к сульфошпинелям, минералам со структурой шпинели, в которой кислород замещен серой. Эта группа редка в природе, а экзотичность слюдянских минералов усугубляется еще и тем, что в них сочетаются хром и сера — элементы-антагонисты, почти не дающие природных соединений. До слюдянской находки среди трех с лишним тысяч известных минералов было только два подобных соединения, причем оба минерала — из метеоритов. Любопытно отметить, что один из метеоритных минералов — добреелит — тоже сульфошпинель, родственная калининиту.
Следует отметить еще один хромсодержащий минерал — розовую благородную шпинель, встречающуюся в магнезиальных мраморах. В 2007 году Минералогической практике ГГФ НГУ удалось наблюдать редкую вкрапленность розовой шпинели в белых мраморах горизонта 775 первой очереди карьера. Это чисто алюмо-магнезиальная безжелезистая шпинель, окраска которой обусловлена очень небольшой примесью хрома и меняется от бледно-розовой до густой розово-красной. Встречались богатые скопления и крупные кристаллы (до 1 —2 см и более), в том числе прозрачные, ювелирного качества.

Другой "перевальский" минерал — необычный розовый флогопит, образующий мелкие гнезда и прожилковидные скопления в мраморах совместно с бесцветным ("серебрянка") и стально-серым флогопитом. По генезису эти скопления, вероятно, метасоматического, скарнового типа, но "привязать" их к известным в районе типам пока не удается.
Наконец, в мраморах карьера развита и низкотемпературная, вплоть до гипергенной, минерализация, из которой интересен красивый полупрозрачный зелено-желтый серпентин, его сливные скопления и прожилки нередки в доломитовых мраморах и кальцифирах.

БУРУТУЙСКОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ

Объект представляет собой наиболее крупный в районе выход кварц-диопсидовых пород. Он расположен в 8 км к югу от 17-го км шоссе Култук — Монды на водоразделе рек Бурутуй и Большая Быстрая. С точки зрения своего структурного и стратиграфического положения среди образований Слюдянского метаморфического комплекса породы, вскрытые Бурутуйским карьером, являются аналогами кварц-диопсидовых пород, обнажающихся на горизонтах отработки карьера «Перевал».
Под общим названием "кварц-диопсидовые породы" объединяется специфическая группа, включающая значительное число минералого-петрографических типов и разновидностей, зависящих от количественных соотношений трех породообразующих минералов: диопсида, кварца и кальцита. К главным петротипам относятся диопсидиты, кварциты и диопсидовые кварциты. Между кварцитами и диопсидитами существует полный ряд переходных разновидностей. Отсутствие окрашивающих примесей обусловливает белизну бурутуйского диопсида в породе, что резко отличает его от обычных зеленых железистых диопсидов. Все разновидности переслаиваются в мощностях от нескольких сантиметров до первых десятков метров.

К особой подгруппе относятся кварц-диопсидовые породы с повышенными содержаниями пятиокиси фосфора (до 10—20 %) (см. рис.) и соответствующими количествами породообразующего апатита, который концентрируется в тонких слойках и линзочках, четко выделяющихся благодаря голубому цвету. Реже апатит образует равномерную вкрапленность. По распространенности фосфатные разновидности значительно уступают обычным кварц-диопсидовым породам, в которых содержания пятиокиси фосфора не превышают долей процента.
По комплексу критериев группа кварц-диопсидовых пород рассматривается как метаморфический аналог кремнисто-доломитовых и кремнисто-известково-доломитовых отложений хемогенно-вулканогенной природы. В слюдянской серии они развиты на нескольких стратиграфических уровнях и совместно с другими метаморфическими породами участвуют в складчатости.
Ранее кварц-диопсидовые породы привлекали внимание как источник апатитового сырья. В последние годы интерес к ним вновь возрос. Установлено, что уникальный по чистоте диопсид слюдянских месторождений является новым видом минерального сырья многоцелевого назначения. На его основе разработан широкий спектр прогрессивных материалов: радио- и электрокерамики, глазурей, пигментов, наполнителей полимеров, строительной и бытовой керамики и др. На объекте проведены разведочные работы, а с 1991 г. действует карьер по добыче руд.
По южному флангу Бурутуйского месторождения прослеживается пласт мощностью около 20 м волластонитсодержащих пород карбонатного типа. Эти породы совершенно аналогичны породам Асямовского месторождения волластонита (Слюдянский горно-рудный район).

Географическое положение Бурутуйского (Б) и Малобыстринского (М) местрождений

МАЛОБЫСТРИНСКОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ ЛАЗУРИТА (ЛАЗУРКА)

Малобыстринское месторождение, так же как и месторождения флогопита,  является примером проявления метасоматического процесса при метаморфизме контрастной по составу толщи горных пород. На флогопитовых месторождениях метасоматоз протекал либо на контакте интрузивных пород с метаморфическими карбонатными породами, либо между силикатными и карбонатными слоями внутри метаморфической толщи. На Малобыстринском месторождении метасоматический процесс протекал на контактах фрагментов силикатных магматических пород (будин) в карбонатной толще.
Малобыстринское месторождение лазурита, называемое забайкальскими геологами Лазуркой, расположено в 25 км западнее г. Слюдянки на водоразделе рек Мал. Быстрая и Лазурская. Оно достаточно хорошо разведано и изучено: пройдено несколько штолен, пробурены десятки разведочных скважин, заложены канавы. Добыча осуществлялась карьером в приводораздельной части правого борта реки Лазурской. В годы добычи месторождение давало основную массу товарного лазурита в СССР и России.
 

Лазуритоносные зоны залегают в горизонте мраморов безымянской свиты, вблизи Быстринского массива сиенитов. Сиениты можно наблюдать в карьере слева от дороги ведущей вверх от слияния рек Малой Быстрой и Лазурской в 600 метрах от самого слияния. Контакты с массивом тектонические и представлены зонами милонитов. Мраморный горизонт сложен кальцитовыми, доломит-кальцитовыми, доломитовыми мраморами и кальцифирами с частыми будинами алюмосиликатных пород: сиенитов и гранитов (преобладают), биотитовых гнейсов и амфиболитов. В целом тектоническая структура месторождения представляет синклиналь, осложненную поперечными складками. Широко проявлены разлинзование слоев мраморов, будинаж прослоев и жил алюмосиликатных пород. Разрывные нарушения, представленные зонами брекчирования и милонитизации, обычно более поздние, чем лазуритовая минерализация.
Лазуритоносные проявления — это главным образом одна из метасоматических зон, развитых по будинам алюмосиликатных пород в интенсивно дислоцированных магнезиальных мраморах. Метасоматические породы образуют контактовые каймы мощностью от первых сантиметров до нескольких дециметров. Иногда будины нацело замещены лазуритом, но размеры таких тел не превышают 0,5—0,6 м. Они обычно приурочены к определенному (продуктивному) слою мраморов, где образуют зоны, прослеживающиеся на десятки — сотни метров.
  
                         а                                            б                                               в

Хорошие выделения лазурита (см. рис.) сейчас легче всего найти в отвалах, которые время от времени разрушаются природной эрозией и работами любителей минералов, ежегодно посещающих карьер. В коренном залегании лазурит находится на втором снизу уступе карьера, где хорошо заметны любительские выработки.
Лазуритовые скопления образовались в результате контактово-реакционного взаимодействия высокомагнезиальных мраморов с алюмосиликатными (преимущественно гранитными) породами. Это взаимодействие проходило при участии высокотемпературных (640—650 °С) флюидов, но без заметного привноса вещества из глубины. Выделяются несколько этапов минералообразования. К раннему, "магматическому", этапу отнесено формирование многочисленных тел гранитоидов и ранних магнезиальных скарнов. Среди гранитоидов преобладают субщелочные эгирин-авгитовые разновидности. Их эндоконтактовые фации представлены известково-щелочными, щелочными и нефелиновыми сиенитами, редко анортозитами. Скарны магматического этапа по карбонатным породам представлены пироксеновыми, шпинель-пироксеновыми, форстеритовыми и шпинель-форстеритовыми породами.
Лазуритовая минерализация формировалась в одну из ранних высокотемпературных стадий постмагматического этапа метасоматическим замещением обломков (будин) алюмосиликатных пород. Собственно лазуритовый камень — это агрегат тонкого срастания диопсида с лазуритом. В виде включений в нем присутствуют кальцит, пирит, афганит. Диопсид обычно преобладает, когда замещаются богатые кремнеземом породы. При замещении высокоглиноземистых пород — анортозитов или сиенитов с нефелином — образуются особые разновидности лазуритовых метасоматитов — лазурит-полевошпатовые, лазурит-скаполитовые. Такой лазурит часто обладает высокими декоративными качествами — более однороден, почти без включений. Лазуритсодержащие кальцифиры образуются по мраморам вблизи наиболее кремнекислых пород или представляют собой крайнюю степень замещения алюмосиликатной породы, когда на месте последней во вмещающем мраморе просматривается лишь участок, обогащенный силикатными минералами. Такие кальцифиры сложены кальцитом, апатитом и другими минералами. Лазурит в кальцифирах часто встречается в хорошо ограненных кристаллах, представляющих ценный коллекционный материал.
При формировании лазуритоносных метасоматитов вмещающие мраморы испытывают существенные преобразования. Здесь образуется новая "синлазуритовая" генерация кальцита, обладающая рядом особенностей.
Лазуритовые месторождения и проявления Байкала в целом являются яркими представителями абиссальных магнезиальных скарнов. Здесь широко распространены классические скарновые минеральные парагенезисы, хорошо видна метасоматическая зональность, последовательность смены минеральных ассоциаций. Особенно привлекательны месторождения своей минеральной насыщенностью: очень разнообразным набором редких минералов и уникальными свойствами многих из них. Здесь весьма распространены относительно редкие фельдшпатоиды.
Лазурит обычно встречается в виде тонкозернистых масс в тесном срастании с диопсидом. Размеры зерен — десятые—сотые доли миллиметра. Относительно крупные (до 20 мм) хорошо ограненные кристаллы встречаются только в кальцифирах. Вообще лазурит обладает очень насыщенной цветовой палитрой: наряду с обычными темно-синими до светло-голубых разновидностями встречаются бесцветные (окрашиваются при нагреве), зеленоватые, розовые или малиновые. Иногда окраска лазурита варьирует в одном образце и даже в зерне. Характерно, что химсостав лазурита стабилен и разноокрашенные разновидности практически не различаются. Наряду с обычным кубическим лазуритом обнаружен анизотропный лазурит триклинной сингонии. Внешне он почти не отличим, но имеет лучшую спайность, иногда слабо иризирует.
Содалит более редок, чем лазурит, и зачастую обнаруживается только под микроскопом. Он обычно бесцветный, но при солнечном свете приобретает ярко-розовый оттенок. На "Лазурке" встречаются кальцитовые жилы с хорошими кристаллами бледно-фиолетового содалита (5—7 см), полевого шпата (до 10 см) и апатита.
Афганит, очень широко представленный на лазуритовых месторождениях, канкринитоподобный минерал. Его кристаллические обособления достигают 2 мм, имеют бледно-зеленый, голубой, белый цвета, иногда прозрачные. На Тултуйском месторождении встречаются крупные (до 15— 20 мм) кристаллы, представляющие ценнейший коллекционный материал.
Скаполит на лазуритовых месторождениях обычно представлен фиолетовой разновидностью, получившей местное название — главколит. На слюдянских месторождениях его кристаллы достигают размеров 0,6— 0,8 м, а по распространенности он явно преобладает над лазуритом. Это обычно "долазуритовый" скаполит и в парагенезисе с лазуритом хорошо диагностируется по люминесценции при ультрафиолетовом облучении. Лиловато-фиолетовые главколиты, особенно замещенные по трещинам лазуритом, — эффектный коллекционный материал.
Синлазуритовый кальцит обладает целым рядом специфических качеств и поэтому является уникальным. Ему присущи повышенные содержания стронция и довольно высокая магнезиальность, величина которой позволила оценить температуру его (и лазурита) кристаллизации в 640—650 °С. Особым признаком синлазуритового кальцита зачастую является пепельно-серый цвет, обусловленный насыщенностью ориентированными микрокристаллами марказита и пирита. Марказит образует нитевидные микрокристаллические выделения длиной в несколько миллиметров, шириной до 20 мк и толщиной в доли микрона. Пирит больше всего распространен в виде тонкоигольчатых микрокристаллов, отличающихся от марказитовых лент квадратным сечением и сохраняющих линейную форму при растворении кальцита, а марказитовые ленты образуют при этом спутанно-волокнистую массу. Микрокристаллы пирита испытывают перекристаллизацию и дают макрокристаллы размерами до нескольких миллиметров, разнообразные по форме: игольчатые, пластинчатые, октаэдрические, кубические, вплоть до округлых и каплеобразных.
Очевидно, марказит и пирит появились вследствие распада синлазуритового кальцита. Обособления серых "марказитовых" кальцитов могут достигать значительных размеров, а отдельные монокристальные стяжения часто достигают 15—20 см и представляют собой уникальный, внешне эффектный коллекционный материал, не имеющий пока аналогов.
Интересная особенность синлазуритового кальцита — присутствие в нем микроскопических кристаллов ангидрита и своеобразных флюидных включений, почти на 60 % состоящих из элементарной серы. Отмечается редкое явление распада высокомагнезиальных кальцитов в мраморах "Лазурки". Очень длительный период посткристаллизационного остывания мраморной толщи обусловил образование крупноразмерных пластинчатых включений доломита в кальците, хорошо различимых невооруженным глазом. Эти гигантозернистые кальцитовые мраморы с пластинками доломита представляют собой уникальный коллекционный материал, демонстрирующий распадные процессы в карбонатных системах. Из других минеральных образований лазуритовых месторождений необычны выделения светло-желтой самородной серы, чаще всего в белом синлазуритовом кальците.

БЕЛАЯ ВЫЕМКА КРУГОБАЙКАЛЬСКОЙ ЖЕЛЕЗНОЙ ДОРОГИ
(По материалам О.М. Туркиной)

Вдоль берега Байкала от истока р. Ангары до ст. Култук на протяжении 80 км Кругобайкальская железная дорога полностью пересекает древнейшие геологические образования — так называемый Шарыжалгайский краевой выступ фундамента Сибирской платформы, прослеживающийся от побережья озера на 300 км до бассейна р. Оки. Его юго-западной границей является зона краевого шва, по которой происходит сочленение Сибирской платформы и Саяно-Байкальского складчатого пояса.
Шарыжалгайский выступ сложен древнейшими в Прибайкалье породами с возрастом более 3 млрд лет. Самыми ранними образованиями являются породные ассоциации, сформированные в условиях регионального метаморфизма гранулитовой фации. Среди этих пород преобладают кристаллические сланцы, разнообразные гнейсы, кварциты, метаультрабазиты, мраморы и кальцифиры.
Более поздние геологические процессы привели к тому, что относительно пестрая толща пород гранулитовой фации была вновь преобразована в направлении регионального развития гранитоидов в условиях амфиболитовой фации метаморфизма. В результате интенсивного развития процессов диафтореза, ультраметаморфизма и связанного с ними массового выплавления гранитоидных магм, их кристаллизации на месте или после некоторого перемещения в пространстве здесь сформировался весьма обширный (до 80 % площади) комплекс пород, который четко наложен на ранние гранулиты и имеет с ними как постепенные, так и секущие контакты.
 

Белая выемка — искусственное обнажение мраморов среди кристаллических сланцев, расположенное на 103—105 км Кругобайкальской железной дороги. Здесь обнажены типичные и эталонные апокарбонатные метасоматиты, характерные не только для древних комплексов Прибайкалья, но и для парагенезисов гранулито-гнейсовых комплексов практически всех континентов, сконцентрированы обычные, редкие и уникальные породы и минералы.
Карбонатные породы Белой выемки залегают в ядре пологой Шумихинской антиклинали, образуемой толщей мощностью до 200 м основных двупироксеновых сланцев, мигматитов, чарнокитоидов и гранитоидов. Выше основного тела мраморов, в перекрывающих породах, встречаются многочисленные будины карбонатных пород мощностью до 10 м, с которыми также связано формирование метасоматитов. Основной пласт и мелкие пропластки карбонатных пород Белой выемки практически нацело состоят из продуктов ультраметаморфических и постультраметаморфических преобразований исходных мраморов. Последние очень редко сохранились в виде будин среди форстеритовых и шпинель-форстеритовых кальцифиров.
Породы, сформированные по доломитовым мраморам, подразделяются на два типа: находящиеся вне контактов с магматическими телами и расположенные на их контактах. Эти типы соответствуют двум стадиям ультраметаморфических преобразований мраморов: ранней, мигматитовой, осуществляющейся под воздействием флюидов одновременно с мигматитами; и поздней, магматической — по механизму магматического замещения гранитоидами карбонатных пород.
Характерная особенность гранитоидов, залегающих среди карбонатных пород Белой выемки, — присутствие эндоконтактовых фаций граносиенитов, сиенитов, нефелиновых сиенитов на контактах со скарнами. В последних почти повсеместно отмечаются прожилки магматических пород, отсутствуют следы постмагматических изменений. Часто скарновые тела в гранитоидах имеют угловатую форму, что в совокупности свидетельствует о формировании метасоматитов в магматическую стадию до кристаллизации расплавов.

Постультраметаморфический метасоматоз протекал на фоне изменения составов растворов и снижения температуры. Выделяется 6 стадий метасоматических преобразований.
Породы 1-й стадии (620 – 700ºС) наиболее распространены. Для нее характерны перекристаллизация ранних скарнов ультраметаморфического этапа, скаполитизация и микроклинизация гранитоидов; внутри карбонатных пластов магматические тела замещаются нефелин-калишпат-пироксеновыми породами, а в толще кристаллических сланцев появляются мощные жильные тела метасоматитов со скаполитом, шпинелью, паргаситом.
Во 2-ю стадию (520 – 640ºС) развивался флогопит по породам практически любого состава: появлялись флогопит-пироксеновые, флогопит-пироксен-кальцитовые, флогопитовые, кальцит-флогопитовые породы по магнезиальным скарнам и кальцифирам; клиногумитовые — по кальцифирам. Гранитоиды замещены скаполитовыми породами, а нефелинсодержащие — гаюинсодержащими метасоматитами.
Метасоматиты 3-й стадии (380 – 540ºС) образовывались чаще всего путем перекристаллизации метасоматитов предыдущих стадий постультраметаморфического этапа. Наиболее распространены флогопит-кальцитовые, флогопит-пироксен-кальцитовые, амфиболовые и гроссуляровые породы по магнезиальным скарнам. Нефелин, содалит и гакманит замещаются канкринитом.
Среди пород 4-й стадии (280 – 400ºС) преобладают альбитовые, серпентиновые, кли-ноцоизитовые, тремолитовые и эпидотовые метасоматиты с молибденитом, галенитом, пиритом, пирротином. Они образуют маломощные прожилки и обособления неправильной формы.
Породы 5-й (150 – 300ºС) и особенно 6-й (50 – 200ºС) стадий распространены ограниченно и представлены апогранитоидными кварцевыми и квац-альбитовыми прожилками и апоскарновыми серпентиновыми породами, цеолитовыми и асбестовыми жилками.

Минералы Белой Выемки.
На Белой выемке обнаружено около 70 минералов. Каждый из них характеризуется очень широкими вариациями состава, физических свойств и морфологии.
Шпинель представлена зернами и кристаллами разнообразной окраски: бесцветная, голубая, серая, синяя, сиреневая, рубиновая, красная, розовая, зеленая, черная. Цвет определяется величиной железистости и содержаниями хрома. Размер зерен от 0,1 мм до 10—15 см. Как правило, в кальцифирах шпинель образует мелкие кристаллы (не более 5 мм) различной окраски, в то время как в зонах перекристаллизации с кальцитом и идиоморфными кристаллами зленовато-серого и розоватого клинопироксена встречаются крупные кристаллы (до нескольких сантиметров) черной шпинели (плеонаста).

Пироксен имеет широкую цветовую гамму, но обычно прозрачен, образует сплошные массы, а в зонах перекристаллизации – идиоморфные кристаллы от 0,5 мм до 20 см. Встречаются кристаллы зеленовато-серой, розоватой и зеленой окраски. Кристаллы пироксена, как правило, длинно- и короткопризматические, иногда с хорошо выраженными гранями ромбических призм и пинакоидов.
Флогопит свойствен образованиям постультраметаморфического этапа. Высокоглиноземистые флогопиты замещают нефелин-, шпинель-, анортитсодержащие породы; менее глиноземистые — диопсидовые скарны. Бесцветные, кремовые, розовые кристаллы развиты по диопсидовым скарнам, форстеритовым и шпинель-форстеритовым кальцифирам; зеленоватые и черные — по шпинель-пироксеновым (фассаитовым) скарнам. Размер зерен от 1 мм до 10—15 см. Недалеко от лагеря практики на мысу Белой Выемки непосредственно у полотна железной дороги есть обнажение зоны дробления пироксенового магнезиального скарна. Пространство между обломками залечено карбонатом с крупными идиоморфными кристаллами золотистого флогопита размером до 4 см в диаметре.
Скаполит обычно белый, реже сиреневатый, голубой, образует сплошные массы и реже кристаллы от 1 мм до 5—6 см, замещая, как правило, калиевый полевой шпат или плагиоклаз интрузивных пород.
Содалит, гакманит, гаюин, канкринит замещают нефелин и редко калиевый полевой шпат. Содалит — голубой, светло-синий, синий, обычно матовый, реже водяно-прозрачный, образует мелкозернистые гнезда до 10—20 см, корродированные ксеноморфные обособления до 2—3 мм в нефелинсодержащих породах. Гакманит — малиновый и розовый, прозрачный, с зернами до 2 мм. Гаюин определяется только в шлифах, а макроскопически не отличим от нефелина. Канкринит присутствует в гнездах и прожилках неправильной формы до 10 см, а также образует равномерную и неравномерную вкрапленность в нефелиновых породах, имеет жирный блеск и характерные коричневые и светло-коричневые оттенки.
Паргасит замещает ранние магнезиальные скарны. Окраска его варьирует от водяно-прозрачной, белой, до коричневой и черной. Очень часты друзы паргасита с размерами отдельных кристаллов до 20 см.
Другие особенности минерального состава метасоматитов: присутствие анортита, крупных (до 5 см) кристаллов сфена — коричневого в сиенитах и черного в скарнах; танталсодержащего рутила — стрюверита в скарнах; крупнокристаллических выделений кальцита (до 40 см) и форстерита (до 10 см) в участках перекристаллизации скарнов и кальцифиров.
Наиболее интересные минералогические точки Белой Выемки.
Точка 1 (103,3—103,2 км). Здесь имеются выходы мигматизированных двупироксеновых сланцев, биотит-диопсидовых плагиогнейсов и мраморов в поле чарноэндербитов и гранитов. Выше карбонатного пласта наблюдается система субпараллельных флогопитоносных тел различной мощности. По чарноэндербитам образуются тела с составом: скаполитовая порода — шпинель-пироксеновый скарн. Мощность зоны скаполитовых пород максимальна в висячих контактах. Более поздними являются флогопит-пироксеновые и паргаситовые породы с многочисленными реликтами метасоматитов и гранитоидов. Крупнокристаллические разновидности с флогопитом, пироксеном, паргаситом, скаполитом, кальцитом образуются при перекристаллизации мелкозернистых пород. В карбонатных будинах встречаются зональные магнезиальные скарны с крупными (до 5 см) кристаллами голубой шпинели, диопсида, анортита и апосланцевые розовые и малиновые шпинель-фассаитовые скарны. В эндербитах присутствуют порфировые вкрапленники молибденита.
Точка 2 (103,7—103,6 км). Здесь находится контакт мраморов с толщей перекрывающих кристаллосланцев. В сланцах на удалении от контакта присутствуют биотитовые лейкократовые граниты (иногда с графической структурой), а вблизи мраморов — пироксеновые сиениты. Вдоль контакта распространены пластовые зональные магнезиальные скарны со строением: пироксен-плагиоклазовая порода à шпинель-пироксеновый скарн à шпинель-пироксен-форстеритовый скарн à шпинель-форстеритовый кальцифир à доломитовый мрамор. Перекристаллизация ранних скарнов произошла на постультраметаморфическом этапе с образованием крупнокристаллических обособлений с кальцитом, фассаитом, шпинелью. Эта точка интересна редкими находками крупных до 2 см хорошо ограненных кристаллов черной шпинели (плеонаста). Крупные кристаллы шпинели приурочены к карбонатным гнездам в массивном шпинель-пироксеновом скарне. Стенки гнезд имеют друзовую поверхность с крупными хорошо ограненными кристаллами пироксена (фассаита). Интересно отметить, что крупные кристаллы шпинели не характерны для тех участков перекристаллизованного скарна, где доминирует кальцит с «плавающими» в нем двуглавыми кристаллами пироксена.
Точка 3 (104,5—103,95 км). Среди шпинель-форстеритовых и форстеритовых кальцифиров встречаются линзы снежно-белых мономинеральных диопсидовых скарнов. Здесь же отмечается крупный блок двупироксеновых плагиосланцев с гнездообразными и жильными телами сиенитов. В сланцах присутствуют вкрапленность скаполита, нефелина, флогопита и различно ориентированные ветвящиеся тела шпинель-фассаитовых пород. В западной части обнажены крупнокристаллические породы с пироксеном, шпинелью, флогопитом, кальцитом и многочисленные кварц-карбонатные жилы. Встречаются дайки кайнотипных оливиновых базальтов.
Точка 4 (104,15—104,2 км). В форстеритовых и шпинель-форстеритовых кальцифирах отмечаются два разобщенных по вертикали выхода пироксеновых сиенитов. В верхней части обнажения, сиениты насыщены включениями кристаллических сланцев, превращенных в краевой части в фассаитовые скарны с нефелином. В фассаитовых скарнах присутствуют прожилки сиенитов. На контактах сиенитов и карбонатных пород развиты нефелин-калишпат-пироксеновые метасоматиты. Позднее образованы мономинеральные оторочки флогопитовых пород.
В нижней части обнажения, в контакте с мраморами, развита серия пород в последовательности: граносиенит à пироксеновый сиенит à нефелиновый сиенит à пироксеновый скарн à форстеритовый скарн à шпинель-форстеритовый кальцифир. Между сиенитами и пироксеновыми скарнами наблюдается узкая зонка нефелиновых пород. Содалитовые породы развиваются по нефелиновым и пироксеновым сиенитам и замещаются кислым скаполитом и канкринитом. На контактах магнезиальных скарнов и сиенитов отмечается интенсивная флогопитизация. В сиенитах присутствуют нефелиновые породы 2-й стадии постультраметаморфического этапа в виде секущих ветвящихся прожилков.
Точка 5 (104,35—104,4 км). Здесь представлен участок пород, наименее преобразованных процессами ультраметаморфизма и постультраметаморфизма. Среди форстеритовых кальцифиров отмечаются амфибол-пироксеновые сланцы и неизмененные доломитовые мраморы, тела белых мономинеральных диопсидовых скарнов, содержащих гнездовую флогопитизацию.
Точка 6 (104,6 км). В этом пункте среди типичных для Белой выемки шпинель-форстеритовых кальцифиров встречаются жильные и линзовидные тела скарнов со шпинелью красных и розовых оттенков, а также с изумрудно-зеленым прозрачным хромдиопсидом и танталсодержашим рутилом. Окраска варьирует от рубиновой до бледно-розовой.
Точка 7 (104,7—104,9 км). В шпинель-форстеритовых кальцифирах наблюдается тело сиенитов. Контакты между сиенитами и сланцами постепенные или резкие, а между сиенитами и карбонатными породами всегда присутствует зона нефелиновых метасоматитов. В горизонтальных контактах определена только одна зона нефелин-калишпат-пироксеновых пород, а в крутых и вертикальных — зональность в последовательности: пироксеновый сиенит à нефелин-калишпат-пироксеновая порода à нефелин-форстеритовая порода à шпинель-форстеритовый кальцифир. Мощность зон метасоматитов при вертикальной ориентировке контактов значительно меньше, чем при горизонтальной. Включения кристаллических сланцев в сиенитах превращены в фассаитовые скарны и окружены оторочкой нефелиновых пород.
Точка 8 (105 км). В сиенитах отмечаются сложноветвящиеся прожилки и жилки нефелин-калишпат-пироксеновых пород. Их окраска определяется составом исходных сиенитов: по мезолитовым сиенитам развиты розоватые, а по лейкократовым — зеленые. Мощность зон нефелинсодержащих пород достигает 1 м.