Реферат: Проявление исландского шпата в шаровых лавах трапповой формации

курсовой проект

По дисциплине Промышленныетипы месторождений нерудных полезных ископаемых

Оглавление

1.   Введение

2.   Минеральное вещество и среда кальцитообразования

3.   Минеральные типы месторождений исландского шпата

4.   Кальцитоносные вулканические формации

5.   Месторождения исландского шпата

6.   Геолого-структурная обстановка кальцитообразования

ВВЕДЕНИЕ

Исландскийшпат — прозрачная крупнокристаллическаяразновидность кальцита — редкий и дефицитный вид минерального сырья. Этотминерал обладает уникальными свойствами, определяющими его широкое применение воптике: хорошим пропусканием света в диапазоне от ультрафиолетовой до ближнейинфракрасной области спектра, большим двупреломлением и высокой.степенью поляризации светового пучка, придостаточной механической прочности и устойчивости к воздействию высокихтемператур. Кристаллы исландского шпата или ихчасти, отвечающие техническим требованиям, получили название оптическогокальцита.

Из оптического кальцитаизготавливаются поляризационные призмы конструкции Глана,Глана-Томпсона, Глазебрука, Аренса, Франка-Риттера, Николу, Коттона, двупреломляющие призмы Волластона,Сенармона, Рошона,полутеневые призмы Шенрока, Шиппиха, лучеразводящие цилиндры и пластины, бифокальные линзы и другие главные деталиполярископов, поляриметров, фотометров,интерферометров, поляризационных микроскопов и т. п.Приборы, работающие с поляризованнымсветом, необходимы для разнообразных научныхисследований и применяются в оборонной, химической и пищевой промышленности, в астрономии и медицине.

Последнее время значение оптического кальцита еще более возросло в связис его использованиемв новых областях науки и техники, главнымобразом в квантовой электронике, оптотронике иастрофизике. Оптический кальцит оказался незаменимым или наиболее эффективным материалом модуляторовизлучения и затворов оптических квантовыхгенераторов, элементов непрервного и дискретного сканирования света, узкополосных интерференционно — поляризационныхсветофильтров. Эти устройства являютсянеотъемлемой частью лазеров, оптико-электронных вычислительныхмашин и других систем, имеющих важнейшее значение для самой современной техники и исследованиякосмоса.

Промышленность предъявляет жесткие требования к качеству оптического кальцита. Действующими техническимиусловиями строго лимитируются Минимальныеразмеры обогащенных кристаллов.Не допускаются трещины и двойники, а также твердые и газово-жидкие включения,видимые невооруженным глазом. Оптический кальцит, применяемый для работы в ультрафиолетовой области спектра, долженпропускать от 35 до 50% света с длиной волны 2200 Å, а в инфракраснойобласти — от 90 до 99% света с длиной волны7000 Å. Оптический кальцит является одним из самых дорогих видовминерального сырья.

В мире известно немного промышленных месторожденийоптического кальцита (Мексика, Южно-Африканская. Республика, США, Исландия).Самое крупное из них месторождение Гельгустадирв Исландии полностью отработано и в настоящее время основным зарубежнымисточником оптического кальцита служат мексиканские месторождения в штатах Чиуауа, Дуранго и Сонора.

На территории бывшего СССР проявления исландского шпатавпервые были отмечены в середине девятнадцатого — начале двадцатого веков Р.Мааком и А.Л.Чекановскимв Сибири, А.Лагорио, В.Д.Соколовым и М.А.Земятченским в Горном Крыму и В. И. Воробьевым наСеверном Кавказе. В результате, систематического геологического изучения нашейстраны после Великой Октябрьской социалистической революции число находок этого минерала было во много раз увеличено.Геологоразведочные работы в конечном итоге привели к открытию ряда крупныхместорождений.

 

МИНЕРАЛЬНОЕВЕЩЕСТВО И СРЕДА КАЛЬЦИТООБРАЗОВАНИЯ

Минеральные парагенезисы месторождений исландскогошпата

Промышленные месторожденияисландского шпата представ­лены двумя минеральными типами, резко отличающимисядруг от друга. Халцедон-цеолит-кальцитовый тип характерен для вулкани­ческихгидротермальных месторождений близповерхностной и субвулканической фацийглубинности. Процесс минералообразования на таких месторождениях проходил средимногокомпонентных горных пород в напряженной и часто менявшейсятермодинамической обстановке. Минеральные ассоциации здесь обильны иразнообразны, отмечается несколько стадий минерализации. Для кальцитового типателетермальных месторождений типичен простой, практически мономинеральныйсостав. Минерализация осуществлялась в мономинеральных карбонатных породах, какправило, в одну стадию в сравнительно узком диапазоне температуры и давления.

Особенностиминерального состава месторождений в вулканических основных породах

Вулканические гидротермальныеместорождения формировались на небольших глубинах при сравнительно невысоких ибыстро снижавшихся температурах и давлениях. Это обусловило многиеспецифические черты минералообразования: кристаллизацию минерального веществаглавным образом в свободных полостях горных пород, уменьшение роли метасоматозапо мере продвижения растворов к дневной поверхности, широкое участие вгидротермальном процессе коллоидных растворов, телескопирование минеральныхпродуктов различной температуры образования.

На месторождениях исландского шпата в вулканических основныхпородах развиты главным образом низкотемпературные минеральные ассоциации иреже минералы более высокотемпературного скарнового комплекса. Среди нихобнаружены сульфиды (халькопирит, пирит, марказит, галенит), флюорит, магнетит,мартит, пиролюзит, кварц, халцедон, кальцит, доломит, барит (целестинобарит),апатит, повеллит, гранат (гроссуляр-андрадит), везувиан, сфен, диопсид,эгирин, хлориты, гидрослюды (селадонит, вермикулит), сапонит, монтмориллонит,нонтронит, апофиллит, анальцим, пренит, гиролит, цеолиты (шабазит, гмелинит,левинит, ломонтит, натролит, мезолит, сколецит, томсонит, гейландит, филлипсит,гармотом, десмин, морденит, лобанит, стеллерит) и др. Многие минералы, особеннокальцит и цеолиты, встречаются в виде хорошо образованных крупнокристаллическихиндивидов и друз.

Наиболее распространены кальцит (зернистый, блоковый,шестоватый и крупнокристаллический исландский шпат), халцедон,кальциево-натриевые цеолиты и анальцим. Каждому геолого-структурному типуместорождений свойственны свои особенности минерального состава, которые преждевсего проявляются в различном количественном соотношении этих минералов.Разнообразие минеральных видов и общая интенсивность минерализации во многомзависят от содержания вулканического стекла во вмещающих породах и степени ихпроницаемости для гидротермальных растворов.

Для месторождений в эффузивных породах характернаминерализация кальцитом, халцедоном и такими цеолитами, как морденит игейландит. Цеолитов, а также минералов из групп хлорита, монтмориллонита игидрослюд особенно много в шаровых лавах, богатых вулканическим стеклом. Вкомпактных, лучше раскристаллизованных мандельштейнах и базальтах преобладаетжильный натечный и яшмовидный халцедон, а цеолиты сравнительно редки. Наместорождениях шаровых лав в соответствии с этим наблюдаются два резко различающихсяминерализованных горизонта: цеолит-кальцитовый — непосредственно в шаровыхлавах и халцедон-кальцитовый — в миндалекаменных базальтах, подстилающихшаровые лавы.

Одновременно со свободной кристаллизацией минераловпроисходил метасоматоз боковых пород, выраженный главным образом в иххлоритизации и монтмориллонитизации. Наиболее сильно изменен мелкообломочныйстекловатый материал шаровых лав, местами превращенный в практическимономинеральную монтмориллонитовую или нонтронитовую глину. В мандельштейнах ибазальтах эти процессы развивались гораздо слабее и только вблизи жил и гнезд.Изредка вулканическое стекло, пироксен и плагиоклаз базальтов замещены кварцем,кальцитом и цеолитами (морденитом и гейландитом).

Представляется, что все многообразие минеральных видов наместорождениях исландского шпата в эффузивных траппах охва­тывается тремяосновными парагенетическими ассоциациями:

1)палагонит-хлорит голубовато-серый  халцедон   (иногда агат), мелкокристаллическийкальцит; ассоциация характеризует обычный состав миндалин и ранних прожилков вмандельштейнах и сфероидах шаровых лав;

2)натриево-кальциевые, редко натриевые и кальциевые цеолиты (морденит, гейландит,десмин, ломонтит, натролит, томсонит, сколецит и др.), анальцнм,апофиллит-сфероидальный сапонит (боулингит), селадонит-полупрозрачный ичастично прозрачный кальцит, монтмориллонит; эта ассоциация наиболее полноразвита в шаровых лавах;

3)яшмовидный цветной или белый фарфоровидный халцедон-кварц(иногдааметист)-исландский шпат. Могут быть в резко подчиненном количестве цеолиты(чаще всего морденит), анальцим и сапонит; ассоциация типична для минерализациимандельштейнов и слабо проявлена в шаровых лавах. В мандельштейнах, залегающихнепосредственно под шаровыми лавами, она обычно выражена в видекварц-халцедонового метаколлоидного комплекса (корковидные игольчатые агрегатыхалцедона и кварца по цеолитам, кремнистые натеки и сталагмиты), благодаря чемукристаллы исландского шпата лишены вростков морденита.

Минерализация лавовых покровов, особенно шаровых лав, нередкозональна. Так, нижние части мощных линз шаровых лав, как правило, обогащеныморденитом и кальцитом, которые вверх по разрезу постепенно сменяются десмином,гейландитом и затем анальцимом. Нечеткая горизонтальная зональность в распределениианальцима намечается на месторождениях Алюнского кальцитоносного поля.

Субвулканические месторождения в интрузивных траппах отли­чаютсябольшим числом минеральных видов. Преобладают кальцит, некоторые цеолиты(десмин, гейландит, иногда натролит) и анальцим. Минералы группы кремнеземараспространены не широко. Морденит, доминирующий среди цеолитов наместорождениях в эффузивных породах, здесь редок. Постоянно, но в разныхколичествах присутствуют минералы ранней, более высокотемпературной стадии минерализации:гранат (гроссуляр-андрадпт), диопсид, магнетит, апатит, изредка везувиан(вилюит).

На месторождениях этой группы отмечается очень сильныйгидротермальный метаморфизм вмещающих пород, которые скарнированы,карбонатизированы, хлоритизированы и цеолитизированы.

Скарнированию подверглись главным образомвулканогенно-обломочные породы у контакта с долеритами. Апотуфовые скарны имеютпеременный диопсид-кальцит-гранатовый или гранат-хлорит кальцитовый состав исопровождаются магнетитом. Иногда туфы и реже долериты полностью замещеныкальцитом. Метасоматические тела и протяженные жилы карбонатных (кальцитовых,ино­гда доломитовых) пород содержат редкую вкрапленность сульфидов и местамиинтенсивно окремнены .

Полнокристаллические средне- и крупнозернистые долеритыбывают преобразованы в своеобразные пироксен-цеолитовые породы, состоящие изанальцима, натролита, томсонита, гейлапдита, десмина, эгиринизированногопироксена и содержащие до 25% сфена. Для стекловатых и палагонитсодержащихдолеритов характерно перерождение в цеолит-хлоритовые породы. Конечнымипродуктами метасоматоза являются хлорит-монтмориллонитовые глиноподобныеобразования. В пироксен-цеолитовых породах анальцим и натролит снизу вверхпостепенно сменяются натриево-кальциевыми и кальциевыми цеолитами- томсонитом,гейландитом, десмином, ломонтитом, шабазитом и сколецитом.

В минеральном составе прожилков и гнезд ведущую роль играютцеолиты, кальцит и изредка халцедон.

На месторождениях в интрузивных траппах можно выделить триглавных минеральных парагенезиса:

1)высокотемпературный скарновый комплекс минералов—ме-тасоматический кальцит,гранат (андрадит-грссуляр), диопсид или салит-магнетит, апатит-хлорит(антигорит и др.), близок по составу к основной минеральной ассоциациижелезорудных месторождений Тунгусской синеклизы;

2)среднетемпературная минеральная ассоциация — мелко-среднезернистый кальцит,доломит, сульфиды (пирит, халькопирит, очень редко галенит), апатит, барит,флюорит-халцедон и кварц-натролит, томсонит; на большинстве месторожденийпроявлена очень слабо или отсутствует;

3)низкотемпературный минеральный комплекс — хлориты, анальцим, натриевые,натриево-кальциевые и кальциевые цеолиты (натролит, десмин, томсонит,гейландит, шабазит, сколецит и др.

 

МИНЕРАЛЬНЫЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ИСЛАНДСКОГОШПАТА

Кальцит — карбонат кальциятеоретического состава СаО 56% и СО2 — 44 % принадлежит к числусамых распространенных минералов земной коры и образуется при разнообразныхгеологических процессах.

Основная масса кальцита в виде известняка, мела и ряда дру­гихсущественно карбонатных пород имеет биогенное или хемогенное происхождение,возникая в результате отложения в мор­ских бассейнах известковистых илов и ихдиагенеза. Зернистые агрегаты кальцита — кристаллические известняки и мраморыобразуются при метаморфической перекристаллизации известняков. Кальцит являетсяобычным минералом гидротермальных и гидротермально-метасоматическихобразований: рудоносных и безрудных жил, магнезиальных и известковистыхскарнов, карбонатитов. Некоторые исследователи (Уилли, 1969; Петров, 1972 идр.) допускают возможность возникновения особых карбонатных расплавов имагматического происхождения кальцитовых карбонатитов.

Прозрачная крупнокристаллическая разновидность кальцита — исландскийшпат представляет собой большую редкость. Еще более редок оптический кальцит,т. е. исландский шпат, хотя бы частично лишенный трещин, двойников, включений иобладающий оптической однородностью. Промышленные месторождения оптическогокальцита образуются в специфических геологических условиях.

Геологической практикой установлено, что исландский шпатимеет эндогенное гидротермальное происхождение. Он чаще всего встречается средицеолитизированных эффузивных и субвулканических пород основного состава, атакже в почти мономинеральых кальцитовых жилах, залегающих в известняках,доломитах и мраморах. Скопления кристаллов исландского шпата, кроме того,отмечались в некоторых хрусталеносных кварцевых жилах, внутригранитныхпегматитах камерного типа и рудоносных известковистых скарнах.

Можно выделить пять основных минеральных(минералого-геохимических) типов месторождений исландского шпата,характеризующихся постоянством главных минеральных ассоциаций и сходнымиусловиями образования: 1) халцедон-цеолит-кальци-товый, 2) мономинеральныйкальцитовый, 3) кальцит-кварцевый, 4) кварц-сульфидно-кальцитовый и 5)микроклин-кальцит-морио-новый.

Халцедон-цеолит-кальцитовый тип минерализации связан свулканическими и субвулканическими породами основного и умеренно основногосостава — базальтами, долеритами, андезитами и их туфами, затронутымиметаморфическими процессами цеолитовой фации. Скопления исландского шпатавместе с натриевыми и натриево-кальциевыми цеолитами (натролит, десмин.гейландит, морденит и др.), анальцимом, халцедоном и монтмориллонитом образуютминерализованные горизонты лавовых покровов, а также развиты в зонах дробленияи трещинах субвулканических и пирокластических пород. К этому типу относятсявсе крупные промышленные месторождения оптического кальцита бывшего СССР изарубежных стран.

Кальцитовый тип характерен для известняков, мраморов, доломитов и другихкарбонатных пород. Он является практически мономинеральным, если не считатьспорадического присутствия ничтожного количества сульфидов (пирит, халькопирити др.), флюорита и барита. Кальцитом минерализованы зоны трещиноватости,дробления и рассланцевания карбонатных пород, а также полости и пещеры древнегокарста. Исландский шпат обычно изобилует первичными и вторичными дефектами(замутненность, трещины, механические двойники и т. п.), что сильнообесценивает месторождения. В бывшем СССР известно всего несколько небольшихпромышленных месторождений исландского шпата этого типа, иногда, правда,содержащих оптический кальцит высокого качества.

Три остальных минеральных типа интересны лишь в генетическомотношении.

Кальцит-кварцевый тип минерализации развит в хрусталеносных кварцевых жилахгидротермально-альпийского типа. Кристаллы исландского шпата встречаются вхрусталеносных погребах, залегающих в метаморфических кварц-хлоритовых икварц-серицитовых сланцах, рассеченных диабазовыми дайками (Сура-Из и Пуйва наПриполярном Урале), а также среди окварцованных и доломитизированных мраморов(Пелингичей).

 Минеральное выполнение хрусталеносных гнезд зависит отсостава вмещающих пород. В зеленых сланцах и диабазах спутниками горногохрусталя и кальцита выступают хлорит (рипидолит) и эпидот, в меньшихколичествах сидерит, сфен, гематит, пирит и очень редко рутил. В зонахдробления мраморов бурые и бесцветные призматические кристаллы кальцита сопровождаютсягаленитом, пиритом и другими сульфидами.

Исландский шпат в ассоциации с кварцем и сульфидами известенна некоторых рудных месторождениях, образовавшихся в карбонатных породах вусловиях малых глубин. Примером такой кварц-сульфидно-кальцитовой минерализацииможет служить полиметаллическое скарновое месторождение Тетюхе в Приморье. Визвестняках тетюхинской свиты верхнего триаса на контакте спозднемеловыми-раннепалеогеновыми кварцевыми фельзит-порфирами находятся линзо-и трубообразные залежи манган-геденбергитового скарна, обильноминерализованного кальцитом. Кальцит замещает геденбергит, входит в состав такназываемых “бурундучных” руд, цементирует зоны дробления и трещиноватости.Хорошо ограненные кристаллы кальцита размером до 70 см по длинной оси заполняютмногочисленные пустоты скарнированного известняка.

Своеобразнаямикроклин-кальцит-морионовая минерализация связанас гранитными пегматитами камерного типа, которые от­носятся к наименееглубинной фации (2-4 км от дневной поверхности). Вообще кальцит очень редок вгранитных пегматитах чистой линии, образуясь в заключительную гидротермальнуюста­дию пегматитового процесса. В этом отношении не являются исключением икамерные морионо- и флюоритоносные пегматиты Волыни и Центрального Казахстана.Однако в Средней Азии на Гиссарском хребте выявлены пегматитовые тела,содержащие миаролы с кристаллами мориона, дымчатого горного хрусталя иисландского шпата.

Особенно интересны пегматиты Кенкольского гранитного мас­сивав западной части Киргизского хребта. Массив обрамлен кристаллическими сланцами,филлитами и известняками раннепротерозойского возраста, а также спилитами,известняками и сланцами среднего, верхнего кембрия. В аляскитовых гранитахтретьей, наиболее поздней фазы внедрения расположены многочисленные шлировыепегматиты размером от 1 до 5 м (редко 10—12 м) в поперечнике.Дифференцированные тела имеют тонкую оторочку из мелкозернистого гранит-аплитаи графического пегматита и слабо развитую кварц-полевошпатовую пегматоиднуюзону. Центральная часть многих пегматитов представляет собой миароловуюполость-камеру, стенки которой покрыты друзами микроклина и дымчатого кварца.Пространство между кристаллами заполнено глинисто-серицитовой массой. В верхнихчастях некоторых миарол находятся ромбоэдрические кристаллы исландского шпатадо 60—80 кг. Миароловые кальцитоносные пегматиты сильно альбитизированы ииногда пересечены кальцитовыми прожилками.

Из приведенного краткого обзора уже видны многие типичныечерты генезиса исландского шпата. Все минеральные ассоциации, включающиеисландский шпат, относятся к фациям малых глубин — приповерхностной,субвулканической и редко гипабиссальной. Обращает на себя вниманиеспецифический химический состав вмещающих пород, как правило, богатых кальцием:это известняки, базальты, диабазы и т. п. Исландский шпат всегда является однимиз самых поздних минеральных продуктов гидротермального процесса икристаллизуется в полостях горных пород вместе с другими минералами свободногороста.

КАЛЬЦИТОНОСНЫЕВУЛКАНИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ

Наиболее распространенные месторождения халцедон-цеолит-кальцитовой формации локализованынепосредственно в базальтах, андезитах или всопровождающих их вулканогенно-обломочныхпородах и субвулканических долеритах.Генетическое родство месторождений исландскогошпата и базальтоидов находит объяснение  в благоприятном составе летучих компонентовосновной магмы, обогащенном углекислотой ихлором, сравнительно высоком содержаниикальция в базальтоидах, а также в общностиструктурно-тектонических условий их образования. И те, и другие относятся  к единой фации глубинности, формируясь в приповерхностной или в близкой к ней обстановке.Узкая петрохимическая специализация комплексовосновных вулканических пород особого значенияне имеет, очевидно, ввиду достаточного сходства их химического состава иоднотипности поствулканических эманаций.   

Кальцитоносные вулканические формации характеризуются рядом особенностей.                                          

1.   Они имеютотносительно молодой, преимущественно мезозойскийили третичный, реже средне- и позднепалеозойскийвозраст. Многими исследователями отмечалосьчрезвычайно широкое развитие в мезозой-каинозое процессов траппового,андезитового и трахибазальтовоговулканизма, охвативших Сибирскую, Африканскую,Индийскую и другиедревние платформы, а также многие области завершеннойскладчатости. Интерестно, что познечетвертичные и современные лавы,находящиеся на поверхности, практически не минерализованы.Это свидетельствует о более поздней минерализации эффузивовпо сравнению с формированием покрова и о гидротермальнойпоствулканической природе кальцитобразую-щихрастворов.

2. Кальцитоносныевулканические формации как на древних платформах, так и в складчатых областяхвсегда слагают верхнюю часть стратиграфического разреза. Кальцитоносные туфы илавовые покровы слабо дислоцированы. Они ложатся на подстилающие породы сугловым или структурным несогласием, заполняя прогибы или впадиныграбен-синклинального типа. Отклонения от горизонтального или очень пологогозалегания обусловлены в большинстве случаев неровным рельефом субстрата или внутри-формационными вулкано-тектоническимиподвижками.

3. Эффузивная деятельность обычно осуществлялась в наземных условиях, о чем можно судить по прослоямконтинентальных. или мелководных осадочных пород среди туфов и лав. Этому непротиворечит наличие в толщах лавовых покровов горизонтов шаровых лав, которымобычно приписывается подводное морское происхождение. Шаровые базальтыСибирской платформы, Тимана и Прибайкальяслагают нижние части лавовых покровов и образовались при излиянии лавы в мелкиепресноводные бассейны или на заболоченную поверхность.

Осадочно-вулканогенные толщи формировались в течениедлительного времени, соответствовавшего одной или даже нескольким геологическимэпохам. Эффузивная деятельность обычно начиналась эксплозивными выбросами пирокластического материала из вулканическихаппаратов центрального типа и завершалась трещиннымиизлияниями лав. В дальнейшем при возобновлении вулканических процессов возможнопоявление новых центральных вулканов вдользакупоренных лавой выводных разломов. Все отмеченные стадии вулканизмасопровождаются образованием на различнойглубине комагматических интрузивных тел.

Кальцитоносные вулканические формации соответствуют тремосновным геотектоническим и петрохимическимтипам: 1) трапповым формациям древних платформ 2) поздним андезито-базальтовым формациямскладчатых областей, 3) трахибазальтовым формациям областей тектоно-магматической активизации.Трапповые формации древних платформхарактеризуются огромными масштабами накоплениявулканических продуктов. Так, раннемезозойские траппы Сибирской платформыраспространены на площади более 1,5 млн. км2.Сопоставимые размерыимеют трапповые области Африканской, Индийской и других докембрийских платформ. По химическому составуСибирская трапповая формация типично толеитовая с присутствием как пересыщенныхкремнеземом кварцевых толеитов, так и недосыщенных оливиновых.Широко распространены нормальные траппы известково-щелочного ряда, при этомбазальты обычно более насыщены кремнеземом, чем интрузивныедолериты.

Главные фазы траппового вулканизма в Сибири датируются раннимтриасом, в Южной Африке — юрой, в Индии — концом позднего мела — началом эоцена. Поражает удивительное однообразиеструктурного положения, условий залегания и состава всех главных трапповых формаций мира.

Посторогенные андезито-базальтовыеформации образовались в последние стадии развития геосинклинальных систем вследза основными фазами складчатости. Они в основном соответствуют стадиям формированиямежгорных прогибов и брахисинклинальных впадин,знаменующим постепенный переход к платформенному режиму. Выделяются, крометого, протяженные вулканические пояса приокеаническоготипа, образующиеся вдоль границ оформившихсяскладчатых областей с зарождающимися геосинклиналями(Восточно-Азиатская вулканическая провинция), в которых также присутствуютбазальтовые лавы.

Посторогенные, послескладчатыевулканические формации обычно имеют смешанный базальто-андезито-риолитовый состав. Базальтовыепредставители этого ряда, как правило, относятся к толеитовойассоциации контаминированных “коровых” магм и являютсясамыми ранними продуктами вулканическихпроцессов.

Очень важен вопрос о формах связи месторождений исландскогошпата с вулканическими породами. Мы уже отмечали, что месторождения халцедон-цеолит-кальцитового состава располагаютсясреди основных эффузивных и субвулканических пород и, вероятно, имеют общие сними магматические источники.

В оливино-базальтовом расплаве при температуре 900°С и давлении 1000 атм растворяется 2,4% воды, а при температуре 1000° С и давлении 3000атм этот расплав может содержать уже 5,4% воды. Следовательно, каждые 10 м3 базальтовой магмы могли сбросить присвоем движении в земной коре около 1 т ювенильнойводы. Большая часть растворенной воды отделяется от сохраняющего температурурасплава еще при высоких давлениях (до 1000атм), т. е. ниже земной поверхности на 3-4 км.Эти экспериментальные данные хорошо согласуются с геологическими наблюдениями,свидетельствующими о том, что главная масса летучих компонентов опережалавосходящую основную магму, давая начало экспозивнымвыбросам пирокластического материала. По этойже причине излияния лав всегда бывают практически “сухими” и гидротермальная минерализация вулканогенных толщ осуществляется поствулканическимитермальными водами.

Месторождения исландского шпата могут формироваться также втолщах и прослоях карбонатных пород на путях движения таких вод. На Сибирскойплатформе, в Прибайкалье, на Малом Кавказе, вГорном Крыму, Прибалхашье и в других местахизвестны многочисленные мономинеральныеместорождения в известняках, подстилающих кальцитоносныеэффузивы. Пространственная ассоциация месторожденийисландского шпата с мономинеральной кальцитовой-халцедон-цеолит-кальцитовойминерализацией подчеркивается общностью региональных рудоконтролирующихструктур и одинаковой приповерхностнойфацией глубинности минеральных тел.

В соответствии с формацией вулканических пород и региональнойгеотектонической структурой выделяются три типа провинций исландского шпата.

1. Провинции древнихплатформ с проявлением траппового магматизма.К этому типу относятся провинции исландского шпата в позднепалеозойских-раннемезозойскихтрапповых формациях Сибири и Карру в Южной Африке, позднедевонскихтраппах Тимана (Русская платформа), а также в позднемезозойских — палеогеновых платобазальтах Декана (Индийская платформа) иСеверо-Атлантического базальтового поля.

Кальцитоносные траппы лучше всего изучены на примере Сибирской провинции,где месторождения исландского шпата находятся как в базальтах нидымской свиты нижнего триаса, так и в вулканогенно-обломочных породах нижнекорвучанской свиты и субвулканических долеритах. В подавляющем большинстве случаев онипредставлены халцедон-цеолит-кальцитовым типомминерализации и только на Оленекском поднятиив известняках и доломитах синия и кембрия известны проявления исландского шпатамономинерального кальцитового типа, тяготеющиек полям развития долеритовых даек и вулканических брекчий.

2. Провинции областей завершенной складчатости с проявлениемпозднего андезито-базальтового вулканизма. Такие провинции распространены довольно широко ипо возрасту главных фаз складчатости и формирования кальцитоносныхвулканических комплексов подразделяются на герцинские(в основном позднепалеозойские) и альпийские(мезозойские и палеоген-неогеновые). Характерно наличие исландского шпатанепосредственно в вулканических породах, а также в известняках складчатогосубстрата вулканогенных толщ.

3. Провинция областей автономной тектоно-магматическойактивизации с проявлением трахибазальтовоговулканизма. Пример провинции этого типа — широкая полоса байкало-каледонских консолидированных складчатыхструктур Прибайкалья и Восточного Саяна,которая вместе с примыкающей к ней краевой юго-западной частью Сибирскойплатформы испытала мезозой-кайнозойскую активизацию с обильными излияниями андезито-базальтовыхи трахибазальтовых лав. Кальцитовая минерализация, как и в большинствепредыдущих случаев, наблюдается не только в неогеновых эффузивах,но и в толщах верхнепротерозойских и нижнекембрийскихизвестняков. На западном продолжении этой провинции в Туве среди протерозойскихмраморизованных известняков находятся кальцитоносные поля Сангиленскогосинклинория. Тувинскиеместорождения ассоциируются с молодыми дайками долеритов иимеют послемеловой возраст.

Наибольшее практическое значение принадлежит провинциямисландского шпата древних платформ, что объясняетсяогромными масштабами вулканическойдеятельности я сопутствующей гидротермальнойминерализации.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ИСЛАНДСКОГО ШПАТА

На территории СССР известно довольномного проявлений исландского шпата, связанных главным образом с низкотемпера­турнойи гидротермальной минерализацией эффузивов основного состава и толщ карбонатныхпород. Большинство из них сконцентрировано на Сибирской платформе в пределахкрупнейшей про­винции исландского шпата, а также в активизированных областяхзавершенной складчатости Горного Крыма, Кавказа, Южного Тянь-Шаня, ЦентральногоКазахстана, Тувы, Прибайкалья и Северо-Востока СССР.

Средне-Сибирское плоскогорье

В Енисейско-Ленском междуречье наобширных площадях бас­сейнов Нижней и Подкаменной Тунгусок, Среднего Приангарьяи верховьев Вилюя и Котуя расположена Сибирская провинция исландского шпата.Обособленный кальцитоносный район известен и в низовьях р. Оленек. Этапровинция охватывает главные области проявления траппового магматизма Сибирскойплатформы-значительную часть Тунгусской синеклизы, а также Оленекское поднятиеАнабаро-Оленекской антеклизы.

В геологическом строении Тунгусской синеклизы главную рольиграют вулканогенно-обломочные и эффузивные образования нижнего триаса,залегающие почти горизонтально. По периферии синеклизы и во внутренних местныхподнятиях обнажены терригенные отложения среднего-верхнего карбона и перми ииногда карбонатные породы нижнего и среднего палеозоя.

Вулканогенно-обломочная триасовая толща характеризуетсясильной фациальной изменчивостью, и слагающие ее пирокластические ипереотложенные вулканогенно-осадочные отложения в различных частях синеклизы невсегда могут быть сопоста­влены. В настоящее время она разделяется на алюнскую,тутончанскую, нижнекорвунчанскую и верхнекорвунчанскую свиты, отли­чающиесяпреобладанием грубообломочных или мелкообломочных сравнительно хорошорассортированных пород. Алюнская свита, выделенная по данным глубокого буренияв центральной части синеклизы, сложена в основном крупнообломочными туфами сневыдержанными прослоями мелкообломочных туфов, туфопес-чаников итуфоалевролитов. Значительно шире распространены пестроцветные мелкообломочныетуфы, туфопесчаники, туфоалевролиты и туфоаргиллиты тутончанской свиты,содержащие в вер­ховьях рек Таймуры, Чуни и Илимпеи редкие прослои известняков;мощность свиты изменяется от 20 до 120 м, многочисленные остатки флоры указываютна ее пермо-триасовый возраст.

Стратиграфически выше следует нижнекорвунчанская свита,занимающая обширные площади Тунгусской синеклизы, сопоста­вимая с правобоярскойсвитой северных склонов Анабаро-Оленекской антеклизы. В ее состав входятглавным образом крупно- и среднеобломочные агломератовые туфы и вулканическиебрекчии с линзами пепловых туфов, туфоалевролитов и туфопесчаников, количествокоторых увеличивается в верхах разреза. Породы содержат многочисленыеэруптивные обломки песчаников, аргиллитов и каменного угля из нижележащейпермской толщи, а также различных туфов и долеритов, размером от несколькихсантиметров до 15-20 м. Вулканическая толща, вероятно, была сформирована врезультате деятельности многих туфовых вулканов и трубок взрыва, вблизи которыхв агломератовых туфах и туфобрекчиях встречаются обильные вулканические бомбы илапилли. В брекчиях практически нет обломков пород фундамента платформы, чтосвидетельствует о сравнительно небольшой глубине заложения эруптивных каналов.Мощность свиты в районе пос. Туры 300—350 м, в бассейне Таймуры 200- 250 м,Чуни и Илимпеи 150-200 м.

Верхнекорвунчанская свита залегает на нижнекорвунчанской снебольшим несогласием и отличается от нее широким развитием перемытых ипереотложенных пород — туфопесчаников и туфоалевролитов, чередующихся спрослоями пепловых туфов и туффитов. Изредка встречаются линзы средне- икрупнообломочных туфов и единичные потоки базальта. Мощность свиты на крыльяхсинеклизы 100-250 м, а в центре в среднем 20-40 м. Вулкано-осадочные породыверхнекорвунчанской свиты богаты ископаемыми остатками флоры и фауны раннеготриаса.

Северная и центральные части Тунгусской синеклизы от среднеготечения р. Нижней Тунгуски до верховьев р. Хеты заняты лавовой базальтовойтолщей, мощность которой в Туринской и Агатской впадинах (Центрально-Тунгусскойи Сыверминской, по Т. Н. Спижарскому) достигает 2-2,5 км. В бассейне р. НижнейТунгуски толща стратифицируется на нидымскую, кочечумскую и ямбуканскую свиты.

Нидымская свита обнажена в долинах рек Нижней Тунгуски и еепритоков Виви, Ямбукана, Кочечумо, Нидыма и др., а также в верховьях Котуя. Онапривлекает внимание широким развитием миндалекаменных базальтов, мандельштейнови шаровых лав, минерализованных кальцитом, цеолитами и халцедоном. В северо-западнойчасти синеклизы в бассейнах Северной и Курейки ее аналогом являетсялоганчинская свита. Свита сложена многими лавовыми покровами, каждый из которыхимеет мощность от 2—3 до 20—40 м. Пачки из нескольких покровов разделеныпрослоями вулкано-терригенных пород: пестроцветных туфопесчаников, туффитов игравелитов.

Базальтовые покровы кочечумской свиты подстилаются пачкойпестроцветных вулкано-терригенных пород мощностью до 80 м и обнажены наводораздельных плато главных речных долин. Это неминерализованные “сухие” лавы,крупные покровы которых прослеживаются на сотни километров и служатмаркирующими горизонтами.

Разрез лавовой толщи в центре синеклизы в междуречьеВиви-Ямбукан-Тембенчи  венчается  ямбуканской  свитой, состоящей измелкозернистых порфировидных базальтов и анамезитов, подстилающихся ипереслаивающихся туфопесчаниками и туфоалевролитами. Мощность свиты достигает250 м, а возраст ее по недостаточно четким палеонтологическим данным, возможно,отвечает среднему триасу.

На площади Тунгусской синсклизы, особенно в ее краевыхчастях, широко проявлены интрузивные траппы, среди которых по форме и условиямзалегания различаются силлы, дайки, жилообразные тела, штоки, хонолиты и т. п.При этом крупные пластообразные тела долеритов характерны для слоистыхпалеозойских пород, а в неоднородных туфах встречаются главным образом дейкн,жилы и интрузивы центрального типа.

Интересующий нас район развития месторождений исландскогошпата относится к Тунгусской трапповой субпровинции, где в основном проявленынормальный, железистый и субщелочной (натровый) типы базальтовых расплавов. Вюжной и особенно в юго-восточной частях Тунгусской синеклизы (в бассейнах Чуни,Илимпеи, Чоны, Ахтаранды и др.) кальцитовая минерализация нередко связана стелами субщелочных и обогащенных водой траппов, содержащих первичные цеолиты,анальцим, палагонит и щелочные пироксены. В составе субщелочных долеритовобычно присутствует от 46 до 50% кремнезема и от 3,5 до 6% щелочей.

Между эффузивными и интрузивными траппами существует тесная комагматическаясвязь. Большинством исследователей сейчас выделяется четыре главные фазытраппового магматизма:

1)первая раннетриасовая, представленная тутончанским и чалбышевским интрузивнымикомплексами, синхронными образованию туфогенной толщи и нидымских лав;

2)вторая раннетриасовая с нормальными долеритами катангского и амовскогокомплексов, сопоставимыми с “сухими” кочечумскими лавами; с этой фазой связановнедрение не менее 90% объема всей трапповой магмы;

3)ранне-среднетриасовая, характеризующаяся формированием дифференцированныхинтрузивов курейского и кузьмовского комплексов;

4)среднетриасовая с дайками долеритов агатского и кирамкинского комплексов,прорывающих ямбуканские лавы. Интрузивные траппы Оленекского поднятия,образовались в раннем палеозое при первых проявлениях траппового магматизма наСибирской платформе. По составу они во многом сходны с нормальными траппамиТунгусской синсклизы.

Наличие исландского шпата в Енисейско-Ленском междуречьестало известно в результате работ экспедиций С.Попова в 1794 г. и Р.Маака в1853-1854 гг. на р. Вилюй и А.Л.Чекановского в 1873 г. на р. Нижнюю Тунгуску.Огромная площадь Сибирской провинции исландского шпата подразделяется на трирайона: Нижне-Тунгусский (Путоранский), Ангаро-Вилюйский (Катангский) и Оленекский,соот­ветствующие региональным зонам траппового вулканизма. В пер­вом районеместорождения исландского шпата локализованы в эффузивных базальтах, во втором- в вулканогенно-обломочных породах и интрузивных траппах, а в третьем — вкарбонатных породах, пересеченных дайками траппов.

 Нижне-Тунгусский (Путоранский) кальцитоносный район

Район охватывает бассейн среднеготечения Нижней Тунгуски с ее крупными притоками-Кочечум, Нидым, Виви, Тутончанаи верховьев Котуя, глубоко прорезающих лавовую толщу. Цеолит-кальцитоваяминерализация и месторождения исландского шпата развиты главным образом вмандельштейнах и шаровых лавах нидымской свиты, группируясь в разобщенныекальцитоносные поля. В южной половине района, тяготеющей к долине р. НижнейТунгуски и низовьям ее притоков, выделено десять полей: Алюнское(Нижне-Тунгусское), Тутончанское, Нидымское, Нидымкан-ское,Нижне-Тембенчинское, Средне-Тембенчинское, Туринское, Туру-Кочечумское,Ленко-Нэлгэкэгское и Кирямкинское. Северная часть района (выше полярного круга)изучена слабее, в ней намечается три кальцитоносных поля: Букан-Котуйканское,Чирин-динское и Агата-Северное. Наиболее интересны во всех отношениях Нидымскоеи Алюнское поля.

Нидымское кальцитоносное поле расположено на южной окра­инелавовой толщи в среднем течении р. Нидым. В долине обна­жены среднеобломочныеагломератовые туфы и туфопесчаники нижнекорвунчанской свиты, на которых лежатсемь базальтовых покровов нидымской свиты. Три нижних покрова мощностью от 10до 30 м каждый выполняют мульдообразную впадину, вытянутую в субширотномнаправлении на 25-30 м, и слегка на­клонены к ее центру. Между вторым и третьимпокровами залегает прослой туфопесчаника и туфоалевролита мощностью до 3 м. Этапачка лавовых покровов относится к нижненидымской под-свите и перекрыта мощнымгоризонтом (40—60, иногда до 80 м) пестроцветных туфоалевролитов итуфопесчаников, за которыми следуют четыре остальных базальтовых покрова, всреднем имею­щие мощность по 20 м. В верховьях Нидыма и Хуроиконгды разрезвенчается двумя лавовыми покровами кочечумской свиты, раз­деленными прослоемтуфопесчаника.

Лавовые покровы нидымской свиты сложены темными столбча­тымибазальтами с мощной верхней зоной манделыптейна (от 1 до 10-12 м) и нижнейминдалекаменной или пористой зоной вы­сотой от 10 до 50 см. В основании первогои третьего покровов, подстилающихся вулканогенными породами, встречаются линзышаровых лав, которые.иногда прослеживаются на несколько километров, имеютмощность до 50 м и интенсивно минерализованы. В районе по аэромагнитным даннымвыделена крупная зона раз­лома, проходящая вдоль долины Нидыма, котораяоперяется субмеридиональными сбрососдвигами и субширотными трещинами.

Большинство проявлений исландского шпата связано с шаровымилавами третьего и реже первого покровов. Все они имеют в общем аналогичноестроение. В качестве примера можно привести одну из минерализованных линзшаровых лав третьего покрова, выполняющую пологую депрессию субстратапротяженностью около 1,2 км.

У контакта с подстилающими туфоалевролитами шаровая лавасложена плотно упакованными базальтовыми “подушками” разме­ром 1,5—2 м. Затемупаковка блоков постепенно разрежается, и они приобретают эллипсоидальную илисферическую форму. При этом у крупных сфероидов появляется бураямандельштейновая корка, а мелкие (размером до 0,5-0,8 м в поперечнике) иногданацело сложены мандельштейном. Межглыбовое пространство заполнено тахилитовойдресвой, сцементированной кальцитом и цеолитами (рис 1). Обломки тахилита имеютвогнуто-выпуклую форму и, очевидно, представляют собой разрушенные коркисфероидов. Особенно много дресвы содержится в верхней части линзы, гдевстречаются только редкие плоские глыбы мандельштейна. Выше шаровая лавасменяется плотным мандельштейном с круп­ными кальцитовыми миндалинами, закоторым следует обычный мелкозернистый базальт.

Цеолит-кальцитовая минерализация особенно обильна в цен­тральнойчасти линзы шаровых лав на интервале около 300 м. Здесь была отмеченавертикальная зональность минерализации, фиксирующаяся по изменению составацеолитов. Внизу шаровой лавы преобладает морденит, окаймляющий плотноупакованные базальтовые глыбы. Выше по разрезу в скоплениях дресвы по­являютсядесмин и затем гейландит. В зоне перехода шаровой лавы в плотный мандельштейнморденит отсутствует или его очень мало. Кроме этих цеолитов, широкораспространены апофиллит, томсонит, пренит, а также минералы группымонтмориллонита и гидрослюд (сапонит, селадонит и др.). Кальцит образует тонкиепрожилки или встречается в гнездообразных скоплениях в меж-

/>

Рис. 1.Детали строения кальцитоносной шаровой лавы.

/—базальт; 2—туфопесчаник: 3—мелкообломочныйминерализованный материал; 4 — прожилки и оторочки цеолитов; 5 —глина; 6 — исландский шпат

шаровом пространстве и в пустотахмандельштейна. Преобладают монокристальные или сдвойникованные выделениякальцита причудливой формы весом от 1—2 до 30 кг, ассоциирующиеся с морденитоми монтмориллонитом. Кристаллы пронизаны многочисленными иглами морденита итолько в центре полупрозрачны или прозрачны. Для практических целей болееинтересен кальцит второй генерации, который сопровождается десмином игейландитом и представлен хорошо образованными прозрачными скаленоэдри-ческимикристаллами со светло-желтой окраской.

Своеобразное строение имеет необычно мощная (40-50 м) линзашаровых лав, находящаяся вблизи устья р. Гутконгды. Ее нижняя часть почти необнаруживает “подушечной” текстуры и сложена компактным базальтом с ксенолитамиподстилающих туфов. Средняя часть линзы до высоты 20 м имеет ясно выраженнуюшаровую текстуру. Еще выше развиты уплощенные блоки пористого мандельштейна,разделенные сравнительно обширными участками дресвы. Местами эти блокисмыкаются, образуя внутрипокровную зону мандельштейна, богатую мелкимикальцитовыми миндалинами и короткими прожилками томсонита, анальцима, ломонтитаи изредка кальцита.

Скопления исландского шпата встречаются в средней части линзысреди сильно минерализованной дресвы и обычно сопровождаются монтмориллонитом. Вцементации дресвы участвуют также гейландит, ломонтит, апофиллит, морденит,томсонит, десмин, халцедон и минералы из групп хлорита и гидрослюд. Сложныесростки ромбоэдрических кристаллов исландского шпата от­делены от дресвыоторочкой из мелкозернистого кальцита и халцедона или цеолитов. Хорошоограненные кристаллы обычно имеют более высокое качество.

 

Алюнское кальцитоносное поле расположено в долине Нижней Тунгускиниже р. Люлюикты. Серия лавовых покровов нидымской свиты выполняет здесьпологую депрессию в корвунчанских отло­жениях площадью около 1500 км2.Два нижних покрова местами перемяты, остальные залегают почти горизонтально сослабым наклоном на северо-восток под углом 1-2°.

Лавовая толща разделена прослоями туфов и вулкано-осадочныхпород на несколько пачек, каждая из которых состоит из одного-двух мощных ипротяженных покровов и ряда тонких, быстро выклинивающихся покровов илипотоков. В пределах кальцитоносного поля нижненидымская подсвита сложеначетырьмя пачками покровов мощностью от 15-20 до 70-80 м. В основании рядапокровов встречаются линзы шаровых лав, протяженностью от нескольких десятковметров до 1-2 км и мощностью от 1 до 10-15 м. Выше следуют сравнительнооднородные базальтовые покровы верхов нидымской свиты с выдержанными прослоямитуфопесчаников. На плоских вершинах высоких водоразделов сохранились останцымощного (50-60 м) базальтового покрова, относящегося к кочечумской свите. Врайоне фиксируются несколько широких зон разрывных нарушений северо-восточного,субширотного и северо-западного простирания, вдоль которых базальты иногдацеолитизированы и окремнены.

Скопления исландского шпата обнаружены в мандельштейнах ишаровых лавах. Наиболее интенсивная минерализация отмечается в маломощныхпокровах, подстилающих шаровые лавы покрова. Эти покровы в среднем имеютмощность по 2-3 м, которая иногда увеличивается до 10-15 м, и пологоволнистуюбугорчатую или глыбовую поверхность. В основном они сложены миндалекаменнымбазальтом, а в местах выклинивания — сильно пористым мандельштейном. В прогибахкровли этой пачки залегают шаровые лавы, обычно подстилающиеся зеленоватым иликрасным обожженным туфопесчаником.    

Наблюдается сравнительно много небольших линз шаровых лавдлиной от 20 до 600 м и мощностью от 1,5 до 10 м. Лавы содержат от 30 до 70%дресвы, которой особенно много в верхних частях линз. Они обильноминерализованы кальцитом, мордени-том, гейланднтом, хлоритом, гидрослюдами имонтмориллонитом, реже халцедоном, анальцимом и апофиллитом, образующимимногочисленные прожилки и гнездообразные бесформенные скопления. В гнездах,примыкающих к сфероидам миндалекаменного базальта, часто встречаются сросткикрупных, частично ограненных кристаллов полупрозрачного кальцита, которыеизобилуют

/>

Рис. 2. Детали строениякальцитоносного покрова, залегающего под шаровой лавой.

/—шаровая лава; 2—базальт; 3—миндалекаменныебазальты; 4—мандельштейн; 5 — прожилки цеолитов; 6 — халцедон; 7— исландский шпат; 8 — трещины отдельности; 9—граница покровов

включениями морденита, сапонита ипочти не представляют практического интереса.

Продуктивная часть минерализованной зоны ограниченамандельштейнами и миндалекаменными базальтами, находящимися непосредственно подшаровыми лавами. Богатая минерализация кальцитом и халцедоном отмечается средиглыбовых лав. В Алюнском поле из­вестны также иные структурные типы кальцитовойминерализации. Так, скопления исландского шпата в скалах Суслова на правомберегу р. Нижней Тунгуски связаны с тонким горизонтом шаровой лавы в основании5 базальтового покрова. В пределах   этого горизонта типичная шаровая лава,сложенная мелкими сфероидами с дресвой, чередуются с участками недоразвитойподушечной текстуры. В таких местах крупные матрацевидные блокиминдалекаменного базальта соединены с вышележащим мандельштейном. Мощностьшаровой лавы колеблется от 10—15 см до 2 м, в среднем 0,5 м. 

Среди минерализованной дресвы частовстречаются небольшие неправильные или изометричные полости со сросткамиполупрозрачных скаленоэдрических кристаллов кальцита и исландского шпатаразмером до 15 см по длинной оси. Здесь широко распространены хлориты, монтмориллонит, палагонит и особенно морденит, который тесно ассоциируетсясисландским шпатом и включен в его кристаллы.  

Кальцитовая минерализация вмандельштейнах, не связанная с шаровыми  лавами, наблюдается в тектоническойзоне, наложенной на лавовые покровы низов нидымской свиты. Пачка, состоя­щая из1, 2 и 3 покровов, наклонена на  северо-запад под углом от 10 до 60° ипересечена вертикальными сбросами с амплитудой смещения блоков до 10-15 м.Минерализация развита в мандельштейнах 2 покрова, мощность которых в этом местедостигает 10 м, и в перекрывающем их покрове-сателлите,  сложенномпочти нацело мандельштейном.

Раздробленные  мандельштейны  смногочисленными миндалинами палагонита, кальцита и халцедона рассекаются жиламикальцита и цветного яшмовидного халцедона мощностью от 5 до 80 см. Такие жехалцедоновые жилы были встречены в базальтах.

 Кристаллы исландского шпатанаходятся в полостях у висячего бока жил яшмовидного голубовато-синего иликирпично-красного халцедона. Они интенсивно окрашены в желтый цвет и содержатвключения пирита и халькопирита.

ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНАЯОБСТАНОВКА КАЛЬЦИТООБРАЗОВАНИЯ

Прежде всего необходимо отличать своеобразные вулкано-тектонические структуры месторождений ввулканических породах от тектоногенныхструктур телетермальных месторождений визвестняках. В обоих случаях должны рассматриваться взаимосвязанные структурыразного порядка: кальцитоносных районов – полей — минерализованных тел — скоплений кристаллов исландского шпата. Два первых звена — это сравнительнокрупные региональные структуры, которые восновном определяют размещение позже минерализованных горных пород; остальные представляют собой частные структурылокализации исландского шпата и сопутствующих ему гидротермальныхминералов.

Частныеструктуры локализации отражают наиболее типичные черты месторожденийоптического кальцита, формирующихся в условиях малых и очень малых глубин. Отсутствуют деформации, связанныесо складчатостью. Основной структурный рисунок создается сложной системойразрывных нарушений или специфическими контракционными трещинами и первичной пористостьюэффузивных и субвулканических пород. Трещины образуются в зоне легкихстатических нагрузок, где процессы растяженияпреобладают над сжатием, характерно обилие открытых трещин отрыва и участковгрубого дробления пород. Большую роль играют гравитационныедеформации-структуры проседания и обрушения над свободными полостями самогоразличного размера и происхождения: отвулканических кальдер до карстовых пещер.

Интравулканические структурыместорождений и кальцитоносных тел в эффузивных породах определяютсяособенностями внутреннего строения пачек лавовых покровов, текстурой лав иналичием поздних разрывных нарушений. В соответствии с этим выделяются: 1)структуры контактов покровов, 2) протоэффузивные внутрипокровные структуры и3)структуры постлавового дробления.

Эффузивные толщи сложены многимилавовыми покровами, которые непосредственно налегают друг на друга и местамипереслаиваются пирокластическими, вулкано-терригенными и осадочными породами.Следовательно, излияния лав происходили почти непрерывно, чередуясь с более илименее длительными периодами вулканического покоя, эрозионных процессов иосадконакопления. Лавовые покровы имеют массивное, а также частично илиполностью шаровое (подушечное) строение.

        Наиболее распространены массивные лавовые покровы, состоящие из мелкозернистогобазальта с пористой мандельштейновой зоной закалки вверху и внизу покрова. Поотносительному развитию этих зон различаются асиметрично-зональные,симетрично-зональные и неправельно-зональные (сложно-зональные) покровы. Вподавляющем большинстве случаев верхняя зона мандельштейна в 10-15 раз мощнеенижней, что обусловливает асиметрично-зональное строение таких покровов.Обильно пористый мандельштейн постепенно, но на коротком расстоянии сменяетсяминдалекаменным базальтом с редким, но более крупными миндалинами и затемоднородным базальтом. Изредка встречаются симетрично-зональные покровы, укоторых мощности зон верхнего и нижнего мандельштейна примерно одинаковы. Приэтом нижний  мандельштейн обычно отличается неравномерной пористостью, а такженаличием трубчатых миндалин, и другими следами прохождения газовых струй.

В нидымскойсвите Сибирской платформы средняя мощность массивных покровов равна 12-15 м, надолю верхней зоны мандельштейна приходиться от 0,1 до 2-3 м. Замечено, чтосоотношение между мощностью зон мандельштейна и базальта зависит от общеймощности покрова и тем больше, чем тоньше покров. Маломощные покровы местамисложены почти одним мандельштейном.

Механизмобразования пористых зон хорошо изучен и заключается в дегазации застывающейлавы, вязкость которой увеличивается преждевсего в краевых, быстроохлаждающихся частях потока. В этом процессе кроме изначально растворенныхгазов иногда принимает участие внешняя вода, выпаренная лавой из влажногосубстрата. Происхождение сложно-зональных покровов объясняется переслаиваниемотдельных языков лавы вдоль фронта движущегося лавового потока.

Значительносложнее строение лавовых покровов, имеющих участки шаровой или подушечнойтекстуры. Шаровые или, как их иногда называют “подушечные” лавы (pillow lavas) известны в вулканогенных формациях любого возраста:от докембрийского до современного.

Четкоеопределение дано Г.Стернсом: “Пиллоу лава состоит из сфероидальныхиэлипсоидальных блоков, покрытых стекловатой оболочкой и обыкновенно отделенныхдруг от друга обломочно-стекловатым материалом”. К этому определению следуетдобавить следующие типичные черты шаровых лав, сформулированные И.Луисом: “Вомногих случаях обломочный материал в межшаровых пространствах сцементирован ввиде брекчий многочисленными вторичными минералами, среди которых доминируютхлориты, кальцит, кварц, агат вместе с эпидотом и разнообразными цеолитами.Промежутки между “подушками” бывают заполнены радиоляритом, яшмами,известняком, сланцем и более грубыми терригенными осадками, попавшими туда привнедрении лавы в глину или ил, а также вследствие более позднего отложения.Округлые блоки лавы часто вытянуты или уплощены, причем их оси расположеныпараллельно. В краях сфероидов и подушек обычно находятся пористая иливариоловая зона, а их центральная часть бывает сильно кавернозной или дажепустотелой”.

Происхождениешаровых лав объяснялось самыми различными причинами, но наиболее популярной ипризнанной большинством геологов, является точка зрения, признающаянеобходимость участия воды в процессе охлаждения лавы т.е. излияние лавынепосредственно под воду или ее внедрение в рыхлые, пропитанные влагой осадки.Эта точка зрения подтверждается частой ассоциацией шаровых лав с морскими илиозерно-речными отложениями, а также образованием подушечных текстур присовременных излияниях базальтовой лавы в море. Разногласия в представлениях огенезисе шаровых лав, вызваны главным образом неустановившейся терминологией.

Шаровые лавы Сибирской платформы, Тимана и Прибайкалья,образовавшиеся в континентальных условиях, обычно слагают нижние частинекоторых мпокровов и сменяются массивными базальтами по вертикали ипростиранию. В зоне перехода от шаровой к плотной лаве промежутки междусфероидами и”подушками” уменьшаются, и они постепенно сливаются в компактныймандельштейн. Выше покровы имеют обычное асимметрично-зональное строение смощной зоной базальта и верхней зоной мандельштейна.

На  Сибирской платформе шаровые лавы характерны только длянижней части разреза лавовой толщи – нижней подсвиты нидымской свиты. В самомнизу этой подсвиты известны горизонты шаровых лав длиной до 10 км и мощностьюот 10 до 40 м, а в верхах подсвиты представлены тонкими линзами мощностью от0,5 до 2 м и протяженностью до 100 м.

Мощные тела шаровых лав расслоены. В их основании развитыкрупные и плотно упакованные базальтовые подушки. Постепенно упаковка блоковразрежается, крупные сфероиды приобретают пористую корку, а мелкие целикомсостоят из мандельштейна. Затем сфероиды снова смыкаются, и шаровая лавасменяется зоной сплошного мандельштейна. Промежутки между сфероидами заполненырыхлым мелкообломочным материалом, представляющим собой разрушенные иминерализованные тахилитовые корки сфероидов.

Особенности залегания и внутреннего строения шаровых пород Сибирской платформы обусловлены излиянием лавовых потоков в мелководныеозерно-речные бассейны, глубина которых, как правил, меньше мощности потока.Покровы целиком шарового строения формируются при подводных излияниях.

Сам процесс образования шаровой текстуры не совсем ясен и,вероятно, обусловлен способностью жидкой лавы, распадаться в водной среде врезультате резкого охлаждения и продувания возникающим паром на отдельныекруглые блоки, каждый из которых имеет собственную поверхность охлаждения.

 Крупные блоки еще в пластичном состоянии сплющивались поддействием силы тяжести, мелкие – сохраняли более равновесную, сферическуюформу. Витрокластический межшаровой материал возникал за счет отслоения короксфероидов по концентрическим трещинам отдельности и приобрел видминерализованной дресвы при последующем гидротермальном изменении.

Несомненно, что внутреннее строение лавового покрова вомногом зависит от состояния поверхности, на которую изливалась лава. Так, вслучае инертного холодного субстрата формируются асимметрично-зональные покровыс относительно тонкой нижней зоной мандельштейна по сравнению с аналогичнойверхней зоной. На влажном субстрате, вследствие быстрого двустороннегоохлаждения и выделения пара, образуется симметричные покровы. При изобилиивлаги, а также при высокой вязкости и сравнительно небольшой мощности лавы,покров может целиком слагаться сильно пористым мандельштейном иногда свнутренними изолированными блоками базальта. Попадая в депрессии субстрата,заполненные водой, лава становится подушечной или шаровой. При небольшойглубине водоемов шаровые лавы слагают только нижнюю часть покровов и в планеповторяют конфигурацию этих водоемов. Таким образом, можно говорить о фацияхлавовых покровов в зависимости от среды их формирования, и в том числе освоеобразной лимнической фации шаровых лав.

Многие особенности строения лавовых покровов имеютсущественное значение для локализации продуктов гидротермальной минерализации.

   

Список используемой литературы

1.    Киевленко Е.Я. Геология и оценкаместорождений исландского шпата.

Москва,“Недра”, 1974 г, стр. 160.

2.    Скопышев А.В, Кукуй А.Л. Исландскийшпат.

Ленинград,“Недра”, 1973 г, стр. 192.

еще рефераты
Еще работы по геологии