Мінеральні типи родовищ

Кальцит — карбонат кальцію теоретичного складу СаО 56% і СО2 44%—принадлежит до найпоширеніших мінералів земної кори й утворюється при різноманітних геологічних процессах.

Переважна більшість кальцита як вапняку, крейди та інших істотно карбонатних порід має биогенное чи хемогенное походження, з’являючись внаслідок відкладення в морських басейнах известковистых мулів та його диагенеза. Зернисті агрегати кальцита—кристаллические вапняки і мармури утворюються при метаморфической перекристалізації вапняків. Кальцит є звичним минералом гидротермальных і гидротермально-метасоматических утворень: рудоносных і безрудных жив, магнезіальних і известковистых скарнов, карбонатитов. Деякі дослідники (Уилли, 1969; Петров, 1972 та інших.) припускають можливість виникнення особливих карбонатних розплавів і магматического походження кальцитовых карбонатитов.

Прозора крупнокристаллическая різновид кальцита — ісландський шпат є велику рідкість. Ще рідкісний оптичний кальцит, т. е. ісландський шпат, хоча б частково позбавлений тріщин, двійників, включень і у якого оптичної однорідністю. Промислові родовища оптичного кальцита утворюються у специфічних геологічних условиях.

Геологічної практикою встановлено, що ісландський шпат має эндогенное гидротермальное походження. Він найчастіше трапляється серед цеолитизированных эффузивных і субвулканических порід основного складу, соціальній та майже мономинеральных кальцитовых жилах, залягаючих в вапняках, доломитах і мармурах. Скупчення кристалів ісландського шпату, ще, відзначалися у деяких хрусталеносных кварцових жилах,.

внутригранитных пегматитах камерного типу, і рудоносных известковистых скарнах.

Можна виділити п’ять основних мінеральних (минералого-геохимических) типів родовищ ісландського шпату, що характеризуються сталістю головних мінеральних асоціацій і подібними умовами освіти: 1) халцедон-цеолит-кальцитовый, 2) мономинеральный кальцитовый, 3) кальцит-кварцевый, 4) кварц-сульфидно-кальцитовый і п’яти) микроклин-кальцит-морионовый.

Халцедон-цеолит-кальцитовый тип мінералізації пов’язані з вулканічними і субвулканическими породами основного і помірковано основного складу — базальтами, долеритами, андезитами та його туфами, порушеними метаморфічними процесами цеолітової фации. Скупчення ісландського шпату разом із натриевыми і натриево-кальциевыми цеолітами (натролит, десмин, гейландит, морденіт та інших.), анальцимом, халцедоном і монтмориллонитом утворюють мінералізовані горизонти лавових покровів, і навіть розвинені в зонах роздрібнення і тріщинах субвулканических і пирокластических порід. До цього типу можна адресувати великі промислові родовища оптичного кальцита колишнього СРСР і зарубіжних стран.

Кальцитовый тип уражає вапняків, мармурів, доломітів та інших карбонатних порід. Він є практично мономинеральным, окрім спорадичного присутності мізерної кількості сульфидов (пірит, халькопирит та інших.), флюорита і бариту. Кальцитом минерализованы зони трещиноватости, роздрібнення і рассланцевания карбонатних порід, і навіть порожнини і печери древнього карсту. Ісландський шпат зазвичай рясніє первинними і вторинними дефектами (замутненность, тріщини, механічні двійники тощо. п.), що дуже знецінює родовища. У СРСР відомо лише кілька невеликих промислових родовищ ісландського шпату цього, іноді, щоправда, містять оптичний кальцит високого сорта.

Три інших мінеральних типу цікаві лише генетичному отношении.

Кальцит-кварцевый тип мінералізації розвинений хрусталеносных кварцових жилах гидротермально-альпийского типу. Кристали ісландського шпату зустрічаються в хрусталеносных погребах, залягаючих в метаморфических кварц-хлоритовых і кварц-серицитовых сланцях, розсічених диабазовыми дайками (Сура-Из і Пуйва на Приполярному Уралі), і навіть серед окварцованных і доломитизированных мармурів (Пелин-гичёй). Мінеральне виконання хрусталеносных гнізд залежить від складу які вміщали порід. У зелених сланцях і диабазах супутниками за гірський кришталь і кальцита виступають хлорит (рипидолит) і эпидот, в менших кількостях сидерит, сфен, гематит, пірит і дуже рідко рутил. У зонах роздрібнення мармурів бурі і безколірні призматичні кристали кальцита супроводжуються галенитом, пиритом та інші сульфидами.

Ісландський шпат в асоціації з кварцом і сульфидами відомий що на деяких рудних родовищах, які утворилися в карбонатних породах за умов малих глибин. Прикладом такої кварц-сульфидно-кальцитовой мінералізації може бути полиметаллическое скарновое родовище Тетюхе у Примор'ї. У вапняках тетюхинской почту верхнього триаса на контакту з позднемеловыми-раннепалеогеновыми кварцовими фельзит-порфирами перебувають линзоі трубообразные поклади манган-геденбергитового скарна, рясно минерализованного кальцитом. Кальцит заміщає геденбергит, входить до складу про «бурундучных» руд, цементує зони роздрібнення і трещиноватости. Добре ограненные кристали кальцита розміром до70 див по довгою осі заповнюють численні порожнечі скарнированного вапняку. Ісландський шпат представлений пізніми (пострудными) кристалами складного скаленоэдрического і призматичного габітусу в асоціації з низькотемпературним дипира-мидальным кварцом, апофиллитом, датолитом і ильваитом.

Своєрідна микроклин-кальцит-морионовая мінералізація пов’язані з гранітними пегматитами камерного типу, які належать до найменш глибинної фации (2 — 4 кілометрів від денний поверхні). Взагалі кальцит дуже рідкісний в гранітних пегматитах чистої лінії, образуясь у заключну гидротермальную стадію пегматитового процесу. У цьому плані є винятком і цьогорічний камерні морионоі флюоритоносные пегматиты Волині та Центрального Казахстану. Однак у Середню Азію на Гиссарском хребті виявлено пегматитовые тіла, містять миаролы з кристалами мориона, димчастого за гірський кришталь і ісландського шпата.

Особливо цікаві пегматиты Кенкольского гранітного масиву у західній частині Киргизького хребта. Масив обрамлений кристалічними сланцями, филлитами і вапняками ранне протерозойского віку, і навіть спилитами, вапняками і сланцями середнього та верхнього кембрію. У аляскитовых гранітах третьої, найбільш пізньої фази впровадження розташовані численні шлировые пегматиты розміром від 1 до 5 м (рідко 10—12 м) в поперечнику. Диференційовані тіла мають тонку оторочку з мелкозернистого гранит-аплита і графічного пегматита і найгірш розвинену кварц-полевошпатовую пегматоидную зону. Центральна частина багатьох пегматитов є миароловую полость—камеру, стінки якої вкриті друзами микроклина і димчастого кварцу. Простір між кристалами заповнене глинисто-серицитовой масою. У верхніх частинах деяких миарол перебувають ромбоэдрические кристали ісландського шпату до 60—80 кг. Миароловые кальцитоносные пегматиты сильно альбитизированы і часом пересечены кальцитовыми прожилками.

З наведеного стислого огляду вже видно багато типові риси генези ісландського шпату. Усі мінеральні асоціації, які включають ісландський шпат, ставляться до фациям малих глибин — приповерхностной, субвулканической і рідко гипабиссальной. Привертає увагу специфічний хімічний склад які вміщали порід, зазвичай, багатих кальцієм: це вапняки, базальты, диабазы тощо. п. Ісландський шпат завжди одна із найпізніших мінеральних продуктів гидротермального процесу кристалізується в пустотах гірських порід разом з іншими мінералами вільного роста.

МІНЕРАЛЬНУ РЕЧОВИНА І СЕРЕДОВИЩЕ КАЛЬЦИТООБРАЗОВАНИЯ.

Мінеральні парагенезисы родовищ ісландського шпата.

Промислові родовища ісландського шпату представлені двома мінеральними типами, різко несхожими друг від друга. Халцедон-цеолит-кальцитовый тип уражає вулканічних гидротермальных родовищ близповерхностной і субвулканической фаций глубинности. Процес минералообразования на таких родовищах проходив серед багатокомпонентних гірських порід у напруженої і найчастіше менявшейся термодинамической обстановці. Мінеральні асоціації тут рясні й досить різноманітні, відзначається кілька стадій мінералізації. Для кальци-тового типу телетермальных родовищ типовий простий, практично мономинеральный склад. Мінералізація здійснювалася в мономинеральных карбонатних породах, зазвичай, до однієї стадію в порівняно вузькому діапазоні температури і давления.

Особливості мінерального складу родовищ в вулканічних основних породах,.

Вулканічні гидротермальные родовища формувалися на невеликих глибинах при порівняно невисоких і швидко снижавшихся температурах і тисках. Це багато специфічних рис минералообразования: кристалізацію мінерального речовини головним чином вільних пустотах гірських порід, зменшення ролі метасоматоза у міру просування розчинів до денний поверхні, широке що у гидротермальном процесі колоїдних розчинів, телескопирование мінеральних продуктів різної температури образования.

На родовищах ісландського шпату в вулканічних основних породах розвинені переважно низькотемпературні мінеральні асоціацію та рідше мінерали більш високотемпературного скарнового комплексу. У тому числі виявлено сульфіди (халькопирит, пірит, марказит, галенит), флюорит, магнетит, мартит, пиролюзит, кварц, халцедон, кальцит, доломіт, барит (целестинобарит), апатит, повеллит, гранат (гроссуляр-андрадит), везувиан (вилюит), сфен, диопсид, эгирин, хлориты, гидрослюды (селадонит, вермикуліт), сапонит, монтмориллонит, нонтронит, апофиллит, анальцим, пренит, гиролит, цеоліти (шабазит, гмелинит, левинит, ломонтит, натролит, мезоліт, сколецит, томсонит, гейландит, филлипсит, гармотом, десмин, морденіт, лобанит, стеллерит) та інших. Багато мінерали, особливо кальцит і цеоліти, зустрічаються як добре освічених крупнокристаллических індивідів і друз.

Найпоширеніші кальцит (зернистий, блоковый, шестоватый і крупнокристаллический—исландский шпат), халцедон, кальциево-натриевые цеоліти і анальцим. Кожному геолого-структурному типу родовищ властиві свої особливості мінерального складу, що колись всього виявляється у різному кількісному співвідношенні цих мінералів. Розмаїття мінеральних видів тварин і загальна інтенсивність мінералізації великою мірою залежать від змісту вулканічного скла у які вміщали породах і рівня їх проникності для гидротермальных растворов.

Для родовищ в эффузивных породах характерна мінералізація кальцитом, халцедоном і такими цеолітами, як морденіт і гейландит. Цеолітів, і навіть мінералів з груп хлорита, монтмориллонита і гидрослюд що багато в кульових лавах, багатих вулканічним склом. У компактних, краще раскристаллизованных мандельштейнах і базальтах переважає жильний натечный і яшмовидный халцедон, а цеоліти порівняно рідкісні. На родовищах кульових лав відповідно до цим спостерігаються два різко різняться минерализованных горизонту: цеолит-кальцитовый — у кульових лавах і халцедон-кальцитовый — в миндалекаменных базальтах, подстилающих кульові лавы.

Одночасно з вільної кристалізацією мінералів відбувався метасоматоз бічних порід, виражений головним чином їх хлоритизации і монтмориллонитизации. Найсильніше змінено мелкообломочный стекловатый матеріал кульових лав, місцями перетворений на практично мономинеральную монтмориллонитовую чи нонтронитовую глину. У мандельштейнах і базальтах ці процеси розвивалися значно слабшими і лише поблизу жив і гнізд. Зрідка вулканічне скло, піроксени і плагиоклаз базальтів заміщені кварцом, кальцитом і цеолітами (морденитом і гейландитом).

Звісно ж, що це розмаїття мінеральних видів на родовищах ісландського шпату в эффузивных траппах охоплюють трьома основними парагенетическими ассоциациями:

1) палагонит-хлорит — сірі-сіру-сіре-сіра-блакитнувато-сірий халцедон (иногда агат) —мелкокристаллический кальцит; асоціація характеризує звичайний склад мигдалин і ранніх прожилков в мандельштейнах і сфероидах кульових лав;

2) натриево-кальциевые, рідко натрієві і кальцієві цеоліти (морденіт, гейландит, десмин, ломонтит, натролит, томсонит, сколецит та інших.), анальцнм, апофиллит — сфероидальный сапонит (боулингит), селадонит — напівпрозоре і лише частково прозорий кальцит, монтмориллонит; ця асоціація найповніше розвинена у кульових лавах;

3) яшмовидный кольорової чи білий фарфоровидный халцедон— кварц (іноді аметист)—исландский шпат. Може бути в різко підпорядкованому кількості цеоліти (найчастіше морденіт), анальцим і сапонит; асоціація типова для мінералізації мандельштейнов і найгірш виявлена в кульових лавах. У мандельштейнах, залягаючих безпосередньо під безплатними лавами, вона зазвичай виражена як кварц-халцедонового метаколлоидного комплексу (корковидные голчасті агрегати халцедону і кварцу по цеолитам, крем’янисті натеки і сталагміти), завдяки чому кристали ісландського шпату позбавлені вростков морденита.

Мінералізація лавових покровів, особливо кульових лав, нерідко зональна. Так, нижні частини потужних лінз кульових лав, зазвичай, збагачені морденитом і кальцитом, які вгору по розрізу поступово змінюються десмином, гейландитом і далі анальцимом. Субвулканические родовища в интрузивных траппах відрізняються великою кількістю мінеральних видів. Переважають кальцит, деякі цеоліти (десмин, гейландит, іноді натролит) і анальцим. Мінерали групи кремнезему поширені не широко. Морденіт, домінуючий серед цеолітів на родовищах в эффузивных породах, тут рідкісний. Постійно, у різних кількостях присутні мінерали ранньої, більш високотемпературної стадії мінералізації: гранат (гроссуляр-андрадит), диопсид, магнетит, апатит, зрідка везувиан (вилюит).

На родовищах цієї групи відзначається дуже сильний гидротермальный метаморфизм які вміщали порід, які скарнированы, карбонатизированы, хлоритизированы і цеолитизированы.

Скарнированию зазнали переважно вулканогенно-обломочные породи у контакту з долеритами. Апотуфовые скарны мають перемінний диопсид-кальцит-гранатовый чи гранат-хлорит кальцитовый склад парламенту й супроводжуються магнетитом. Іноді туфы і рідше долериты повністю заміщені кальцитом. Метасоматические тіла, і довгі жили карбонатних (кальцитовых, іноді доломітових) порід містять рідкісну вкрапленность сульфидов і навіть місцями інтенсивно окремнены.

Полнокристаллические посередньоі крупнозернистые долериты бувають перетворені на своєрідні пироксен-цеолитовые породи, які з анальцима, натролита, томсонита, гейлапдита, десмина, эгиринизированного пироксена і містять до 25% сфена. Для стекловатых і палагонитсодержащих долеритов характерно переродження в цеолит-хлоритовые породи. Кінцевими продуктами метасоматоза є хлорит-монтмориллонитовые глиноподобные освіти. У мінеральному складі прожилков і гнізд провідної ролі грають цеоліти, кальцит і зрідка халцедон.

На родовищах в интрузивных траппах можна назвати три головних мінеральних парагенезиса:

1) високотемпературний скарновый комплекс мінералів — метасоматический кальцит, гранат (андрадит-гроссуляр), диопсид чи салит — магнетит, апатит — хлорит (антигорит та інших.), близький за складом до основний мінеральної асоціації залізорудних родовищ Тунгуської синеклизы.

2) среднетемпературная мінеральна асоціація — мелко-среднезернистый кальцит, доломіт, сульфіди (пірит, халькопирит, дуже рідко галенит), апатит, барит, флюорит-халцедон і кварц—натролит, томсонит; більшості родовищ виявлена дуже слабко чи отсутствует;

3) низькотемпературний мінеральний комплекс—хлориты, анальцим, натрієві, натриево-кальциевые і кальцієві цеоліти (натролит, десмин, томсонит, гейландит, шабазит, сколецит та інших.), іноді халцедон — жильний кальцит — крупнокристаллический кальцит (ісландський шпат) — монтмориллонит.

РОДОВИЩА ІСЛАНДСЬКОГО ШПАТУ СССР.

На на теренах СРСР відомо значна частина проявів ісландського шпату, пов’язаних переважно з низькотемпературної і гидротермальной мінералізацією эффузивов основного складу і товщ карбонатних порід. Більшість їх сконцентровано на Сибірській платформі не більше найбільшої провінції ісландського шпату, соціальній та активізованих областях завершеною складчатости Гірничого Криму, Кавказу, Південного Тянь-Шаню, Центрального Казахстану, Туви, Прибайкалля і Се-веро-Востока СССР.

Средне-Сибирское плоскогорье.

У Енисейско-Ленском межиріччі на великих площах басейнів Нижньої і Подкам’яній Тунгусок, Середнього Приангарья і верхів'їв Вилюя і Котуя розташована Сибірська провінція ісландського шпату. Окремий кальцитоносный район відомий в низов’ях р. Оленек. Ця провінція охоплює главные.

області прояви траппового магматизма Сибірській платформы—значительную частина Тунгуської синеклизы (Тунгуської структурно-вулканической зони, по М. М. Одинцову, 1962), і навіть Оленекское підняття Анабаро-Оленекской антеклизы.

У геологічному будову Тунгуської синеклизы головну роль грають вулканогенно-обломочные і эффузивные освіти нижнього триаса, які залягають майже горизонтально. По периферії синеклизы і у внутрішніх місцевих поднятиях без одягу терри-генные відкладення среднего—верхнего карбону і пермі і часом карбонатні породи нижнього й середнього палеозоя.

Вулканогенно-обломочная триасовая товща характеризується сильної фациальной мінливістю, і слагающие її пирокласти-ческие і переотложенные вулканогенно-осадочные відкладення у різних частинах синеклизы який завжди може бути порівняно. Нині вона поділяється на алюнскую, тутон-чанскую, нижнекорвунчанскую і верхнекорвунчанскую почту, відмінні переважанням грубообломочных чи мелкообломочных порівняно добре рассортированных порід. Алюнская почет, виділена за даними глибокого буріння центральній частині синеклизы, складена переважно крупнообломочными туфами з невитриманими прослоями мелкообломочных туфів, туфопес-чаников і туфоалевролитов. Значно ширше поширені пестроцветные мелкообломочные туфы, туфопесчаники, туфоадев-ролиты і туфоаргиллиты тутончанской почту, містять в верхів'ях річок Таймуры, Чуні і Илимпеи рідкісні прослои вапняків; потужність почту змінюється від 20 до 120 м, численні залишки флори свідчить про її пермо-триасовый возраст.

Стратиграфически вище варто нижнекорвунчанская почет, що становить великі площі Тунгуської синеклизы, порівнянна з правобоярской почтом північних схилів Анабаро-Оленекской антеклизы. До її складу входять переважно крупно-и среднеобломочные агломератовые туфы і вулканічні брекчии з лінзами пепловых туфів, туфоалевролитов і туфопесчаников, кількість яких збільшується нагорі розтину. Породи містять численні эруптивные уламки пісковиків, аргиллитов і кам’яного вугілля з нижележащей пермської товщі, і навіть різних туфів і долеритов, розміром і від кількох сантиметрів до 15—20 м. Вулканічна товща, мабуть, було у результаті діяльності багатьох туфовых вулканів і трубок вибуху (Лур'є, Обручев, 1955), поблизу що у агло-мератовых туфах і туфобрекчиях зустрічаються стрімкі вулканічні бомби і лапилли. У брекчиях у тому уламків порід фундаменту платформи, що свідчить про порівняно невеличкий глибині закладення эруптивных каналів. Потужність почту у районі сел. Тури 300—350 м, в басейні Таймуры 200— 250 м, Чуні і Илимпеи 150—200 м.

Верхнекорвунчанская почет залягає на нижнекорвунчанской з гаком незгодою і від неї широким развитием.

перемытых і переотложенных пород—туфопесчаников і туфо-алевролитов, які чергуються з прослоями пепловых туфів і туф-фнтов. Зрідка зустрічаються лінзи посередньоі великоуламкових туфів і поодинокі потоки базальту. Потужність почту на крилах синеклизы (рр. Учами, Тутончана, Ейка) 100—250 м, а центрі (сел. Бабкино) загалом 20—40 м. Вулкано-осадочные породи верхнекорвунчанской почту багаті копалинами залишками флори і фауни раннього триаса.

Північна і центральні частини Тунгуської синеклизы від середнього течії р. Нижньої Тунгуски до верхів'їв р. Хеты зайняті лавової базальтовій товщею, потужність якої у Туринської і Агатской впадинах (Центрально-Тунгусской і Сыверминской, по Т. М. Спижарскому) сягає 2—2,5 км. У басейні р. Нижньої Тунгуски товща стратифицируется на нидымскую, кочечум-скую і ямбуканскую свиты.

Нидымская почет оголена на полонинах річок Нижньої Тунгуски та її приток Виви, Ямбукана, Кочечумо, Нидыма та інших., соціальній та верхів'ях Котуя. Вона привертає мою увагу широким розвитком миндалекаменных базальтів, мандельштейнов * і кульових лав, минерализованных кальцитом, цеолітами і халцедоном. У северозападной частини синеклизы в басейнах Північної і Курейки її аналогом є логанчинская почет. Світа складена багатьма лавовими покривами, кожен із яких має потужність від 2—3 до 20—40 м. Пачки з кількох покровів розділені прослоями вулкано-терригенных порід: пестроцветных туфопесчаников, туф-фитов і гравелитов. М. У. Дреновым (1971 р.) нидымская почет розчленована втричі подсвиты: нижненидымскую—интенсивно минерализованных лав, кандаканскую—туфолавовую і унтуун-скую—похожую на нижненидымскую, але мінералізовану значно слабшими. Загальна потужність почту 300—500 м. За кордоном Туринської западини нидымские лави фациально заміщуються туфогенными породами верхнекорвунчанской свиты.

Базальтові покрови кочечумской почту подстилаются пачкою пестроцветных вулкано-терригенных порід потужністю до 80 метрів і без одягу на вододільних плато головних річкових долин. Це неминерализованные «сухі» лави, великі покрови яких простежувалися на сотні кілометрів і служать маркирующими обріями. На півночі синеклизы низам кочечумской почту, мабуть, відповідає аянская, а верхам—хоннамакитская почет, по Я. І. Полькину.

Розріз лавової товщі у центрі синеклизы до межиріччя Виви—Ямбукан—Тембенчи вінчається ямбуканской свитой,.

" У петрографической літературі термін «мандельштейн» і «миндалекамен-ный базальт» звичайно є синонімами. Ми вважаємо за доцільне відрізняти базальты з типовою пойкилоофитово-интерсертальной структурою та порівняно рідкісними миндалинами від шлаковидных витробазальтов з численними миндалинами, називаючи перші «миндалекаменными базальтами», а другі «мандельштейнами».

що з мелкозернистых порфировидных базальтів і анаме-зитов, подстилающихся і переслаивающихся туфопесчаниками і туфоалевролитами. Потужність почту сягає 250 м, а вік її за недостатньо чітким палеонтологічним даним, можливо, відповідає середньому триасу.

На площі Тунгуської синсклизы, особливо її крайових частинах, широко виявлені интрузивные траппы, серед яких за формою та технічним умовам залягання різняться силлы, дайки, жило-образные тіла, штоки, хонолиты тощо. п. У цьому великі пласто-образные тіла долеритов притаманні шаруватих палеозойских порід, а неоднорідних туфах зустрічаються переважно дейкн, жили і интрузивы центрального типа.

М. М. Урванцевым та інших. (1972) породи трапповой формації розчленовані на вісім петрохимических рядів: известково-щелоч-ной, щслочно-известковый, субщелочной, известково-железистый, нзвестково-глиноземистый, субкислый, субмагнезиальный і магнезиальный. Найширше поширений известково-щелочной ряд, представлений нормальними (по У. З. Соболєву, 1936) базальту ми і долеритами з пойкилоофитово-интерсертальной і пой-килоофитовой структурами, що містять 48—49% кремнезему і 3% щелочей.

Цікавий Для нас район розвитку родовищ ісландського шпату належить до виділеної У. Л. Масайтисом (1964) Тунгуської трапповой субпровинции, де виявлені нормальний, залозистий і субщелочной (натровый) типи базальтових розплавів. У південної та особливо у південно-східної частинах Тунгуської синеклизы (в басейнах Чуні, Илимпеи, Чоны, Ахтаранды •та інших.) кальцитовая мінералізація нерідко пов’язані з тілами субщелочных і збагачених водою траппов, містять первинні цеоліти, анальцим, палагонит і лужні пироксены (Лебедєв, 1957; Дмитрієв, 1963; Юдіна, 1965 та інших.). У складі субщелочных долеритов зазвичай присутній від 46 до 50% кремнезему і зажадав від 3,5 до 6% щелочей.

Між эффузивными і интрузивными траппами існує тісний комагматическая зв’язок (Урванцев та інших., 1972). Більшістю дослідників зараз виділяється чотири головні фази траппового магматизма:

1) перша раннетриасовая, представлена тутончанским і чал-бышевским интрузивными комплексами, синхронними освіті туфогенной товщі і нидымских лав;

2) друга раннетриасовая з нормальними долеритами катанг-ского і амовского комплексів, порівнянні з «сухими» коче-чумскими лавами; з цим фазою пов’язано впровадження щонайменше 90% обсягу всієї трапповой магмы;

3) ранне-среднетриасовая, що характеризується формуванням диференційованих интрузивов курейского і кузьмовского комплексов;

4) срсднетриасовая з дайками долеритов агатского і кирам-кинского комплексів, прорывающих ямбуканские лави. Интрузив-ные траппы Оленекского підняття, на думку Б. М. Леонова і М. II. Гогиной (1968), утворилися в ранньому палеозое за першого проявах траппового магматизма на Сибірській платформі. По складу вони в що свідчить подібні з нормальними траппами Тунгуської синсклизы.

Нині відомі дані про абсолютному віку траппоз, іноді дуже цікаві і несподівані. Так, по радіологічним визначень калий-аргоновым методом (Кузнєцов та інших., 1969), нормальні, палагонитовые і толеитовые долериты шарових интрузий і великих даек мають вік 250— 350 млн. років, що він відповідає пізньої перми—раннему триасу, а дрібні січні тіла толеитовых, миндалекаменных, палагонито-вых і анальцимсодержащих траппов образовались188— 70,5 млн. років тому вони, т. е. в позднеюрское—раннемеловое время.

Наявність ісландського шпату в Енисейско-Ленском межиріччі став відомий внаслідок робіт експедицій З. Попова в 1794 р. і Р. Маака в 1853—1854 рр. на р. Вилюй й О. Л. Чекановского в 1873 р. на р. Нижню Тунгуску. Проте у з важкою доступністю родовища почали вивчатися лише у двадцятих роках нинішнього століття і придбали велике практичного значення. Величезна площа Сибірській провінції ісландського шпату підрозділяється втричі району: Нижне-Тунгусский (Путо-ранский), Ангаро-Вилюйский (Катангский) і Оленекский, відповідні регіональним зонам траппового вулканізму. У першому районі родовища ісландського шпату локалізовано в эффузивных базальтах, у втором—в вулканогенно-обломочных породах і интрузивных траппах, а третьем—в карбонатних породах снния і кембрію, які перетнув дайками траппов.

7. Нижне-Тунгусский (Путоранский) кальцитоносный район.

Район охоплює басейн середнього течії Нижньої Тунгуски з її великими притоками—Кочечум, Нидым, Виви, Тутончана і верхів'їв Котуя, глибоко прорезающих лавовую товщу. Цеолит-кальцитовая мінералізація родовище ісландського шпату розвинені головним чином мандельштейнах і кульових лавах нидымской почту, групуючи в роз'єднані кальцитоносные поля. У південної половині району, що тяжіє до долині р. Нижньої Тунгуски і низов’ям її приток, виділено десять полів: Алюн-ское (Нижне-Тунгусское), Тутончанское, Нидымское, Нидымкан-ское, Нижне-Тембенчинское, Средне-Тембенчинское, Туринское, Туру-Кочечумское, Ленко-Нэлгэкэгское і Кирямкинское. Північна частина району (вище полярного кола) вивчена гірше, у ній намічається «три кальцитоносных поля: Букан-Котуйканское, Чирин-динское і Агата-Северное. Найцікавіші як не глянь Нидымское і Алюнское поля.

Нидымское кальцитоносное полі розміщено на південній околиці лавової товщі загалом перебігу р. Нидым. У долині без одягу среднеобломочные агломератовые туфы і туфопесчаники нижнекорвунчанской почту, у яких лежать сім базальтових покровів нидымской почту. Три нижніх покриву потужністю від 10 до 30 м кожен виконують мульдообразную западину, витягнуту в субширотном напрямку 25—30 м, і трохи нахилені до її центру. Між другим і третім покривами залягає прослой туфопесчаника і туфоалевролита потужністю до 3 м. Ця пачка лавових покровів належить до нижненидымской под-свите і перекрита потужним обрієм (40—60, іноді до 80 м) пестроцветных туфоалевролитов і туфопесчаников, далі йдуть чотири інших базальтових покриву, загалом мають потужність по 20 м. У верхів'ях Нидыма і Хуроиконгды розріз вінчається двома лавовими покривами кочечумской почту, розділеними прослоем туфопесчаника (рис. 1).

Лавові покрови нидымской почту складено темними столбчатыми базальтами з потужною верхньої зоною манделыптейна (від 1 до 10—12 м) та нижньої миндалекаменной чи пористої зоною заввишки від 10 до 50 див. У підставі першого заступника й третього покровів, подстилающихся вулканогенными породами, зустрічаються лінзи кульових лав, которые. иногда простежуються сталася на кілька кілометрів, мають потужність до 50 метрів і інтенсивно минерализованы. У районі по аэромагнитным даним виділено велика зона розламу, що відбувається вздовж долини Нидыма, яка оперяется субмеридиональными сбросо-сдвигами і субширотными трещинами.

Більшість проявів ісландського шпату пов’язані з безплатними лавами третього і рідше першого покровів. Усі вони теж мають загалом аналогічне будова. Як приклад можна навести жодну з минерализованных лінз кульових лав третього покриву, виконує положисту депресію субстрату завдовжки близько 1,2 км.

У контакту з подстилающими туфоалевролитами гарна лава складена щільно упакованими базальтовими «подушками» розміром 1,5—2 м. Потім упаковк-а блоків поступово розріджується, і вони набувають эллипсоидальную чи сферичну форму. У цьому у великих сфероидов з’являється бура мандельштейновая кірка, а дрібні (розміром до 0,5—0,8 метрів за поперечнику) іноді нацело складено мандельштейном. Межглыбовое простір заповнене тахилитовой дресвой, сцементированной кальцитом і цеолітами (рис. 2). Уламки тахилита мають вогнуто-выпуклую форму й вочевидь, є зруйновані палітурки сфероидов. Як багато дресвы міститься у верхню частину лінзи, де зустрічаються лише рідкісні плоскі брили мандельштейна. Вище гарна лава змінюється щільним мандельштейном з великими кальцитовыми миндалинами, котрого супроводжує звичайний дрібнозернистий базальт.

Цеолит-кальцитовая мінералізація особливо рясна у частині лінзи кульових лав на інтервалі близько м Тут був відзначено вертикальна зональність мінералізації, фиксирующаяся зі зміни складу цеолітів. Унизу кульової лави переважає морденіт, окаймляющий щільно упаковані базальтові брили. Вище по розрізу в скупчення дресвы з’являються десмин і далі гейландит. У зоні переходу кульової лави в щільний мандельштейн морденіт відсутня або його обмаль. Крім цих цеолітів, поширені апофиллит, томсонит, пренит, і навіть мінерали групи монтмориллонита і гидрослюд (сапонит, селадонит та інших.). Кальцит утворює тонкі прожилки чи є у гнездообразных скупчення в меж;

д.д.д.д.д.д"д .а.д.д.д.д.д.Д «буд .^.Л.Л.Д.А.Л-^.

О12 3 ^м.

ЄЗ/ ЯЛИНА ЕШЗз Г^Ъ Е^Ь ГП/7.

Рис. 2. Деталі будівлі кальцитопосиой кульової лави. По Д. А. Золотарьову (1962 г.).

/—базальт; 2—туфопесчаник: 3—мелкообломочный минерализованный материал;

4 — прожилки і оторочки цеолітів; 5 — глина; 6 — ісландський шсат.

шаровому просторі й у пустотах мандельштейна. Переважають монокристальные чи сдвойникованные виділення кальцита вигадливої форми вагою від 1—2 до 30 кг, асоціюються з мор-денитом і монтмориллонитом. Кристали пронизані численними голками морденита і лише у центрі полупрозрачны чи прозорі. Для практичних цілей цікавіший кальцит другий генерації, який супроводжується десмином і гейландитом і представлений добре освіченими прозорими скаленоэдри-ческими кристалами зі ясно-жовтої окраской.

Своєрідне будова має незвичайно потужна (40—50 м) лінза кульових лав, які перебувають поблизу гирла р. Гутконгды. Її нижня частина майже виявляє «подушечной» текстури і складена компактним базальтом з ксенолитами подстилающих туфів. Середня частина лінзи до висоти 20 м має ясно выражен;

ную шарову текстуру. Ще вище розвинені уплощенные блоки пористого мандельштейна, розділені порівняно великими ділянками дресвы. Місцями ці блоки сходяться, створюючи внутрй-покровную зону мандельштейна, багату дрібними кальцитовыми миндалинами і короткими прожилками томсонита, анальцима, ломонтита і зрідка кальцита.

Скупчення ісландського шпату зустрічаються у неповній середній частини лінзи серед сильно минерализованной дресвы і звичайно супроводжуються монтмориллонитом. У цементації дресвы беруть участь також гейландит, ломонтит, апофиллит, морденіт, томсонит, дес-мин, халцедон і мінерали з груп хлорита і гидрослюд. Складні сростки ромбоэдрических кристалів ісландського шпату відділені від дресвы оторочкою з мелкозернистого кальцита і халцедону чи цеолітів. Добре ограненные кристали зазвичай мають вищу качество.

Алюнское кальцитоносное полі лежить у долині Нижньої Тунгуски нижче р. Люлюикты. Серія лавових покровів нидымской почту виконує тут положисту депресію в корвунчанских відкладеннях площею близько 1500 км². Два нижніх покриву місцями перемяты, інші залягають майже горизонтально із слабким нахилом на північний схід з точки 1—2°.

Лавовая товща розділена прослоями туфів і вулкано-осадоч-ных порід сталася на кілька пачок, кожна з яких складається з одного-двох потужних і протяжних покровів й низки тонких, швидко выклинивающихся покровів чи потоків. У межах кальцитоносного поля нижненидымская подсвита складена чотирма пачками покровів потужністю від 15—20 до 70—80 м. У підставі низки покровів зустрічаються лінзи кульових лав, протяжністю і від кількох десятків метрів до 1—2 км і потужністю від 1 до 10—15 м. Вище йдуть порівняно однорідні базальтові покрови верхів нидымской почту з витриманими прослоями туфопесчаников. На пласких вершинах високих вододілів збереглися останцы потужного (50—60 м) базальтового покриву, ставиться до кочечумской почті. У районі фіксуються кілька широких зон розривних порушень північно-східного, субширотного і північно-західного простирания, вздовж яких базальты іноді цеолитизированы і окремнены.

Скупчення ісландського шпату виявлено в мандельштейнах і кульових лавах 2, 2-а, 3, 3-а, З-б і 5-го покровів. Найбільш інтенсивна мінералізація йдеться у малопотужних покривах 3-а і З-б, подстилающих кульові лави покриву 4. Ці покрови загалом мають потужність по 2—3 м, яка іноді збільшується до 10—15 м, і пологоволнистую бугорчатую чи глыбовую поверхню. Здебільшого вони складено миндалекаменным базальтом, а місцях выклинивания—сильно пористим мандельштей-ном. У прогибах покрівлі цієї пачки залягають кульові лави великого 4 покриву, зазвичай подстилающиеся зеленкуватим чи червоним обпаленим туфопесчаником."^^лскЛ Горяыд~.

Спостерігається порівняно багато невеликих лінз кульових лав довжиною від 20 до 600 метрів і потужністю від 1,5 до 10 м. Лави містять від 30 до70% дресвы, якої що багато у верхніх частинах лінз. Вони рясно минерализованы кальцитом, мордени-том, гейланднтом, хлоритом, гидрослюдами і монтмориллонитом, рідше халцедоном, анальцимом і апофиллитом, утворюючими численні прожилки і гнездообразные безформні скупчення. У гніздах, прилеглих до сфероидам миндалекаменного базальту, часто зустрічаються сростки великих, частково ограненных кристалів напівпрозорого кальцита, які изобилуют.

О12 5 м.

^_]2 1уу1. [еЦ],.

Ж}б [Ж8 Б^.

Рис. 3. Деталі будівлі кальцитоносного покриву, що залягає під кульової лавою. По Р. До. Кручининои (1967 г.).

/—гарна лава; 2—базальт; 3—миндалекаменные базальты; 4—мандельштейн;

Ч — прожилки цеолітів; 6 — халцедон; 7 — ісландський шпат; 8 — тріщини окремішності; 9—граница покровов.

включеннями морденита, сапонита і майже представляють практичного интереса.

Продуктивна частина минерализованной зони обмежена ман-дельштейнами і миндалекаменными базальтами покровів 3-а і З-б, які перебувають безпосередньо під безплатними лавами. Тут спостерігаються радиальные—клиновидные й положисті зяючі тріщини, і навіть сводовидные порожнини, стінки яких вкриті натечным і голчастим халцедоном, іноді морденитом і сапонитом. Центральна частина порожнин зайнята скаленоэдриче-скими кристалами ісландського шпату. Таких тріщин що багато у місцях воздымания покровів і крутих крилах лавових куполів (рис. 3). Багата мінералізація кальцитом і халцедоном відзначається серед глыбовых лав. У Алюнском полі відомі й інші структурні типи кальцитовой минерализа;

ции. Так, скупчення ісландського шпатао «^Ч: про > ^ .в скелях Суслова правому березі>(^> прор р. Нижньої Тунгуски пов’язані з тонким~тЧ 2 обрієм кульової лави під аркушами ° А^ 0> 5 базальтового покриву. У межах > «Я про цього горизонту типова гарна лава, ^ 1 виття, чергуються з ділянками недораз-Ц^ буд кручений подушечной текстури. У цих > «/л ^ «-^ місцях великі матрацевидные блоки миндалекаменного базальту з'єднані з вышележащим мандельштейном. Потужність кульової лави коштує від 10—15 див до 2 м, загалом 0,5 м >)°^ ° «^- «(рис. 4).

Серед минерализованной дресвы часто зустрічаються невеликі неправильні чи изометричные порожнини зі сростками напівпрозорих скаленоэдрических кристалів кальцита і ісландського шпату розміром до 15 див по довгою осі. °^>^^• оГП ^ Тут поширені хлориты, ^ ^ морденіт, який тісно асоціюється про > зУ >про 1—- -• з ісландським шпатом і входить у його (§ /(: ДЗ | кристали. >^у- ° > ^ Б.

Кальцитовая мінералізація в ман- °^$^ «і дельштейнах, не що з шаровымиУ)* «^0) — «^0г?1 ^ лавами, зокрема у тектонічної зоні, накладеної на лавові покрови низів нидымской почту. Пачка, що складається з 1, 2 і трьох покровів, нахилена на^.^О^Д СЯ ^ північний захід з точки від 10 до 60° и>|о (°°> ••= дельштейнах 2 пбкрова, потужність кото->Лм?т^ «^^~ ^ рых тут сягає 10 м, й у пе- ^^^ «^ ° —I рекрывающем їх покрове-сателлите 2а,^^^^ >РП р складеному майже нацело мандельштей-•>А^ «У,^ «< про|>| ^ ном.

Роздрібнені мандельштейны з численними миндалинами палаго-нита, кальцита і халцедону рассекают-М7?^^?^ >є ся жилами кальцита і кольорового яшмо- «» ^ ° «відомого халцедону потужністю від 5 до 80 див. Такі самі халцедоновые жили зустріли в базальтах покриву 2а. ^^^^Го 1 ^.

Кристали ісландського шпату перебувають у пустотах у висячого боки жив яшмовидного голубовато-синего чи кирпично-красного халцедону. Вони інтенсивно вирізняються до жовтої колір утримують включення піриту і халькопирита.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

.

Через війну проведеного дослідження виявлено головні закономірності формування та розміщення родовищ ісландського шпату, які треба враховувати при пошукових і розвідувальних работах.

Родовища ісландського шпату тісно пов’язані з вулканічними базальтоидными формаціями стабілізованих областей континентальної земної кори, які зазнали тектоно-магматическую активізацію. Вона має поствулканическое гидротермальное походження і локалізуються як у вулканитах, і у товщах карбонатних порід, подстилающих эффузивы. Відповідно до геотектонічної обстановкою різняться провінції ісландського шпату древніх платформ з проявом трап-пового магматизма, областей завершеною складчатости з проявом пізнього (посторогенного) андезито-базальтового вулканізму і областей автономної .тектоно-магматической активізацією з проявом трахибазальтового вулканизма.

Структури вулканічних кальцитоносных районів обумовлені поєднанням глибинних розламів, выводивших до базальтову магму, з западинами грабен-синклинального типу, ні з улоговинами і мульдами вищого порядку, заповненими расслоенными лавовими покривами. Родовища ісландського шпату в эффузивах контролюються нерівними поверхнями контактів кульових лав з масивними лавами «пехой-хой», контракционными тріщинами радіальної і сводовой окремішності лавових куполів, первинними газовими порожнинами, порожнинами витікання лави, тріщинами просідання й інші подібними интраэффузивными структурами, поєднуються зі пізнішими розривними порушеннями. Відрізняються два геолого-структурных типу родовищ: пов’язані з безплатними лавами і пізнішого роздрібнення лавових покровов.

Структури кальцитоносных полів в туфах визначаються особливостями будівлі надочаговых вулканічних зон: наявністю повно чи частково розвинених кальдер просідання і куполо-гор-стов. Родовища ісландського шпату контролюються интра-вулканическими структурами кальдерных розривів і блокових переміщень не більше жерловых і прижерловых зон. Скопле;

нпя ісландського шпату локалізовано в підновлених протоинтру-зивных тріщинах сводовой і радіальної окремішності в апікальних частинах субвулканических тіл долеритов чи зонах роздрібнення трапповых даек і туфів прожерловых фаций. Відрізняються субвулканические родовища, характерні для кальдер, і зони роздрібнення туфів на крилах бань і куполо-горстов.

Розміщення телетермальных родовищ ісландського шпату в карбонатних породах визначається глыбовыми дислокациями сбросо-взбросового, сбросо-сдвигового чи надвигового типу. Великі розривні порушення кальцитоносных полів оперяются зонами роздрібнення, рассланцевания і трещиноватости, вміщуючими кальцитовые тіла. Скупчення ісландського шпату пов’язані з тек-тоногенными порожнинами кальцитовых жив і зон роздрібнення, ні з минерализованными порожнинами древнього карсту і порожнинами випереджаючого гидротермального розчинення у зонах рассланцевания карбонатних порід. Відрізняються два геолого-структурных типу родовищ: зон роздрібнення і трещиноватости вапняків і карстових полостей.

Речовинний склад вулканічних родовищ ісландського шпату представлений різноманітними мінеральними видами, а телетермальных родовищ — дуже проста, практично мономннерально кальцитовый. З послідовності освіти мінеральних парагенезисов поствулканический гидро-термальный процес поділяється втричі головних стадії: скарно-вую (гранат-магнетитовую), карбонатную (сульфидноі кремнисто-карбонатную) і цеолит-кальцитовую. Ісландський шпат кристалізувався з концентрованих бикарбонатно-хлоридных натриево-кальциевых розчинів при високих температурах загалом від 150 до 50° З повагою та тисках, не превышавших кілька десятків атмосфер. З огляду на еволюційного зниження температури і тиску відзначалися флуктуації термодинамічних параметрів мине-ралообразующей середовища внаслідок повторного розкриття чи виникнення нових трещин.

Гидротермальные розчини мали змішане ювенильно-вадоз-ное походження і в міру руху до денний поверхні змінювали склад парламенту й концентрацію розчинених компонентів. Головні стадії минералообразования відповідають трьох основних термодинамічним фациям: субвулканической зоні існування перегрітих розчинів, мали багатокомпонентний сернисто-хлоридно-углекислый склад, зоні выкипания цих розчинів і приповерхностной зоні циркуляції охолоджених тепловодных розчинів простого бикарбонатно-хлоридного натриево-кальциевого складу. Цеолит-кальцитовая мінералізація здійснювалася під впливом охолоджених розчинів. Порядок виділення цеолітів і кальцита регулювався процесами взаємообміну натрієм і кальцієм між розчином і бічний породою. Ісландський шпат кристалізувався на пустотах за умов відкритої системи при надлишку іона кальцію і порівняльному дефиците.

бикарбонат-иона. Основним стимулом кристалізації було спокійне видалення вуглекислоти з розчину, що зрушувало карбонатное рівновагу системи убік освіти труднораство-римого кальцита. •.

Телетермальные родовища формувалися, зазвичай, до однієї стадію з гарячих вод простого кальциево-натриевого хло-ридного складу, обогащавшихся бикарбонат-ионом з допомогою розчинення бічних карбонатних пород.

Родовища ісландського шпату характеризуються вкрай нерівномірним гнездовым розподілом корисних копалин, що дуже утрудняє їх розвідку й оцінку запасів у надрах. У основу рекомендованого геологорозвідувального процесу покладено угруповання промислових родовищ залежно від розмірів минерализованных тіл, їх морфології і особливості розподілу кальцитоносных гнезд.

Великі мінералізовані тіла I групи жильной, линзовид-ной і занадто складною форми з численними кальцитоносными гніздами оконтуриваются із поверхні канавами, але в глибині буровими свердловинами і випробуються поруч кар'єрів чи траншей, які забезпечують відбір представницьких валових проб. Середні й невеличкі мінералізовані тіла II групи із багатьма кальцитоносными гніздами випробуються однією або двома кар'єрами, вскрывающими все чи більшу частину їх виходу поверхню. Кальцитоносность полів дрібних роз'єднаних минерализованных тіл III групи з одиночними гніздами з’ясовується шляхом повної відпрацювання низки найбільш типових жив чи карстових полостей.

Запаси оптичного кальцита родовищ I групи підраховуються методом геологічних чи експлуатаційних блоків, а родовищ II і III—своеобразными геолого-статистическими методами (комбінованими та повної геологічної аналогии).