Проявление ісландського шпату в кульових лавах трапповой формации

1.

Введение

.

2. Мінеральне речовина і середовище кальцитообразования.

3. Мінеральні типи родовищ ісландського шпата.

4. Кальцитоносные вулканічні формации.

5. Родовища ісландського шпата.

6. Геолого-структурная обстановка кальцитообразования.

Ісландський шпат — прозора крупнокристаллическая різновид кальцита — рідкісний і дефіцитний вид мінерального сировини. Цей мінерал має унікальні корисні властивості, визначальними його широке використання у оптиці: хорошим пропусканием світла діапазоні від ультрафіолетової до ближньої інфрачервоної області спектра, великим двупреломлением і високої .ступенем поляризації світлового пучка, при достатньої механічної міці й опірності впливу високих температур. Кристали ісландського шпату чи його частини, відповідальні технічним вимогам, дістали назву оптичного кальцита.

З оптичного кальцита виготовляються поляризаційні призми конструкції Глана, Глана-Томпсона, Глазебрука, Аренса, Франка-Риттера, Миколу, Коттона, двупреломляющие призми Волластона, Сенармона, Рошона, полутеневые призми Шенрока, Шиппиха, лучеразводящие циліндри і пластини, бифокальные лінзи та інші головні деталі полярископов, поляриметров, фотометров, интерферометров, поляризационных мікроскопів тощо. п. Прилади, хто з поляризованим світлом, необхідні різноманітних наукових і застосовують у оборонної, хімічної промисловості та харчової промисловості, в астрономії і медицине.

Останнім часом значення оптичного кальцита ще більше зросла у зв’язки з його використанням у нових областях науку й техніки, головним чином квантової електроніці, оптотронике і астрофізиці. Оптичний кальцит виявився незамінним чи найефективнішим матеріалом модуляторів випромінювання та затворів оптичних квантових генераторів, елементів непрервного і дискретного сканування світла, узкополосных интерференционно — поляризационных світлофільтрів. Ці устрою є невід'ємною частиною лазерів, оптико-електронних обчислювальних машин та інших систем, мають найважливіше значення для сучасної техніки і дослідження космоса.

Промисловість пред’являє жорсткі вимоги до якості оптичного кальцита. Чинними технічними умовами суворо лімітуються Мінімальні розміри збагачених кристалів. Не допускаються тріщини і двійники, і навіть тверді і газово-жидкие включення, видимі неозброєним оком. Оптичний кальцит, застосовуваний до роботи на ультрафіолетової області спектра, повинен пропускати від 35 до 50% світла із довжиною хвилі 2200 ?, а інфрачервоної області - від 90 до 99% світла із довжиною хвилі 7000?. Оптичний кальцит одна із найдорожчих видів мінерального сырья.

У відомо трохи промислових родовищ оптичного кальцита (Мексика, Південно-Африканська. Республіка, США, Ісландія). Найбільша з них родовище Гельгустадир в Ісландії повністю відпрацьовано й у час основним закордонним джерелом оптичного кальцита служать мексиканські родовища в штатах Чиуауа, Дуранго і Сонора.

На колишнього СРСР прояви ісландського шпату вперше в середині дев’ятнадцятого — початку двадцятого століть Р. Мааком і А. Л. Чекановским у Сибіру, А. Лагорио, В. Д. Соколовым і М. А. Земятченским в Гірському Криму та У. І. Воробйовим на північному Кавказі. Через війну, систематичного геологічного вивчення нашої країни після Великою Жовтневою соціалістичною революції число знахідок цього мінералу було з багаторазово збільшено. Геологорозвідувальні роботи у остаточному підсумку сприяли відкриття ряду великих месторождений.

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 кальцитового 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, 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 ісландський 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 залежить 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 набагато слабші 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 (іноді 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-полупрозрачный і лише частково прозорий кальцит, монтмориллонит; ця асоціація найповніше розвинена у кульових лавах;

3) яшмовидный кольорової чи білий фарфоровидный халцедон-кварц (иногда 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 розрізом поступово змінюються десмином, гейландитом і далі анальцимом. Нечітка горизонтальна зональність у розподілі анальцима намічається на родовищах Алюнского кальцитоносного поля.

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-андрадпт), 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 середньоі 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 пироксен-цеолитовых породах анальцим і натролит знизу вгору поступово змінюються натриево-кальциевыми і кальцієвими цеолітамитомсонитом, гейландитом, десмином, ломонтитом, шабазитом і сколецитом.

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 минералов—ме-тасоматический кальцит, гранат (андрадит-грссуляр), 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 і др.

МІНЕРАЛЬНІ ТИПИ РОДОВИЩ ІСЛАНДСЬКОГО ШПАТА.

Кальцит — карбонат кальцію теоретичного складу СаО 56% і СО2 — 44% належить 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 — кристалічні 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 мономинеральых 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-кальци-товый, 2) мономинеральный кальцитовый, 3) кальцит-кварцевый, 4) кварц-сульфидно-кальцитовый і п’яти) микроклин-кальцит-морио-новый.

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 качества.

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 (Пелингичей).

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 известняка.

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 в західній частині Киргизького хребта. Масив обрамлений кристалічними сланцями, филлитами і вапняками раннепротерозойского віку, і навіть спилитами, вапняками і сланцями середнього, 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.

КАЛЬЦИТОНОСНЫЕ ВУЛКАНІЧНІ ФОРМАЦИИ.

Найпоширеніші родовища халцедон-цеолит-кальцитовой формації локалізовано у базальтах, андезитах чи тих вулканогенно-обломочных породах і субвулканических долеритах. Генетичну кревність родовищ ісландського шпату і базальтоидов знаходить пояснення у сприятливому складі летючих компонентів основний магми, збагаченому вуглекислотою і хлором, порівняно дуже високому вмісті кальцію в базальтоидах, соціальній та спільності структурно-тектонических умов його освіти. І всі, та інші ставляться до єдиної фации глубинности, формуючись в приповерхностной чи близька до ній обстановці. Вузька петрохимическая спеціалізація комплексів основних вулканічних порід особливого значення немає, очевидно, через достатнього подібності їх хімічного складу і типовості поствулканических еманацій.

Кальцитоносные вулканічні формації характеризуються поруч особливостей.

1. Вона має щодо молодий, переважно мезозойский чи третинний, рідше посередньоі позднепалеозойский вік. Багатьма дослідниками зазначалося надзвичайно значне поширення в мезозой-каинозое процесів траппового, андезитового і трахибазальтового вулканізму, що охопили Сибірську, Африканську, Індійську й інші давні платформи, і навіть багато областей завершеною складчатости. Интерестно, що познечетвертичные i сучасні лави, що перебувають у поверхні, мало минерализованы. Це свідчить про пізнішій мінералізації эффузивов проти формуванням покриву і гидротермальной поствулканической природі кальцитобразую-щих растворов.

2. Кальцитоносные вулканічні формації як у древніх платформах, і у складчастих областях завжди складають верхню частина стратиграфического розтину. Кальцитоносные туфы і лавові покрови слабко дислоковані. Вони лягають в підстильні породи з кутовим чи структурним незгодою, заповнюючи прогини чи западини грабен-синклинального типу. Відхилення від горизонтального або дуже пологого залягання зумовлені вона найчастіше нерівним рельєфом субстрату чи внутри-формационными вулкано-тектоническими подвижками.

3. Эффузивная діяльність зазвичай здійснювалася в наземних умовах, що можна судити з прослоям континентальних. чи мілководних осадових порід серед туфів і лав. Цьому який суперечить його присутність серед товщах лавових покровів горизонтів кульових лав, яким зазвичай приписується підводне морське походження. Кульові базальты Сибірській платформи, Тімана і Прибайкалля складають нижні частини лавових покровів і утворилися при злитті лави в дрібні прісноводні басейни чи заболочену поверхность.

Осадочно-вулканогенные товщі формувалися впродовж багато часу, соответствовавшего одного чи навіть кільком геологічним епохах. Эффузивная діяльність зазвичай починалася эксплозивными викидами пирокластического матеріалу зі вулканічних апаратів центрального типу, і завершувалася трещинными виливами лав. Надалі при поновлення вулканічних процесів можливо поява нових центральних вулканів вздовж закупорених лавою вивідних розламів. Усі відзначені стадії вулканізму супроводжуються освітою на різної глибині комагматических интрузивных тел.

Кальцитоносные вулканічні формації відповідають трьох основних геотектоническим і петрохимическим типам: 1) трапповым формаціям древніх платформ 2) пізнім андезито-базальтовым формаціям складчастих областей, 3) трахибазальтовым формаціям областей тектоно-магматической активізації. Трапповые формації древніх платформ характеризуються величезними масштабами накопичення вулканічних продуктів. Так, раннемезозойские траппы Сибірській платформи поширені понад 1,5 млн. км2. Сопоставимые розміри мають трапповые області Африканській, Індійської та інших докембрийских платформ. По хімічним складом Сибірська трапповая формація типово толеитовая із присутністю як пересыщенных кремнеземом кварцових толеитов, і недосыщенных оливиновых. Широко поширені нормальні траппы известково-щелочного низки, у своїй базальты зазвичай більш насичені кремнеземом, ніж интрузивные долериты.

Головні фази траппового вулканізму у Сибіру датуються раннім триасом, бегемотів у Південній Африці - юрою, таки в Індії - кінцем пізнього крейди — початком эоцена. Вражає дивовижне одноманітність структурного становища, умов залягання і складу всіх головних трапповых формацій світу.

Посторогенные андезито-базальтовые формації утворилися останні стадії розвитку геосинклинальных систем за основними фазами складчатости. Переважно, вони відповідають стадіям формування межгорных прогибов і брахисинклинальных западин, що знаменував би поступовий перехід до платформенному режиму. Виділяються, ще, довгі вулканічні пояса приокеанического типу, які утворюються уздовж кордонів оформились складчастих областей із зароджуваними геосинклиналями (Восточно-Азиатская вулканічна провінція), у яких також є базальтові лавы.

Посторогенные, послескладчатые вулканічні формації зазвичай мають змішаний базальто-андезито-риолитовый склад. Базальтові представники цього самого ряду, зазвичай, ставляться до толеитовой асоціації контаминированных «коровых» магм і є найбільш ранніми продуктами вулканічних процессов.

Дуже важливе питання про форми зв’язку родовищ ісландського шпату з вулканічними породами. Ми вже зазначали, що родовища халцедон-цеолит-кальцитового складу розташовуються серед эффузивных і субвулканических порід і, мабуть, мають спільні з ними магматичні источники.

У оливино-базальтовом розплаві за нормальної температури 900° З повагою та тиску 1000 атм розчиняється 2,4% води, а за нормальної температури 1000° З повагою та тиску 3000 атм цей розплав може містити вже 5,4% води. Отже, кожні 10 м³ базальтовій магми могли скинути при своєму русі в земної корі близько 1 т ювенільної води. Більшість розчиненої води відокремлюється від сохраняющего температуру розплаву іще за високих тисках (до 1000 атм), т. е. нижче земної поверхні на 3−4 км. Ці експериментальні дані добре узгоджуються з геологічними спостереженнями, з яких випливає, головна маса летючих компонентів випереджала що ведеться основну магму, даючи початок экспозивным викидам пирокластического матеріалу. З цієї причини сповіді лав завжди бувають практично «сухими» і гидротермальная мінералізація вулканогенных товщ здійснюється поствулканическими термальними водами.

Родовища ісландського шпату можуть формуватися й у товщах і прослоях карбонатних порід шляхах руху таких вод. На Сибірській платформі, в Прибайкалля, на Малому Кавказі, в Гірському Криму, Прибалхашье та інших місцях відомі численні мономинеральные родовища в вапняках, подстилающих кальцитоносные эффузивы. Просторова асоціація родовищ ісландського шпату з мономинеральной кальцитовой-халцедон-цеолит-кальцитовой мінералізацією підкреслюється спільністю регіональних рудоконтролирующих структур і однаковою приповерхностной фацией глубинности мінеральних тел.

Відповідно до формацією вулканічних порід і учасникам регіональної геотектонічної структурою виділяються три типу провінцій ісландського шпата.

1. Провінції древніх платформ з проявом траппового магматизма. До цього типу ставляться провінції ісландського шпату в позднепалеозойских-раннемезозойских трапповых формаціях Сибіру та Карру бегемотів у Південній Африці, позднедевонских траппах Тімана (Російська платформа), соціальній та позднемезозойских — палеогенових платобазальтах Декана (Індійська платформа) і Північно-Атлантичного базальтового поля.

Кальцитоносные траппы найкраще вивчені з прикладу Сибірській провінції, де родовища ісландського шпату перебуває, як в базальтах нидымской почту нижнього триаса, і у вулканогенно-обломочных породах нижнекорвучанской свити і субвулканических долеритах. Переважна більшість випадків їх подано халцедон-цеолит-кальцитовым типом мінералізації і лише з Оленекском піднятті в вапняках і доломитах синия і кембрію відомі прояви ісландського шпату мономинерального кальцитового типу, тяжіємо до полях розвитку долеритовых даек і вулканічних брекчий.

2. Провінції областей завершеною складчатости з проявом пізнього андезито-базальтового вулканізму. Такі провінції поширені доволі і з віку головних фаз складчатости та формування кальцитоносных вулканічних комплексів поділяються на герцинские (переважно позднепалеозойские) і альпійські (мезозойские і палеоген-неогеновые). Характерно наявність ісландського шпату у вулканічних породах, соціальній та вапняках складчатого субстрату вулканогенных толщ.

3. Провінція областей автономної тектоно-магматической активізації з проявом трахибазальтового вулканізму. Приклад провінції цього — широка смуга байкало-каледонских консолідованих складчастих структур Прибайкалля і Східного Саяна, що із пов’язаної з ній крайової південно-західної частиною Сибірській платформи пережила мезозой-кайнозойскую активізацію з великими виливами андезито-базальтовых і трахибазальтовых лав. Кальцитовая мінералізація, як в більшості попередніх випадків, утворилася не так лише у неогеновых эффузивах, а й у товщах верхнепротерозойских і нижнекембрийских вапняків. На західному продовженні цієї провінції в Туве серед протерозойских мраморизованных вапняків перебувають кальцитоносные поля Сангиленского синклинория. Тувинские родовища асоціюються із молодими дайками долеритов і мають послемеловой возраст.

Найбільше практичного значення належить провінціях ісландського шпату древніх платформ, що величезними масштабами вулканічної діяльності я супутньої гидротермальной минерализации.

РОДОВИЩА ІСЛАНДСЬКОГО ШПАТА.

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 Північного Сходу СССР.

Средне-Сибирское плоскогорье.

У Енисейско-Ленском межиріччі на великих площах басейнів Нижньої і Підкам'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 головні області прояви траппового магматизма Сибірській платформы-значительную частина Тунгуської синеклизы, і навіть Оленекское підняття Анабаро-Оленекской антеклизы.

У геологічному будову Тунгуської синеклизы головну роль грають вулканогенно-обломочные і эффузивные освіти нижнього триаса, які майже горизонтально. По периферії синеклизы і у внутрішніх місцевих поднятиях без одягу терригенные 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 пирокластические і переотложенные вулканогенно-осадочные відкладення у різних частинах синеклизы який завжди може бути порівняно. Нині вона поділяється на алюнскую, тутончанскую, 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, туфоалевролиты 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 крупноі 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 від кількох основних сантиметрів до 15−20 м. Вулканічна товща, мабуть, було у результаті діяльності багатьох туфовых вулканів і трубок вибуху, поблизу що у агломератовых 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 розвитком перемытых і переотложенных порід — туфопесчаников і туфоалевролитов, які чергуються з прослоями пепловых туфів і туфітів. Зрідка зустрічаються лінзи середньоі великоуламкових туфів і поодинокі потоки базальту. Потужність почту на крилах синеклизы 100−250 м, а центрі 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, кочечумскую 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 в північно-західній частині 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, туфітів і гравелитов.

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.

Розріз лавової товщі у центрі синеклизы до межиріччя Виви-Ямбукан-Тембенчи вінчається ямбуканской почтом, що з мелкозернистых порфировидных базальтів і анамезитов, 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 й умовам залягання різняться силлы, дайки, жилообразные тіла, штоки, хонолиты тощо. п. У цьому великі пластообразные тіла долеритов притаманні шаруватих палеозойских порід, а неоднорідних туфах зустрічаються переважно дейкн, жили і интрузивы центрального типа.

Цікавий Для нас район розвитку родовищ ісландського шпату належить до 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. У складі субщелочных долеритов зазвичай присутній від 46 до 50% кремнезему і південь від 3,5 до 6% щелочей.

Між эффузивными і интрузивными траппами існує тісний комагматическая зв’язок. Більшістю дослідників зараз виділяється чотири головні фази траппового магматизма:

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

2) друга раннетриасовая з нормальними долеритами катангского і амовского комплексів, порівнянні з «сухими» кочечумскими 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) среднетриасовая з дайками долеритов агатского і кирамкинского комплексів, прорывающих ямбуканские лави. Интрузивные траппы Оленекского підняття, утворилися в ранньому палеозое за першого проявах траппового магматизма на Сибірській платформі. По складу вони в що свідчить подібні з нормальними траппами Тунгуської синсклизы.

Наявність ісландського шпату в Енисейско-Ленском межиріччі став відомий внаслідок робіт експедицій С. Попова в 1794 р. і Р. Маака в 1853—1854 рр. на р. Вилюй і А. Л. Чекановского в 1873 р. на р. Нижню Тунгуску. Величезна площа Сибірській провінції ісландського шпату підрозділяється втричі району: Нижне-Тунгусский (Путоранский), Ангаро-Вилюйский (Катангский) і Оленекский, відповідні регіональним зонам траппового вулканізму. У першому районі родовища ісландського шпату локалізовано в эффузивных базальтах, у другому — в вулканогенно-обломочных породах і интрузивных траппах, а третьому — в карбонатних породах, які перетнув дайками траппов.

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: Алюнское (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.

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 та 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 сбрососдвигами 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 упаковка 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. 1). 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;

Рис. 1. Деталі будівлі кальцитоносной кульової лави.

/—базальт; 2—туфопесчаник: 3—мелкообломочный минерализованный матеріал; 4 — прожилки і оторочки цеолітів; 5 — глина; 6 — ісландський шпат.

шаровому просторі й у пустотах мандельштейна. Переважають монокристальные чи сдвойникованные виділення кальцита вигадливої форми вагою від 1—2 до 30 кг, асоціюються з морденитом 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 виражену шарову текстуру. Ще вище розвинені уплощенные блоки пористого мандельштейна, розділені порівняно великими ділянками дресвы. Місцями ці блоки сходяться, створюючи внутрипокровную 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, десмин, 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-осадочных 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 від кількох основних 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. Найбільш інтенсивна мінералізація йдеться у малопотужних покривах, подстилающих кульові лави покриву. 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 мандельштейном. У прогибах покрівлі цієї пачки залягають кульові лави, зазвичай подстилающиеся зеленкуватим чи червоним обпаленим туфопесчаником.

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.

Рис. 2. Деталі будівлі кальцитоносного покриву, що залягає під кульової лавой.

/—гарна лава; 2—базальт; 3—миндалекаменные базальты; 4—мандельштейн; 5 — 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 мандельштейнами і миндалекаменными базальтами, які перебувають безпосередньо під безплатними лавами. Багата мінералізація кальцитом і халцедоном відзначається серед глыбовых лав. У Алюнском полі відомі й інші структурні типи кальцитовой мінералізації. Так, скупчення ісландського шпату в скелях Суслова правому березі р. Нижньої Тунгуски пов’язані з тонким обрієм кульової лави під аркушами 5 базальтового покриву. У межах цього горизонту типова гарна лава, складена дрібними сфероидами з дресвой, чергуються з ділянками недорозвиненої подушечной текстури. У такі місця 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.

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. Тут поширені хлориты, монтмориллонит, палагонит і особливо морденіт, який тісно асоціюється з ісландським шпатом і входить у його кристали.

Кальцитовая мінералізація в мандельштейнах, не що з безплатними лавами, зокрема у тектонічної зоні, накладеної на лавові покрови низів нидымской почту. Пачка, що складається з 1, 2 і трьох покровів, нахилена на північний захід з точки від 10 до 60° і пересічена вертикальними скидами з амплітудою усунення блоків до 10−15 м. Мінералізація розвинена у мандельштейнах 2 покриву, потужність що у цьому самому місці сягає 10 м, й у перекрывающем їх покрове-сателлите, складеному майже нацело мандельштейном.

Роздрібнені мандельштейны з численними миндалинами палагонита, кальцита і халцедону розсікаються жилами кальцита і кольорового яшмовидного халцедону потужністю від 5 до 80 див. Такі самі халцедоновые жили зустріли в базальтах.

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

ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНАЯ ОБСТАНОВКА КАЛЬЦИТООБРАЗОВАНИЯ.

Насамперед слід відрізняти своєрідні вулкано-тектонические структури родовищ в вулканічних породах від тектоногенных структур телетермальных родовищ в вапняках. У обох випадках розглядати взаємозалежні структури різного порядку: кальцитоносных районів — полів — минерализованных тіл — скупчень кристалів ісландського шпату. Два перших ланки — це порівняно великі регіональні структури, які переважно визначають розміщення пізніше минерализованных гірських порід; інші є приватні структури локалізації ісландського шпату і супутніх йому гидротермальных минералов.

Приватні структури локалізації відбивають найтиповіші риси родовищ оптичного кальцита, цих за умов малих та дуже малих глибин. Відсутні деформації, пов’язані з складчатостью. Основний структурний малюнок створюється складної системою розривних порушень чи специфічними контракционными тріщинами і первинної пористість эффузивных і субвулканических порід. Тріщини утворюються у зоні легких статичних навантажень, де процеси розтяги переважають над на стиснення, характерно безліч відкритих тріщин відриву і земельних ділянок грубого роздрібнення порід. Велику роль грають гравітаційні деформации-структуры просідання і завалення над вільними порожнинами найрізноманітнішого розміру і походження: від вулканічних кальдер до карстових пещер.

Интравулканические структури родовищ і кальцитоносных тіл в эффузивных породах визначаються особливостями внутрішнього будівлі пачок лавових покровів, текстурою лав і наявністю пізніх розривних порушень. Відповідно до цим виділяються: 1) структури контактів покровів, 2) протоэффузивные внутрипокровные структури та 3) структуры постлавового роздрібнення.

Эффузивные товщі складено багатьма лавовими покривами, які безпосередньо налягають друг на одного й місцями переслаиваются пирокластическими, вулкано-терригенными і осадовими породами. Отже, сповіді лав відбувалися майже безупинно, чергуючись з більш-менш тривалими періодами вулканічного спокою, ерозійних процесів і накопичення опадів. Лавові покрови мають масивне, і навіть частково чи цілком шаровий (подушечное) строение.

Найпоширеніші масивні лавові покрови, які з мелкозернистого базальту з пористої мандельштейновой зоною гарту вгорі і внизу покриву. По відносного розвитку цих зон різняться асиметрично-зональные, симетрично-зональные і неправельно-зональные (сложно-зональные) покрови. Переважна більшість випадків верхня зона мандельштейна в 10−15 разів потужнішу нижньої, що зумовлює асиметрично-зональное будова таких покровів. Рясно пористий мандельштейн поступово, але короткому відстані змінюється миндалекаменным базальтом із завидною, а більш великими миндалинами і далі однорідним базальтом. Зрідка зустрічаються симетрично-зональные покрови, які мають потужності зон верхнього й нижнього мандельштейна приблизно однакові. У цьому нижній мандельштейн зазвичай відрізняється нерівномірної пористість, і навіть наявністю трубчастих мигдалин, та інші слідами проходження газових струй.

У нидымской почті Сибірській платформи середня потужність масивних покровів дорівнює 12−15 м, частку верхньої зони мандельштейна припадати від 0,1 до 2−3 м. Помічено, що співвідношення між потужністю зон мандельштейна і базальту залежить загальної потужності покриву тим більше, що тонша покрив. Малопотужні покрови місцями складено майже одним мандельштейном.

Механізм освіти пористих зон вивчений й у дегазації застывающей лави, в’язкість якої збільшується преждевсего в крайових, швидко остигаючих частинах потоку. У процесі крім спочатку розчинених газів іноді бере участь зовнішня вода, выпаренная лавою з вологого субстрату. Походження сложно-зональных покровів пояснюється переслаиванием окремих мов лави вздовж фронту рушійної лавового потока.

Значно складніше будова лавових покровів, мають ділянки кульової чи подушечной текстури. Кульові чи, як його іноді називають «подушечные» лави (pillow lavas) відомі у вулканогенных формаціях віку: від докембрийского до современного.

Чітке визначення дано Г. Стернсом: «Пиллоу лава складається з сфероидальных иэлипсоидальных блоків, покритих стекловатой оболонкою і зазвичай відділених друг від друга обломочно-стекловатым матеріалом». До цього визначенню слід додати такі типові риси кульових лав, сформульовані И. Луисом: «В багатьох випадках уламковий матеріал в межшаровых просторах сцементирован як брекчий численними вторинними мінералами, серед яких домінують хлориты, кальцит, кварц, агат разом із эпидотом і різноманітними цеолітами. Проміжки між „подушками“ бувають заповнені радиоляритом, яшмами, вапняком, сланцем і більше грубими терригенными опадами, які потрапили туди за впровадженні лави в глину чи мул, і навіть внаслідок пізнішого відкладення. Округлі блоки лави часто витягнуті чи уплощены, причому їх осі розташовані паралельно. У краях сфероидов і подушок зазвичай перебувають пориста чи вариоловая зона, які центральна частина буває сильно кавернозной і навіть пустотелой».

Походження кульових лав пояснювалося найрізноманітнішими причинами, але найбільш популярною і визнаної більшістю геологів, є думка, визнає необхідність участі води у процесі охолодження лави тобто. вилив лави безпосередньо під воду чи його запровадження у пухкі, просочені вологою опади. Ця думка підтверджується частої асоціацією кульових лав з морськими чи озерно-речными відкладеннями, і навіть освітою подушечных текстур при сучасних излияниях базальтовій лави у морі. Розбіжності у поданнях про генезисі кульових лав, викликані переважно несталою терминологией.

Кульові лави Сибірській платформи, Тімана і Прибайкалля, які утворилися в континентальних умовах, зазвичай складають нижні частини деяких мпокровов і змінюються масивними базальтами за вертикаллю і простиранию. У зоні переходу від кульової до щільною лаві проміжки між сфероидами и"подушками" зменшуються, і вони поступово зливаються в компактний мандельштейн. Вище покрови мають звичайне асимметрично-зональное будова з потужною зоною базальту і верхньої зоною мандельштейна.

На Сибірській платформі кульові лави характерні лише частині розтину лавової товщі - нижньої подсвиты нидымской почту. У самому низу цієї подсвиты відомі горизонти кульових лав довжиною до 10 км і потужністю від 10 до 40 м, а верхах подсвиты представлені тонкими лінзами потужністю від 0,5 до 2 метрів і протяжністю до 100 м.

Потужні тіла кульових лав розшаровані. У тому підставі розвинені великі й щільно упаковані базальтові подушки. Поступово упаковка блоків розріджується, великі сфероиды набувають пористу скоринку, а дрібні повністю складаються з мандельштейна. Потім сфероиды знову сходяться, і гарна лава змінюється зоною суцільного мандельштейна. Проміжки між сфероидами заповнені пухким мелкообломочным матеріалом, які представляють собою зруйновані і мінералізовані тахилитовые палітурки сфероидов.

Особливості залягання і внутрішнього будівлі кульових порід Сибірській платформи обумовлені виливом лавових потоків в мілководні озерно-речные басейни, глибина яких, як правил, менше потужності потоку. Покрови повністю кульового будівлі формуються при підводних излияниях.

Сам процес освіти кульової текстури ні ясний та, мабуть, обумовлений здатністю рідкої лави, розпадатися в водної середовищі внаслідок різкого охолодження і продувания які виникають пором деякі круглі блоки, кожен із яких має власну поверхню охлаждения.

Великі блоки ще пластичном стані сплющувалися під впливом сили тяжкості, дрібні - зберігали більш рівноважну, сферичну форму. Витрокластический межшаровой матеріал виникав з допомогою відшарування кірок сфероидов по концентрическим тріщинам окремішності і придбала вид минерализованной дресвы при наступному гидротермальном изменении.

Безсумнівно, що внутрішню будову лавового покриву великою мірою залежить стану поверхні, яку виливалася лава. Так було в разі інертного холодного субстрату формуються асимметрично-зональные покрови з відносно тонкої нижньої зоною мандельштейна проти аналогічної верхньої зоною. На вологому субстраті, внаслідок швидкого двостороннього охолодження і виділення пара, утворюється симетричні покрови. При достатку вологи, і навіть за високої в’язкості та порівняно невеличкий потужності лави, покрив може повністю складатися сильно пористим мандельштейном ми інколи з внутрішніми ізольованими блоками базальту. Потрапляючи в депресії субстрату, заповнені водою, лава стає подушечной чи кульової. За невеликої глибині водойм кульові лави складають лише нижню частина покровів і щодо повторюють конфігурацію цих водойм. Отже, можна казати про фациях лавових покровів залежно від середовища формування, у тому числі про своєрідною лимнической фации кульових лав.

Багато особливості будівлі лавових покровів мають важливе значення для локалізації продуктів гидротермальной минерализации.

Список використовуваної літератури.

1. Киевленко Е. Я. Геологія і - оцінка родовищ ісландського шпата.

Москва, «Надра», 1974 р, стор. 160.

2. Скопышев А. В, Кукуй О. Л. Ісландський шпат.

Ленінград, «Надра», 1973 р, стор. 192.