Проявление исландского шпата в шаровых лавах трапповой формации
СОДЕРЖАНИЕ: курсовой проект По дисциплине Промышленные типы месторождений нерудных полезных ископаемых Оглавление Введение Минеральное вещество и среда кальцитообразованиякурсовой проект
По дисциплине Промышленные типы месторождений нерудных полезных ископаемых
Оглавление
1. Введение
2. Минеральное вещество и среда кальцитообразования
3. Минеральные типы месторождений исландского шпата
4. Кальцитоносные вулканические формации
5. Месторождения исландского шпата
6. Геолого-структурная обстановка кальцитообразования
ВВЕДЕНИЕ
Исландский шпат - прозрачная крупнокристаллическая разновидность кальцита - редкий и дефицитный вид минерального сырья. Этот минерал обладает уникальными свойствами, определяющими его широкое применение в оптике: хорошим пропусканием света в диапазоне от ультрафиолетовой до ближней инфракрасной области спектра, большим двупреломлением и высокой .степенью поляризации светового пучка, при достаточной механической прочности и устойчивости к воздействию высоких температур. Кристаллы исландского шпата или их части, отвечающие техническим требованиям, получили название оптического кальцита.
Из оптического кальцита изготавливаются поляризационные призмы конструкции Глана, Глана-Томпсона, Глазебрука, Аренса, Франка-Риттера, Николу, Коттона,двупреломляющие призмы Волластона,Сенармона,Рошона, полутеневые призмы Шенрока, Шиппиха,лучеразводящие цилиндры и пластины, бифокальные линзы и другие главные детали полярископов, поляриметров, фотометров, интерферометров, поляризационных микроскопов и т. п. Приборы, работающие с поляризованным светом, необходимы для разнообразных научных исследований и применяются в оборонной, химической и пищевой промышленности, в астрономии и медицине.
Последнее время значение оптического кальцита еще более возросло в связи с его использованием в новых областях науки и техники, главным образом в квантовой электронике, оптотронике и астрофизике. Оптический кальцит оказался незаменимым или наиболее эффективным материалом модуляторов излучения и затворов оптических квантовых генераторов, элементов непрервного и дискретного сканирования света, узкополосных интерференционно - поляризационных светофильтров. Эти устройства являются неотъемлемой частью лазеров, оптико-электронных вычислительных машин и других систем, имеющих важнейшее значение для самой современной техники и исследования космоса.
Промышленность предъявляет жесткие требования к качеству оптического кальцита. Действующими техническими условиями строго лимитируются Минимальные размеры обогащенных кристаллов. Не допускаются трещины и двойники, а также твердые и газово-жидкие включения, видимые невооруженным глазом. Оптический кальцит, применяемый для работы в ультрафиолетовой области спектра, должен пропускать от 35 до 50% света с длиной волны 2200 , а в инфракрасной области - от 90 до 99% света с длиной волны 7000 . Оптический кальцит является одним из самых дорогих видов минерального сырья.
В мире известно немного промышленных месторождений оптического кальцита (Мексика, Южно-Африканская. Республика, США, Исландия). Самое крупное из них месторождение Гельгустадир в Исландии полностью отработано и в настоящее время основным зарубежным источником оптического кальцита служат мексиканские месторождения в штатах Чиуауа,Дуранго и Сонора.
На территории бывшего СССР проявления исландского шпата впервые были отмечены в середине девятнадцатого - начале двадцатого веков Р.Мааком и А.Л.Чекановским в Сибири, А.Лагорио, В.Д.Соколовым и М.А.Земятченским в Горном Крыму и В. И. Воробьевым на Северном Кавказе. В результате, систематического геологического изучения нашей страны после Великой Октябрьской социалистической революции число находок этого минерала было во много раз увеличено. Геологоразведочные работы в конечном итоге привели к открытию ряда крупных месторождений.
МИНЕРАЛЬНОЕ ВЕЩЕСТВО И СРЕДА КАЛЬЦИТООБРАЗОВАНИЯ
Минеральные парагенезисы месторождений исландского шпата
Промышленные месторождения исландского шпата представлены двумя минеральными типами, резко отличающимися друг от друга. Халцедон-цеолит-кальцитовый тип характерен для вулканических гидротермальных месторождений близповерхностной и субвулканической фаций глубинности. Процесс минералообразования на таких месторождениях проходил среди многокомпонентных горных пород в напряженной и часто менявшейся термодинамической обстановке. Минеральные ассоциации здесь обильны и разнообразны, отмечается несколько стадий минерализации. Для кальцитового типа телетермальных месторождений типичен простой, практически мономинеральный состав. Минерализация осуществлялась в мономинеральных карбонатных породах, как правило, в одну стадию в сравнительно узком диапазоне температуры и давления.
Особенности минерального состава месторождений в вулканических основных породах
Вулканические гидротермальные месторождения формировались на небольших глубинах при сравнительно невысоких и быстро снижавшихся температурах и давлениях. Это обусловило многие специфические черты минералообразования: кристаллизацию минерального вещества главным образом в свободных полостях горных пород, уменьшение роли метасоматоза по мере продвижения растворов к дневной поверхности, широкое участие в гидротермальном процессе коллоидных растворов, телескопирование минеральных продуктов различной температуры образования.
На месторождениях исландского шпата в вулканических основных породах развиты главным образом низкотемпературные минеральные ассоциации и реже минералы более высокотемпературного скарнового комплекса. Среди них обнаружены сульфиды (халькопирит, пирит, марказит, галенит), флюорит, магнетит, мартит, пиролюзит, кварц, халцедон, кальцит, доломит, барит (целестинобарит), апатит, повеллит, гранат (гроссуляр-андрадит), везувиан , сфен, диопсид, эгирин, хлориты, гидрослюды (селадонит, вермикулит), сапонит, монтмориллонит, нонтронит, апофиллит, анальцим, пренит, гиролит, цеолиты (шабазит, гмелинит, левинит, ломонтит, натролит, мезолит, сколецит, томсонит, гейландит, филлипсит, гармотом, десмин, морденит, лобанит, стеллерит) и др. Многие минералы, особенно кальцит и цеолиты, встречаются в виде хорошо образованных крупнокристаллических индивидов и друз.
Наиболее распространены кальцит (зернистый, блоковый, шестоватый и крупнокристаллический исландский шпат), халцедон, кальциево-натриевые цеолиты и анальцим. Каждому геолого-структурному типу месторождений свойственны свои особенности минерального состава, которые прежде всего проявляются в различном количественном соотношении этих минералов. Разнообразие минеральных видов и общая интенсивность минерализации во многом зависят от содержания вулканического стекла во вмещающих породах и степени их проницаемости для гидротермальных растворов.
Для месторождений в эффузивных породах характерна минерализация кальцитом, халцедоном и такими цеолитами, как морденит и гейландит . Цеолитов, а также минералов из групп хлорита, монтмориллонита и гидрослюд особенно много в шаровых лавах, богатых вулканическим стеклом. В компактных, лучше раскристаллизованных мандельштейнах и базальтах преобладает жильный натечный и яшмовидный халцедон, а цеолиты сравнительно редки. На месторождениях шаровых лав в соответствии с этим наблюдаются два резко различающихся минерализованных горизонта: цеолит-кальцитовый - непосредственно в шаровых лавах и халцедон-кальцитовый - в миндалекаменных базальтах, подстилающих шаровые лавы.
Одновременно со свободной кристаллизацией минералов происходил метасоматоз боковых пород, выраженный главным образом в их хлоритизации и монтмориллонитизации. Наиболее сильно изменен мелкообломочный стекловатый материал шаровых лав, местами превращенный в практически мономинеральную монтмориллонитовую или нонтронитовую глину. В мандельштейнах и базальтах эти процессы развивались гораздо слабее и только вблизи жил и гнезд. Изредка вулканическое стекло, пироксен и плагиоклаз базальтов замещены кварцем, кальцитом и цеолитами (морденитом и гейландитом).
Представляется, что все многообразие минеральных видов на месторождениях исландского шпата в эффузивных траппах охватывается тремя основными парагенетическими ассоциациями:
1) палагонит-хлорит голубовато-серый халцедон (иногда агат), мелкокристаллический кальцит; ассоциация характеризует обычный состав миндалин и ранних прожилков в мандельштейнах и сфероидах шаровых лав;
2) натриево-кальциевые, редко натриевые и кальциевые цеолиты (морденит, гейландит, десмин, ломонтит, натролит, томсонит, сколецит и др.), анальцнм, апофиллит-сфероидальный сапонит (боулингит), селадонит-полупрозрачный и частично прозрачный кальцит, монтмориллонит; эта ассоциация наиболее полно развита в шаровых лавах;
3) яшмовидный цветной или белый фарфоровидный халцедон-кварц(иногда аметист)-исландский шпат. Могут быть в резко подчиненном количестве цеолиты (чаще всего морденит), анальцим и сапонит; ассоциация типична для минерализации мандельштейнов и слабо проявлена в шаровых лавах. В мандельштейнах, залегающих непосредственно под шаровыми лавами, она обычно выражена в виде кварц-халцедонового метаколлоидного комплекса (корковидные игольчатые агрегаты халцедона и кварца по цеолитам, кремнистые натеки и сталагмиты), благодаря чему кристаллы исландского шпата лишены вростков морденита.
Минерализация лавовых покровов, особенно шаровых лав, нередко зональна. Так, нижние части мощных линз шаровых лав, как правило, обогащены морденитом и кальцитом, которые вверх по разрезу постепенно сменяются десмином, гейландитом и затем анальцимом. Нечеткая горизонтальная зональность в распределении анальцима намечается на месторождениях Алюнского кальцитоносного поля.
Субвулканические месторождения в интрузивных траппах отличаются большим числом минеральных видов. Преобладают кальцит, некоторые цеолиты (десмин, гейландит, иногда натролит) и анальцим. Минералы группы кремнезема распространены не широко. Морденит, доминирующий среди цеолитов на месторождениях в эффузивных породах, здесь редок. Постоянно, но в разных количествах присутствуют минералы ранней, более высокотемпературной стадии минерализации: гранат (гроссуляр-андрадпт), диопсид, магнетит, апатит, изредка везувиан (вилюит).
На месторождениях этой группы отмечается очень сильный гидротермальный метаморфизм вмещающих пород, которые скарнированы, карбонатизированы, хлоритизированы и цеолитизированы.
Скарнированию подверглись главным образом вулканогенно-обломочные породы у контакта с долеритами. Апотуфовые скарны имеют переменный диопсид-кальцит-гранатовый или гранат-хлорит кальцитовый состав и сопровождаются магнетитом. Иногда туфы и реже долериты полностью замещены кальцитом. Метасоматические тела и протяженные жилы карбонатных (кальцитовых, иногда доломитовых) пород содержат редкую вкрапленность сульфидов и местами интенсивно окремнены .
Полнокристаллические средне- и крупнозернистые долериты бывают преобразованы в своеобразные пироксен-цеолитовые породы, состоящие из анальцима, натролита, томсонита, гейлапдита, десмина, эгиринизированного пироксена и содержащие до 25% сфена. Для стекловатых и палагонитсодержащих долеритов характерно перерождение в цеолит-хлоритовые породы. Конечными продуктами метасоматоза являются хлорит-монтмориллонитовые глиноподобные образования. В пироксен-цеолитовых породах анальцим и натролит снизу вверх постепенно сменяются натриево-кальциевыми и кальциевыми цеолитами- томсонитом, гейландитом, десмином, ломонтитом, шабазитом и сколецитом.
В минеральном составе прожилков и гнезд ведущую роль играют цеолиты, кальцит и изредка халцедон.
На месторождениях в интрузивных траппах можно выделить три главных минеральных парагенезиса:
1) высокотемпературный скарновый комплекс минералов—ме-тасоматический кальцит, гранат (андрадит-грссуляр), диопсид или салит-магнетит, апатит-хлорит (антигорит и др.), близок по составу к основной минеральной ассоциации железорудных месторождений Тунгусской синеклизы;
2) среднетемпературная минеральная ассоциация - мелко-среднезернистый кальцит, доломит, сульфиды (пирит, халькопирит, очень редко галенит), апатит, барит, флюорит-халцедон и кварц-натролит, томсонит; на большинстве месторождений проявлена очень слабо или отсутствует;
3) низкотемпературный минеральный комплекс - хлориты, анальцим, натриевые, натриево-кальциевые и кальциевые цеолиты (натролит, десмин, томсонит, гейландит, шабазит, сколецит и др.
МИНЕРАЛЬНЫЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ИСЛАНДСКОГО ШПАТА
Кальцит - карбонат кальция теоретического состава СаО 56% и СО2 - 44 % принадлежит к числу самых распространенных минералов земной коры и образуется при разнообразных геологических процессах.
Основная масса кальцита в виде известняка, мела и ряда других существенно карбонатных пород имеет биогенное или хемогенное происхождение, возникая в результате отложения в морских бассейнах известковистых илов и их диагенеза. Зернистые агрегаты кальцита - кристаллические известняки и мраморы образуются при метаморфической перекристаллизации известняков. Кальцит является обычным минералом гидротермальных и гидротермально-метасоматических образований: рудоносных и безрудных жил, магнезиальных и известковистых скарнов, карбонатитов. Некоторые исследователи (Уилли, 1969; Петров, 1972 и др.) допускают возможность возникновения особых карбонатных расплавов и магматического происхождения кальцитовых карбонатитов.
Прозрачная крупнокристаллическая разновидность кальцита - исландский шпат представляет собой большую редкость. Еще более редок оптический кальцит, т. е. исландский шпат, хотя бы частично лишенный трещин, двойников, включений и обладающий оптической однородностью. Промышленные месторождения оптического кальцита образуются в специфических геологических условиях.
Геологической практикой установлено, что исландский шпат имеет эндогенное гидротермальное происхождение. Он чаще всего встречается среди цеолитизированных эффузивных и субвулканических пород основного состава, а также в почти мономинеральых кальцитовых жилах, залегающих в известняках, доломитах и мраморах. Скопления кристаллов исландского шпата, кроме того, отмечались в некоторых хрусталеносных кварцевых жилах, внутригранитных пегматитах камерного типа и рудоносных известковистых скарнах.
Можно выделить пять основных минеральных (минералого-геохимических) типов месторождений исландского шпата, характеризующихся постоянством главных минеральных ассоциаций и сходными условиями образования: 1) халцедон-цеолит-кальци-товый, 2) мономинеральный кальцитовый, 3) кальцит-кварцевый, 4) кварц-сульфидно-кальцитовый и 5) микроклин-кальцит-морио-новый.
Халцедон-цеолит-кальцитовый тип минерализации связан с вулканическими и субвулканическими породами основного и умеренно основного состава - базальтами, долеритами, андезитами и их туфами, затронутыми метаморфическими процессами цеолитовой фации. Скопления исландского шпата вместе с натриевыми и натриево-кальциевыми цеолитами (натролит, десмин. гейландит, морденит и др.), анальцимом, халцедоном и монтмориллонитом образуют минерализованные горизонты лавовых покровов, а также развиты в зонах дробления и трещинах субвулканических и пирокластических пород. К этому типу относятся все крупные промышленные месторождения оптического кальцита бывшего СССР и зарубежных стран.
Кальцитовый тип характерен для известняков, мраморов, доломитов и других карбонатных пород. Он является практически мономинеральным, если не считать спорадического присутствия ничтожного количества сульфидов (пирит, халькопирит и др.), флюорита и барита. Кальцитом минерализованы зоны трещиноватости, дробления и рассланцевания карбонатных пород, а также полости и пещеры древнего карста. Исландский шпат обычно изобилует первичными и вторичными дефектами (замутненность, трещины, механические двойники и т. п.), что сильно обесценивает месторождения. В бывшем СССР известно всего несколько небольших промышленных месторождений исландского шпата этого типа, иногда, правда, содержащих оптический кальцит высокого качества.
Три остальных минеральных типа интересны лишь в генетическом отношении.
Кальцит-кварцевый тип минерализации развит в хрусталеносных кварцевых жилах гидротермально-альпийского типа. Кристаллы исландского шпата встречаются в хрусталеносных погребах, залегающих в метаморфических кварц-хлоритовых и кварц-серицитовых сланцах, рассеченных диабазовыми дайками (Сура-Из и Пуйва на Приполярном Урале), а также среди окварцованных и доломитизированных мраморов (Пелингичей).
Минеральное выполнение хрусталеносных гнезд зависит от состава вмещающих пород. В зеленых сланцах и диабазах спутниками горного хрусталя и кальцита выступают хлорит (рипидолит) и эпидот, в меньших количествах сидерит, сфен, гематит, пирит и очень редко рутил. В зонах дробления мраморов бурые и бесцветные призматические кристаллы кальцита сопровождаются галенитом, пиритом и другими сульфидами.
Исландский шпат в ассоциации с кварцем и сульфидами известен на некоторых рудных месторождениях, образовавшихся в карбонатных породах в условиях малых глубин. Примером такой кварц-сульфидно-кальцитовой минерализации может служить полиметаллическое скарновое месторождение Тетюхе в Приморье. В известняках тетюхинской свиты верхнего триаса на контакте с позднемеловыми-раннепалеогеновыми кварцевыми фельзит-порфирами находятся линзо- и трубообразные залежи манган-геденбергитового скарна, обильно минерализованного кальцитом. Кальцит замещает геденбергит, входит в состав так называемых “бурундучных” руд, цементирует зоны дробления и трещиноватости. Хорошо ограненные кристаллы кальцита размером до 70 см по длинной оси заполняют многочисленные пустоты скарнированного известняка.
Своеобразная микроклин-кальцит-морионовая минерализация связана с гранитными пегматитами камерного типа, которые относятся к наименее глубинной фации (2-4 км от дневной поверхности). Вообще кальцит очень редок в гранитных пегматитах чистой линии, образуясь в заключительную гидротермальную стадию пегматитового процесса. В этом отношении не являются исключением и камерные морионо- и флюоритоносные пегматиты Волыни и Центрального Казахстана. Однако в Средней Азии на Гиссарском хребте выявлены пегматитовые тела, содержащие миаролы с кристаллами мориона, дымчатого горного хрусталя и исландского шпата.
Особенно интересны пегматиты Кенкольского гранитного массива в западной части Киргизского хребта. Массив обрамлен кристаллическими сланцами, филлитами и известняками раннепротерозойского возраста, а также спилитами, известняками и сланцами среднего, верхнего кембрия. В аляскитовых гранитах третьей, наиболее поздней фазы внедрения расположены многочисленные шлировые пегматиты размером от 1 до 5 м (редко 10—12 м) в поперечнике. Дифференцированные тела имеют тонкую оторочку из мелкозернистого гранит-аплита и графического пегматита и слабо развитую кварц-полевошпатовую пегматоидную зону. Центральная часть многих пегматитов представляет собой миароловую полость-камеру, стенки которой покрыты друзами микроклина и дымчатого кварца. Пространство между кристаллами заполнено глинисто-серицитовой массой. В верхних частях некоторых миарол находятся ромбоэдрические кристаллы исландского шпата до 60—80 кг. Миароловые кальцитоносные пегматиты сильно альбитизированы и иногда пересечены кальцитовыми прожилками.
Из приведенного краткого обзора уже видны многие типичные черты генезиса исландского шпата. Все минеральные ассоциации, включающие исландский шпат, относятся к фациям малых глубин - приповерхностной, субвулканической и редко гипабиссальной. Обращает на себя внимание специфический химический состав вмещающих пород, как правило, богатых кальцием: это известняки, базальты, диабазы и т. п. Исландский шпат всегда является одним из самых поздних минеральных продуктов гидротермального процесса и кристаллизуется в полостях горных пород вместе с другими минералами свободного роста.
КАЛЬЦИТОНОСНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ
Наиболее распространенные месторождения халцедон-цеолит-кальцитовой формации локализованы непосредственно в базальтах, андезитах или в сопровождающих их вулканогенно-обломочных породах и субвулканических долеритах. Генетическое родство месторождений исландского шпата и базальтоидов находит объяснение в благоприятном составе летучих компонентов основной магмы,обогащенном углекислотой и хлором, сравнительно высоком содержании кальция в базальтоидах, а также в общности структурно-тектонических условий их образования. И те, и другие относятся к единой фации глубинности, формируясь в приповерхностной или в близкой к ней обстановке. Узкая петрохимическая специализация комплексов основных вулканических пород особого значения не имеет, очевидно, ввиду достаточного сходства их химического состава и однотипности поствулканических эманаций.
Кальцитоносные вулканические формации характеризуются рядом особенностей.
1. Они имеют относительно молодой, преимущественно мезозойский или третичный, реже средне- и позднепалеозойскийвозраст. Многими исследователями отмечалось чрезвычайно широкое развитие в мезозой-каинозое процессов траппового,андезитового и трахибазальтовоговулканизма, охвативших Сибирскую, Африканскую, Индийскую идругие древние платформы, а также многие области завершенной складчатости. Интерестно ,что познечетвертичные и современные лавы, находящиеся на поверхности, практически не минерализованы. Это свидетельствует о более поздней минерализации эффузивов по сравнению с формированием покрова и о гидротермальной поствулканической природе кальцитобразую-щих растворов.
2. Кальцитоносные вулканические формации как на древних платформах, так и в складчатых областях всегда слагают верхнюю часть стратиграфического разреза. Кальцитоносные туфы и лавовые покровы слабо дислоцированы. Они ложатся на подстилающие породы с угловым или структурным несогласием, заполняя прогибы или впадины грабен-синклинального типа. Отклонения от горизонтального или очень пологого залегания обусловлены в большинстве случаев неровным рельефом субстрата или внутри-формационнымивулкано-тектоническими подвижками.
3. Эффузивная деятельность обычно осуществлялась в наземных условиях, о чем можно судить по прослоям континентальных. или мелководных осадочных пород среди туфов и лав. Этому не противоречит наличие в толщах лавовых покровов горизонтов шаровых лав, которым обычно приписывается подводное морское происхождение. Шаровые базальты Сибирской платформы, Тимана и Прибайкалья слагают нижние части лавовых покровов и образовались при излиянии лавы в мелкие пресноводные бассейны или на заболоченную поверхность.
Осадочно-вулканогенные толщи формировались в течение длительного времени, соответствовавшего одной или даже нескольким геологическим эпохам. Эффузивная деятельность обычно начиналась эксплозивными выбросами пирокластического материала из вулканических аппаратов центрального типа и завершалась трещинными излияниями лав. В дальнейшем при возобновлении вулканических процессов возможно появление новых центральных вулканов вдоль закупоренных лавой выводных разломов. Все отмеченные стадии вулканизма сопровождаются образованием на различной глубине комагматическихинтрузивных тел.
Кальцитоносные вулканические формации соответствуют трем основным геотектоническим и петрохимическим типам: 1) трапповым формациям древних платформ 2) поздним андезито-базальтовым формациям складчатых областей, 3) трахибазальтовым формациям областей тектоно-магматической активизации. Трапповые формации древних платформ характеризуются огромными масштабами накопления вулканических продуктов. Так, раннемезозойские траппы Сибирской платформы распространены на площади более 1,5 млн. км2 .Сопоставимые размеры имеют трапповые области Африканской, Индийской и других докембрийских платформ. По химическому составу Сибирская трапповая формация типично толеитовая с присутствием как пересыщенных кремнеземом кварцевых толеитов, так и недосыщенныхоливиновых. Широко распространены нормальные траппы известково-щелочного ряда, при этом базальты обычно более насыщены кремнеземом, чем интрузивныедолериты.
Главные фазы траппового вулканизма в Сибири датируются ранним триасом, в Южной Африке - юрой, в Индии - концом позднего мела - началом эоцена. Поражает удивительное однообразие структурного положения, условий залегания и состава всех главных трапповых формаций мира.
Посторогенныеандезито-базальтовые формации образовались в последние стадии развития геосинклинальных систем вслед за основными фазами складчатости. Они в основном соответствуют стадиям формирования межгорных прогибов и брахисинклинальных впадин, знаменующим постепенный переход к платформенному режиму. Выделяются, кроме того, протяженные вулканические пояса приокеанического типа, образующиеся вдоль границ оформившихся складчатых областей с зарождающимися геосинклиналями (Восточно-Азиатская вулканическая провинция), в которых также присутствуют базальтовые лавы.
Посторогенные, послескладчатые вулканические формации обычно имеют смешанный базальто-андезито-риолитовый состав. Базальтовые представители этого ряда, как правило, относятся к толеитовой ассоциации контаминированных“коровых” магм и являются самыми ранними продуктами вулканических процессов.
Очень важен вопрос о формах связи месторождений исландского шпата с вулканическими породами. Мы уже отмечали, что месторождения халцедон-цеолит-кальцитового состава располагаются среди основных эффузивных и субвулканических пород и, вероятно, имеют общие с ними магматические источники.
В оливино-базальтовом расплаве при температуре 900° С и давлении 1000 атм растворяется 2,4% воды, а при температуре 1000° С и давлении 3000 атм этот расплав может содержать уже 5,4% воды. Следовательно, каждые 10 м3 базальтовой магмы могли сбросить при своем движении в земной коре около 1 т ювенильной воды. Большая часть растворенной воды отделяется от сохраняющего температуру расплава еще при высоких давлениях (до 1000 атм), т. е. ниже земной поверхности на 3-4 км. Эти экспериментальные данные хорошо согласуются с геологическими наблюдениями, свидетельствующими о том, что главная масса летучих компонентов опережала восходящую основную магму, давая начало экспозивным выбросам пирокластического материала. По этой же причине излияния лав всегда бывают практически “сухими” и гидротермальная минерализация вулканогенных толщ осуществляется поствулканическими термальными водами.
Месторождения исландского шпата могут формироваться также в толщах и прослоях карбонатных пород на путях движения таких вод. На Сибирской платформе, в Прибайкалье, на Малом Кавказе, в Горном Крыму, Прибалхашье и в других местах известны многочисленные мономинеральные месторождения в известняках, подстилающих кальцитоносныеэффузивы. Пространственная ассоциация месторождений исландского шпата с мономинеральной кальцитовой-халцедон-цеолит-кальцитовой минерализацией подчеркивается общностью региональных рудоконтролирующих структур и одинаковой приповерхностной фацией глубинности минеральных тел.
В соответствии с формацией вулканических пород и региональной геотектонической структурой выделяются три типа провинций исландского шпата.
1. Провинции древних платформ с проявлением траппового магматизма. К этому типу относятся провинции исландского шпата в позднепалеозойских-раннемезозойскихтрапповых формациях Сибири и Карру в Южной Африке, позднедевонских траппах Тимана (Русская платформа), а также в позднемезозойских - палеогеновых платобазальтах Декана (Индийская платформа) и Северо-Атлантического базальтового поля.
Кальцитоносные траппы лучше всего изучены на примере Сибирской провинции, где месторождения исландского шпата находятся как в базальтах нидымской свиты нижнего триаса, так и в вулканогенно-обломочных породах нижнекорвучанской свиты и субвулканических долеритах. В подавляющем большинстве случаев они представлены халцедон-цеолит-кальцитовым типом минерализации и только на Оленекском поднятии в известняках и доломитах синия и кембрия известны проявления исландского шпата мономинерального кальцитового типа, тяготеющие к полям развития долеритовыхдаек и вулканических брекчий.
2. Провинции областей завершенной складчатости с проявлением позднего андезито-базальтового вулканизма. Такие провинции распространены довольно широко и по возрасту главных фаз складчатости и формирования кальцитоносных вулканических комплексов подразделяются на герцинские (в основном позднепалеозойские) и альпийские (мезозойские и палеоген-неогеновые). Характерно наличие исландского шпата непосредственно в вулканических породах, а также в известняках складчатого субстрата вулканогенныхтолщ.
3. Провинция областей автономной тектоно-магматической активизации с проявлением трахибазальтового вулканизма.Пример провинции этого типа - широкая полоса байкало-каледонских консолидированных складчатых структур Прибайкалья и Восточного Саяна, которая вместе с примыкающей к ней краевой юго-западной частью Сибирской платформы испытала мезозой-кайнозойскую активизацию с обильными излияниями андезито-базальтовых и трахибазальтовых лав. Кальцитовая минерализация, как и в большинстве предыдущих случаев, наблюдается не только в неогеновых эффузивах, но и в толщах верхнепротерозойских и нижнекембрийских известняков. На западном продолжении этой провинции в Туве среди протерозойских мраморизованных известняков находятся кальцитоносные поля Сангиленскогосинклинория. Тувинские месторождения ассоциируются с молодымидайкамидолеритов и имеют послемеловой возраст.
Наибольшее практическое значение принадлежит провинциям исландского шпата древних платформ, что объясняется огромными масштабами вулканической деятельности я сопутствующей гидротермальной минерализации.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ИСЛАНДСКОГО ШПАТА
На территории СССР известно довольно много проявлений исландского шпата, связанных главным образом с низкотемпературной и гидротермальной минерализацией эффузивов основного состава и толщ карбонатных пород. Большинство из них сконцентрировано на Сибирской платформе в пределах крупнейшей провинции исландского шпата, а также в активизированных областях завершенной складчатости Горного Крыма, Кавказа, Южного Тянь-Шаня, Центрального Казахстана, Тувы, Прибайкалья и Северо-Востока СССР.
Средне-Сибирское плоскогорье
В Енисейско-Ленском междуречье на обширных площадях бассейнов Нижней и Подкаменной Тунгусок, Среднего Приангарья и верховьев Вилюя и Котуя расположена Сибирская провинция исландского шпата. Обособленный кальцитоносный район известен и в низовьях р. Оленек. Эта провинция охватывает главные области проявления траппового магматизма Сибирской платформы-значительную часть Тунгусской синеклизы, а также Оленекское поднятие Анабаро-Оленекской антеклизы.
В геологическом строении Тунгусской синеклизы главную роль играют вулканогенно-обломочные и эффузивные образования нижнего триаса, залегающие почти горизонтально. По периферии синеклизы и во внутренних местных поднятиях обнажены терригенные отложения среднего-верхнего карбона и перми и иногда карбонатные породы нижнего и среднего палеозоя.
Вулканогенно-обломочная триасовая толща характеризуется сильной фациальной изменчивостью, и слагающие ее пирокластические и переотложенные вулканогенно-осадочные отложения в различных частях синеклизы не всегда могут быть сопоставлены. В настоящее время она разделяется на алюнскую, тутончанскую, нижнекорвунчанскую и верхнекорвунчанскую свиты, отличающиеся преобладанием грубообломочных или мелкообломочных сравнительно хорошо рассортированных пород. Алюнская свита, выделенная по данным глубокого бурения в центральной части синеклизы, сложена в основном крупнообломочными туфами с невыдержанными прослоями мелкообломочных туфов, туфопес-чаников и туфоалевролитов. Значительно шире распространены пестроцветные мелкообломочные туфы, туфопесчаники, туфоалевролиты и туфоаргиллиты тутончанской свиты, содержащие в верховьях рек Таймуры, Чуни и Илимпеи редкие прослои известняков; мощность свиты изменяется от 20 до 120 м, многочисленные остатки флоры указывают на ее пермо-триасовый возраст.
Стратиграфически выше следует нижнекорвунчанская свита, занимающая обширные площади Тунгусской синеклизы, сопоставимая с правобоярской свитой северных склонов Анабаро-Оленекской антеклизы. В ее состав входят главным образом крупно- и среднеобломочные агломератовые туфы и вулканические брекчии с линзами пепловых туфов, туфоалевролитов и туфопесчаников, количество которых увеличивается в верхах разреза. Породы содержат многочисленые эруптивные обломки песчаников, аргиллитов и каменного угля из нижележащей пермской толщи, а также различных туфов и долеритов, размером от нескольких сантиметров до 15-20 м. Вулканическая толща, вероятно, была сформирована в результате деятельности многих туфовых вулканов и трубок взрыва, вблизи которых в агломератовых туфах и туфобрекчиях встречаются обильные вулканические бомбы и лапилли. В брекчиях практически нет обломков пород фундамента платформы, что свидетельствует о сравнительно небольшой глубине заложения эруптивных каналов. Мощность свиты в районе пос. Туры 300—350 м, в бассейне Таймуры 200- 250 м, Чуни и Илимпеи 150-200 м.
Верхнекорвунчанская свита залегает на нижнекорвунчанской с небольшим несогласием и отличается от нее широким развитием перемытых и переотложенных пород - туфопесчаников и туфоалевролитов, чередующихся с прослоями пепловых туфов и туффитов. Изредка встречаются линзы средне- и крупнообломочных туфов и единичные потоки базальта. Мощность свиты на крыльях синеклизы 100-250 м, а в центре в среднем 20-40 м. Вулкано-осадочные породы верхнекорвунчанской свиты богаты ископаемыми остатками флоры и фауны раннего триаса.
Северная и центральные части Тунгусской синеклизы от среднего течения р. Нижней Тунгуски до верховьев р. Хеты заняты лавовой базальтовой толщей, мощность которой в Туринской и Агатской впадинах (Центрально-Тунгусской и Сыверминской, по Т. Н. Спижарскому) достигает 2-2,5 км. В бассейне р. Нижней Тунгуски толща стратифицируется на нидымскую, кочечумскую и ямбуканскую свиты.
Нидымская свита обнажена в долинах рек Нижней Тунгуски и ее притоков Виви, Ямбукана, Кочечумо, Нидыма и др., а также в верховьях Котуя. Она привлекает внимание широким развитием миндалекаменных базальтов, мандельштейнов и шаровых лав, минерализованных кальцитом, цеолитами и халцедоном. В северо-западной части синеклизы в бассейнах Северной и Курейки ее аналогом является логанчинская свита. Свита сложена многими лавовыми покровами, каждый из которых имеет мощность от 2—3 до 20—40 м. Пачки из нескольких покровов разделены прослоями вулкано-терригенных пород: пестроцветных туфопесчаников, туффитов и гравелитов.
Базальтовые покровы кочечумской свиты подстилаются пачкой пестроцветных вулкано-терригенных пород мощностью до 80 м и обнажены на водораздельных плато главных речных долин. Это неминерализованные “сухие” лавы, крупные покровы которых прослеживаются на сотни километров и служат маркирующими горизонтами.
Разрез лавовой толщи в центре синеклизы в междуречье Виви-Ямбукан-Тембенчи венчается ямбуканской свитой, состоящей из мелкозернистых порфировидных базальтов и анамезитов, подстилающихся и переслаивающихся туфопесчаниками и туфоалевролитами. Мощность свиты достигает 250 м, а возраст ее по недостаточно четким палеонтологическим данным, возможно, отвечает среднему триасу.
На площади Тунгусской синсклизы, особенно в ее краевых частях, широко проявлены интрузивные траппы, среди которых по форме и условиям залегания различаются силлы, дайки, жилообразные тела, штоки, хонолиты и т. п. При этом крупные пластообразные тела долеритов характерны для слоистых палеозойских пород, а в неоднородных туфах встречаются главным образом дейкн, жилы и интрузивы центрального типа.
Интересующий нас район развития месторождений исландского шпата относится к Тунгусской трапповой субпровинции, где в основном проявлены нормальный, железистый и субщелочной (натровый) типы базальтовых расплавов. В южной и особенно в юго-восточной частях Тунгусской синеклизы (в бассейнах Чуни, Илимпеи, Чоны, Ахтаранды и др.) кальцитовая минерализация нередко связана с телами субщелочных и обогащенных водой траппов, содержащих первичные цеолиты, анальцим, палагонит и щелочные пироксены. В составе субщелочных долеритов обычно присутствует от 46 до 50% кремнезема и от 3,5 до 6% щелочей.
Между эффузивными и интрузивными траппами существует тесная комагматическая связь. Большинством исследователей сейчас выделяется четыре главные фазы траппового магматизма:
1) первая раннетриасовая, представленная тутончанским и чалбышевским интрузивными комплексами, синхронными образованию туфогенной толщи и нидымских лав;
2) вторая раннетриасовая с нормальными долеритами катангского и амовского комплексов, сопоставимыми с “сухими” кочечумскими лавами; с этой фазой связано внедрение не менее 90% объема всей трапповой магмы;
3) ранне-среднетриасовая, характеризующаяся формированием дифференцированных интрузивов курейского и кузьмовского комплексов;
4) среднетриасовая с дайками долеритов агатского и кирамкинского комплексов, прорывающих ямбуканские лавы. Интрузивные траппы Оленекского поднятия, образовались в раннем палеозое при первых проявлениях траппового магматизма на Сибирской платформе. По составу они во многом сходны с нормальными траппами Тунгусской синсклизы.
Наличие исландского шпата в Енисейско-Ленском междуречье стало известно в результате работ экспедиций С.Попова в 1794 г. и Р.Маака в 1853-1854 гг. на р. Вилюй и А.Л.Чекановского в 1873 г. на р. Нижнюю Тунгуску. Огромная площадь Сибирской провинции исландского шпата подразделяется на три района: Нижне-Тунгусский (Путоранский), Ангаро-Вилюйский (Катангский) и Оленекский, соответствующие региональным зонам траппового вулканизма. В первом районе месторождения исландского шпата локализованы в эффузивных базальтах, во втором - в вулканогенно-обломочных породах и интрузивных траппах, а в третьем - в карбонатных породах, пересеченных дайками траппов.
Нижне-Тунгусский (Путоранский) кальцитоносный район
Район охватывает бассейн среднего течения Нижней Тунгуски с ее крупными притоками-Кочечум, Нидым, Виви, Тутончана и верховьев Котуя, глубоко прорезающих лавовую толщу. Цеолит-кальцитовая минерализация и месторождения исландского шпата развиты главным образом в мандельштейнах и шаровых лавах нидымской свиты, группируясь в разобщенные кальцитоносные поля. В южной половине района, тяготеющей к долине р. Нижней Тунгуски и низовьям ее притоков, выделено десять полей: Алюнское (Нижне-Тунгусское), Тутончанское, Нидымское, Нидымкан-ское, Нижне-Тембенчинское, Средне-Тембенчинское, Туринское, Туру-Кочечумское, Ленко-Нэлгэкэгское и Кирямкинское. Северная часть района (выше полярного круга) изучена слабее, в ней намечается три кальцитоносных поля: Букан-Котуйканское, Чирин-динское и Агата-Северное. Наиболее интересны во всех отношениях Нидымское и Алюнское поля.
Нидымское кальцитоносное поле расположено на южной окраине лавовой толщи в среднем течении р. Нидым. В долине обнажены среднеобломочные агломератовые туфы и туфопесчаники нижнекорвунчанской свиты, на которых лежат семь базальтовых покровов нидымской свиты. Три нижних покрова мощностью от 10 до 30 м каждый выполняют мульдообразную впадину, вытянутую в субширотном направлении на 25-30 м, и слегка наклонены к ее центру. Между вторым и третьим покровами залегает прослой туфопесчаника и туфоалевролита мощностью до 3 м. Эта пачка лавовых покровов относится к нижненидымской под-свите и перекрыта мощным горизонтом (40—60, иногда до 80 м) пестроцветных туфоалевролитов и туфопесчаников, за которыми следуют четыре остальных базальтовых покрова, в среднем имеющие мощность по 20 м. В верховьях Нидыма и Хуроиконгды разрез венчается двумя лавовыми покровами кочечумской свиты, разделенными прослоем туфопесчаника.
Лавовые покровы нидымской свиты сложены темными столбчатыми базальтами с мощной верхней зоной манделыптейна (от 1 до 10-12 м) и нижней миндалекаменной или пористой зоной высотой от 10 до 50 см. В основании первого и третьего покровов, подстилающихся вулканогенными породами, встречаются линзы шаровых лав, которые.иногда прослеживаются на несколько километров, имеют мощность до 50 м и интенсивно минерализованы. В районе по аэромагнитным данным выделена крупная зона разлома, проходящая вдоль долины Нидыма, которая оперяется субмеридиональными сбрососдвигами и субширотными трещинами.
Большинство проявлений исландского шпата связано с шаровыми лавами третьего и реже первого покровов. Все они имеют в общем аналогичное строение. В качестве примера можно привести одну из минерализованных линз шаровых лав третьего покрова, выполняющую пологую депрессию субстрата протяженностью около 1,2 км.
У контакта с подстилающими туфоалевролитами шаровая лава сложена плотно упакованными базальтовыми “подушками” размером 1,5—2 м. Затем упаковка блоков постепенно разрежается, и они приобретают эллипсоидальную или сферическую форму. При этом у крупных сфероидов появляется бурая мандельштейновая корка, а мелкие (размером до 0,5-0,8 м в поперечнике) иногда нацело сложены мандельштейном. Межглыбовое пространство заполнено тахилитовой дресвой, сцементированной кальцитом и цеолитами (рис 1). Обломки тахилита имеют вогнуто-выпуклую форму и, очевидно, представляют собой разрушенные корки сфероидов. Особенно много дресвы содержится в верхней части линзы, где встречаются только редкие плоские глыбы мандельштейна. Выше шаровая лава сменяется плотным мандельштейном с крупными кальцитовыми миндалинами, за которым следует обычный мелкозернистый базальт.
Цеолит-кальцитовая минерализация особенно обильна в центральной части линзы шаровых лав на интервале около 300 м. Здесь была отмечена вертикальная зональность минерализации, фиксирующаяся по изменению состава цеолитов. Внизу шаровой лавы преобладает морденит, окаймляющий плотно упакованные базальтовые глыбы. Выше по разрезу в скоплениях дресвы появляются десмин и затем гейландит. В зоне перехода шаровой лавы в плотный мандельштейн морденит отсутствует или его очень мало. Кроме этих цеолитов, широко распространены апофиллит, томсонит, пренит, а также минералы группы монтмориллонита и гидрослюд (сапонит, селадонит и др.). Кальцит образует тонкие прожилки или встречается в гнездообразных скоплениях в меж-
 |
Рис. 1. Детали строения кальцитоносной шаровой лавы.
/—базальт; 2— туфопесчаник: 3— мелкообломочный минерализованный материал; 4 — прожилки и оторочки цеолитов; 5 — глина; 6 — исландский шпат
шаровом пространстве и в пустотах мандельштейна. Преобладают монокристальные или сдвойникованные выделения кальцита причудливой формы весом от 1—2 до 30 кг, ассоциирующиеся с морденитом и монтмориллонитом. Кристаллы пронизаны многочисленными иглами морденита и только в центре полупрозрачны или прозрачны. Для практических целей более интересен кальцит второй генерации, который сопровождается десмином и гейландитом и представлен хорошо образованными прозрачными скаленоэдри-ческими кристаллами со светло-желтой окраской.
Своеобразное строение имеет необычно мощная (40-50 м) линза шаровых лав, находящаяся вблизи устья р. Гутконгды. Ее нижняя часть почти не обнаруживает “подушечной” текстуры и сложена компактным базальтом с ксенолитами подстилающих туфов. Средняя часть линзы до высоты 20 м имеет ясно выраженную шаровую текстуру. Еще выше развиты уплощенные блоки пористого мандельштейна, разделенные сравнительно обширными участками дресвы. Местами эти блоки смыкаются, образуя внутрипокровную зону мандельштейна, богатую мелкими кальцитовыми миндалинами и короткими прожилками томсонита, анальцима, ломонтита и изредка кальцита.
Скопления исландского шпата встречаются в средней части линзы среди сильно минерализованной дресвы и обычно сопровождаются монтмориллонитом. В цементации дресвы участвуют также гейландит, ломонтит, апофиллит, морденит, томсонит, десмин, халцедон и минералы из групп хлорита и гидрослюд. Сложные сростки ромбоэдрических кристаллов исландского шпата отделены от дресвы оторочкой из мелкозернистого кальцита и халцедона или цеолитов. Хорошо ограненные кристаллы обычно имеют более высокое качество.
Алюнское кальцитоносное поле расположено в долине Нижней Тунгуски ниже р. Люлюикты. Серия лавовых покровов нидымской свиты выполняет здесь пологую депрессию в корвунчанских отложениях площадью около 1500 км2 . Два нижних покрова местами перемяты, остальные залегают почти горизонтально со слабым наклоном на северо-восток под углом 1-2°.
Лавовая толща разделена прослоями туфов и вулкано-осадочных пород на несколько пачек, каждая из которых состоит из одного-двух мощных и протяженных покровов и ряда тонких, быстро выклинивающихся покровов или потоков. В пределах кальцитоносного поля нижненидымская подсвита сложена четырьмя пачками покровов мощностью от 15-20 до 70-80 м. В основании ряда покровов встречаются линзы шаровых лав, протяженностью от нескольких десятков метров до 1-2 км и мощностью от 1 до 10-15 м. Выше следуют сравнительно однородные базальтовые покровы верхов нидымской свиты с выдержанными прослоями туфопесчаников. На плоских вершинах высоких водоразделов сохранились останцы мощного (50-60 м) базальтового покрова, относящегося к кочечумской свите. В районе фиксируются несколько широких зон разрывных нарушений северо-восточного, субширотного и северо-западного простирания, вдоль которых базальты иногда цеолитизированы и окремнены.
Скопления исландского шпата обнаружены в мандельштейнах и шаровых лавах. Наиболее интенсивная минерализация отмечается в маломощных покровах, подстилающих шаровые лавы покрова. Эти покровы в среднем имеют мощность по 2-3 м, которая иногда увеличивается до 10-15 м, и пологоволнистую бугорчатую или глыбовую поверхность. В основном они сложены миндалекаменным базальтом, а в местах выклинивания - сильно пористым мандельштейном. В прогибах кровли этой пачки залегают шаровые лавы, обычно подстилающиеся зеленоватым или красным обожженным туфопесчаником.
Наблюдается сравнительно много небольших линз шаровых лав длиной от 20 до 600 м и мощностью от 1,5 до 10 м. Лавы содержат от 30 до 70% дресвы, которой особенно много в верхних частях линз. Они обильно минерализованы кальцитом, мордени-том, гейланднтом, хлоритом, гидрослюдами и монтмориллонитом, реже халцедоном, анальцимом и апофиллитом, образующими многочисленные прожилки и гнездообразные бесформенные скопления. В гнездах, примыкающих к сфероидам миндалекаменного базальта, часто встречаются сростки крупных, частично ограненных кристаллов полупрозрачного кальцита, которые изобилуют
Рис. 2. Детали строения кальцитоносного покрова, залегающего под шаровой лавой.
/—шаровая лава; 2— базальт; 3— миндалекаменные базальты; 4— мандельштейн; 5 — прожилки цеолитов; 6 — халцедон; 7 — исландский шпат; 8 — трещины отдельности; 9— граница покровов
включениями морденита, сапонита и почти не представляют практического интереса.
Продуктивная часть минерализованной зоны ограничена мандельштейнами и миндалекаменными базальтами, находящимися непосредственно под шаровыми лавами. Богатая минерализация кальцитом и халцедоном отмечается среди глыбовых лав. В Алюнском поле известны также иные структурные типы кальцитовой минерализации. Так, скопления исландского шпата в скалах Суслова на правом берегу р. Нижней Тунгуски связаны с тонким горизонтом шаровой лавы в основании 5 базальтового покрова. В пределах этого горизонта типичная шаровая лава, сложенная мелкими сфероидами с дресвой, чередуются с участками недоразвитой подушечной текстуры. В таких местах крупные матрацевидные блоки миндалекаменного базальта соединены с вышележащим мандельштейном. Мощность шаровой лавы колеблется от 10—15 см до 2 м, в среднем 0,5 м.
Среди минерализованной дресвы часто встречаются небольшие неправильные или изометричные полости со сростками полупрозрачных скаленоэдрических кристаллов кальцита и исландского шпата размером до 15 см по длинной оси. Здесь широко распространены хлориты, монтмориллонит, палагонит и особенно морденит, который тесно ассоциируетсяс исландским шпатом и включен в его кристаллы.
Кальцитовая минерализация в мандельштейнах, не связанная с шаровыми лавами, наблюдается в тектонической зоне, наложенной на лавовые покровы низов нидымской свиты. Пачка, состоящая из 1, 2 и 3 покровов, наклонена на северо-запад под углом от 10 до 60° и пересечена вертикальными сбросами с амплитудой смещения блоков до 10-15 м. Минерализация развита в мандельштейнах 2 покрова, мощность которых в этом месте достигает 10 м, и в перекрывающем их покрове-сателлите, сложенном почти нацело мандельштейном.
Раздробленные мандельштейны с многочисленными миндалинами палагонита, кальцита и халцедона рассекаются жилами кальцита и цветного яшмовидного халцедона мощностью от 5 до 80 см. Такие же халцедоновые жилы были встречены в базальтах.
Кристаллы исландского шпата находятся в полостях у висячего бока жил яшмовидного голубовато-синего или кирпично-красного халцедона. Они интенсивно окрашены в желтый цвет и содержат включения пирита и халькопирита.
ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНАЯ ОБСТАНОВКА КАЛЬЦИТООБРАЗОВАНИЯ
Прежде всего необходимо отличать своеобразные вулкано-тектонические структуры месторождений в вулканических породах от тектоногенных структур телетермальных месторождений в известняках. В обоих случаях должны рассматриваться взаимосвязанные структуры разного порядка: кальцитоносных районов – полей - минерализованных тел - скоплений кристаллов исландского шпата. Два первых звена - это сравнительно крупные региональные структуры, которые в основном определяют размещение позже минерализованных горных пород; остальные представляют собой частные структуры локализации исландского шпата и сопутствующих ему гидротермальных минералов.
Частные структуры локализации отражают наиболее типичные черты месторождений оптического кальцита, формирующихся в условиях малых и очень малых глубин. Отсутствуют деформации, связанные со складчатостью. Основной структурный рисунок создается сложной системой разрывных нарушений или специфическими контракционными трещинами и первичной пористостью эффузивных и субвулканических пород. Трещины образуются в зоне легких статических нагрузок, где процессы растяжения преобладают над сжатием, характерно обилие открытых трещин отрыва и участков грубого дробления пород. Большую роль играют гравитационные деформации-структуры проседания и обрушения над свободными полостями самого различного размера и происхождения: от вулканических кальдер до карстовых пещер.
Интравулканические структуры месторождений и кальцитоносных тел в эффузивных породах определяются особенностями внутреннего строения пачек лавовых покровов, текстурой лав и наличием поздних разрывных нарушений. В соответствии с этим выделяются: 1) структуры контактов покровов, 2) протоэффузивные внутрипокровные структуры и 3)структуры постлавового дробления.
Эффузивные толщи сложены многими лавовыми покровами, которые непосредственно налегают друг на друга и местами переслаиваются пирокластическими, вулкано-терригенными и осадочными породами. Следовательно, излияния лав происходили почти непрерывно, чередуясь с более или менее длительными периодами вулканического покоя, эрозионных процессов и осадконакопления. Лавовые покровы имеют массивное, а также частично или полностью шаровое (подушечное) строение.
Наиболее распространены массивные лавовые покровы, состоящие из мелкозернистого базальта с пористой мандельштейновой зоной закалки вверху и внизу покрова. По относительному развитию этих зон различаются асиметрично-зональные, симетрично-зональные и неправельно-зональные (сложно-зональные) покровы. В подавляющем большинстве случаев верхняя зона мандельштейна в 10-15 раз мощнее нижней, что обусловливает асиметрично-зональное строение таких покровов. Обильно пористый мандельштейн постепенно, но на коротком расстоянии сменяется миндалекаменным базальтом с редким, но более крупными миндалинами и затем однородным базальтом. Изредка встречаются симетрично-зональные покровы, у которых мощности зон верхнего и нижнего мандельштейна примерно одинаковы. При этом нижний мандельштейн обычно отличается неравномерной пористостью, а также наличием трубчатых миндалин, и другими следамипрохождения газовых струй.
В нидымской свите Сибирской платформы средняя мощность массивных покровов равна 12-15 м, на долю верхней зоны мандельштейна приходиться от 0,1 до 2-3 м. Замечено, что соотношение между мощностью зон мандельштейна и базальта зависит от общей мощности покрова и тем больше, чем тоньше покров. Маломощные покровы местами сложены почти одним мандельштейном.
Механизм образования пористых зон хорошо изучен и заключается в дегазации застывающей лавы, вязкость которой увеличивается преждевсего в краевых, быстро охлаждающихся частях потока. В этом процессе кроме изначально растворенных газов иногда принимает участие внешняя вода, выпаренная лавой из влажного субстрата. Происхождение сложно-зональных покровов объясняется переслаиванием отдельных языков лавы вдоль фронта движущегося лавового потока.
Значительно сложнее строение лавовых покровов, имеющих участки шаровой или подушечной текстуры. Шаровые или, как их иногда называют “подушечные” лавы (pillowlavas) известны в вулканогенных формациях любого возраста: от докембрийского до современного.
Четкое определение дано Г.Стернсом: “Пиллоу лава состоит из сфероидальных иэлипсоидальных блоков, покрытых стекловатой оболочкой и обыкновенно отделенных друг от друга обломочно-стекловатым материалом”. К этому определению следует добавить следующие типичные черты шаровых лав, сформулированные И.Луисом: “Во многих случаях обломочный материал в межшаровых пространствах сцементирован в виде брекчий многочисленными вторичными минералами, среди которых доминируют хлориты, кальцит, кварц, агат вместе с эпидотом и разнообразными цеолитами. Промежутки между “подушками” бывают заполнены радиоляритом, яшмами, известняком, сланцем и более грубыми терригенными осадками, попавшими туда при внедрении лавы в глину или ил, а также вследствие более позднего отложения. Округлые блоки лавы часто вытянуты или уплощены, причем их оси расположены параллельно. В краях сфероидов и подушек обычно находятся пористая или вариоловая зона, а их центральная часть бывает сильно кавернозной или даже пустотелой”.
Происхождение шаровых лав объяснялось самыми различными причинами, но наиболее популярной и признанной большинством геологов, является точка зрения, признающая необходимость участия воды в процессе охлаждения лавы т.е. излияние лавы непосредственно под воду или ее внедрение в рыхлые, пропитанные влагой осадки. Эта точка зрения подтверждается частой ассоциацией шаровых лав с морскими или озерно-речными отложениями, а также образованием подушечных текстур при современных излияниях базальтовой лавы в море. Разногласия в представлениях о генезисе шаровых лав, вызваны главным образом неустановившейся терминологией.
Шаровые лавы Сибирской платформы, Тимана и Прибайкалья, образовавшиеся в континентальных условиях, обычно слагают нижние части некоторых мпокровов и сменяются массивными базальтами по вертикали и простиранию. В зоне перехода от шаровой к плотной лаве промежутки между сфероидами и”подушками” уменьшаются, и они постепенно сливаются в компактный мандельштейн. Выше покровы имеют обычное асимметрично-зональное строение с мощной зоной базальта и верхней зоной мандельштейна.
На Сибирской платформе шаровые лавы характерны только для нижней части разреза лавовой толщи – нижней подсвиты нидымской свиты. В самом низу этой подсвиты известны горизонты шаровых лав длиной до 10 км и мощностью от 10 до 40 м, а в верхах подсвиты представлены тонкими линзами мощностью от 0,5 до 2 м и протяженностью до 100 м.
Мощные тела шаровых лав расслоены. В их основании развиты крупные и плотно упакованные базальтовые подушки. Постепенно упаковка блоков разрежается, крупные сфероиды приобретают пористую корку, а мелкие целиком состоят из мандельштейна. Затем сфероиды снова смыкаются, и шаровая лава сменяется зоной сплошного мандельштейна. Промежутки между сфероидами заполнены рыхлым мелкообломочным материалом, представляющим собой разрушенные и минерализованные тахилитовые корки сфероидов.
Особенности залегания и внутреннего строения шаровых пород Сибирской платформы обусловлены излиянием лавовых потоков в мелководные озерно-речные бассейны, глубина которых, как правил, меньше мощности потока. Покровы целиком шарового строения формируются при подводных излияниях.
Сам процесс образования шаровой текстуры не совсем ясен и, вероятно, обусловлен способностью жидкой лавы, распадаться в водной среде в результате резкого охлаждения и продувания возникающим паром на отдельные круглые блоки, каждый из которых имеет собственную поверхность охлаждения.
Крупные блоки еще в пластичном состоянии сплющивались под действием силы тяжести, мелкие – сохраняли более равновесную, сферическую форму. Витрокластический межшаровой материал возникал за счет отслоения корок сфероидов по концентрическим трещинам отдельности и приобрел вид минерализованной дресвы при последующем гидротермальном изменении.
Несомненно, что внутреннее строение лавового покрова во многом зависит от состояния поверхности, на которую изливалась лава. Так, в случае инертного холодного субстрата формируются асимметрично-зональные покровы с относительно тонкой нижней зоной мандельштейна по сравнению с аналогичной верхней зоной. На влажном субстрате, вследствие быстрого двустороннего охлаждения и выделения пара, образуется симметричные покровы. При изобилии влаги, а также при высокой вязкости и сравнительно небольшой мощности лавы, покров может целиком слагаться сильно пористым мандельштейном иногда с внутренними изолированными блоками базальта. Попадая в депрессии субстрата, заполненные водой, лава становится подушечной или шаровой. При небольшой глубине водоемов шаровые лавы слагают только нижнюю часть покровов и в плане повторяют конфигурацию этих водоемов. Таким образом, можно говорить о фациях лавовых покровов в зависимости от среды их формирования, и в том числе о своеобразной лимнической фации шаровых лав.
Многие особенности строения лавовых покровов имеют существенное значение для локализации продуктов гидротермальной минерализации.
Список используемой литературы
1. Киевленко Е.Я. Геология и оценка месторождений исландского шпата.
Москва, “Недра”, 1974 г, стр. 160.
2. Скопышев А.В, Кукуй А.Л. Исландский шпат.
Ленинград, “Недра”, 1973 г, стр. 192.