Минеральные типы месторождений

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 мономинеральных 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-кальцитовый, 2) мономинеральный кальцитовый, 3) кальцит-кварцевый, 4) кварц-сульфидно-кальцитовый и 5) микроклин-кальцит-морионовый 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 сорта. 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 (Пелин-гичёй). 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 Исландский шпат представлен поздними (по­струдными) кристаллами сложного скаленоэдрического и призма­тического габитуса в ассоциации с низкотемпературным дипира-мидальным кварцем, апофиллитом, датолитом и ильваитом. 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 ранне протерозойского возраста, а также спилитами, известняками и сланцами среднего и 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. 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 кальци-тового 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 (вилюит), 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. 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-андрадит), 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 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 - метасоматический кальцит, гранат (андрадит-гроссуляр), 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.), иногда халцедон - жильный кальцит – крупнокристаллический кальцит (исландский шпат) – монтмориллонит. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ИСЛАНДСКОГО ШПАТА СССР 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 Се-веро-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 (Тунгусской структурно-вулканической зоны, по М. М. Одинцову, 1962), 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 терри-генные 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 пирокласти-ческие и переотложенные вулканогенно-осадочные отложения в различных частях синеклизы не всегда могут быть сопоста­влены. В настоящее время она разделяется на алюнскую, тутон-чанскую, 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, туфоадев-ролиты 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 (Лурье, Обручев, 1955), вблизи которых в агло-мератовых 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 туфо-алевролитов, чередующихся с прослоями пепловых туфов и туф-фнтов. Изредка встречаются линзы средне- и крупнообломочных туфов и единичные потоки базальта. Мощность свиты на крыльях синеклизы (рр. Учами, Тутончана, Ейка) 100—250 м, а в центре (пос. Бабкино) 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, кочечум-скую 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 северо­западной 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, туф-фитов и гравелитов. Н. В. Дреновым (1971 г.) нидымская свита расчленена на три подсвиты: нижненидымскую—интенсивно ми­нерализованных лав, кандаканскую—туфолавовую и унтуун-скую—похожую на нижненидымскую, но минерализованную гораздо слабее. Общая мощность свиты 300—500 м. За границей Туринской впадины нидымские лавы фациально замещаются туфогенными породами верхнекорвунчанской свиты.
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. На севере синеклизы низам кочечумской свиты, вероятно, соответствует аянская, а верхам—хоннамакитская свита, по Я. И. Полькину.
Разрез лавовой толщи в центре синеклизы в междуречье Виви—Ямбукан—Тембенчи венчается ямбуканской свитой, ' В петрографической литературе термин “мандельштейн” и “миндалекамен-ный базальт” обычно являются синонимами. Мы считаем целесообразным отличать базальты с типичной пойкилоофитово-интерсертальной структурой и сравни­тельно редкими миндалинами от шлаковидных витробазальтов с многочислен­ными миндалинами, именуя первые “миндалекаменными базальтами”, а вторые “мандельштейнами”. состоящей из мелкозернистых порфировидных базальтов и анаме-зитов, 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, жило-образные тела, штоки, хонолиты и т. п. При этом крупные пласто-образные тела долеритов характерны для слоистых палеозойских пород, а в неоднородных туфах встречаются главным образом дейкн, жилы и интрузивы центрального типа. Н. Н. Урванцевым и др. (1972) породы трапповой формации расчленены на восемь петрохимических рядов: известково-щелоч-ной, щслочно-известковый, субщелочной, известково-железистый, нзвестково-глиноземистый, субкислый, субмагнезиальный и магне­зиальный. Наиболее широко распространен известково-щелочной ряд, представленный нормальными (по В. С. Соболеву, 1936) ба­зальта ми и долеритами с пойкилоофитово-интерсертальной и пой-килоофитовой структурами, содержащими 48—49% кремнезема и не более 3% щелочей. Интересующий нас район развития месторождений исландского шпата относится к выделенной В. Л. Масайтисом (1964) 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 (Лебедев, 1957; Дмитриев, 1963; Юдина, 1965 и др.). 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 (Урванцев и др., 1972). Большин­ством исследователей сейчас выделяется четыре главные фазы траппового магматизма: 1) первая раннетриасовая, представленная тутончанским и чал-бышевским интрузивными комплексами, синхронными образова­нию туфогенной толщи и нидымских лав; 2) вторая раннетриасовая с нормальными долеритами катанг-ского и амовского комплексов, сопоставимыми с “сухими” коче-чумскими 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) срсднетриасовая с дайками долеритов агатского и кирам-кинского комплексов, прорывающих ямбуканские лавы. Интрузив-ные траппы Оленекского поднятия, по мнению Б. Н. Леонова и Н. II. Гогиной (1968), образовались в раннем палеозое при пер­вых проявлениях траппового магматизма на Сибирской платформе. По составу они во многом сходны с нормальными траппами Тун­гусской синсклизы. В настоящее время известны данные по абсолютному возрасту траппоз, иногда очень интересные и неожиданные. Так, по радио­логическим определениям калий-аргоновым методом (Кузнецов и др., 1969), нормальные, палагонитовые и толеитовые долериты пластовых интрузий и крупных даек имеют возраст 250— 350 млн. лет, что соответствует поздней перми—раннему триасу, а мелкие секущие тела толеитовых, миндалекаменных, палагонито-вых и анальцимсодержащих траппов образовались 188— 70,5 млн. лет назад, т. е. в позднеюрское—раннемеловое время. 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. Однако в связи с трудной до­ступностью месторождения начали изучаться только в двадцатых годах текущего столетия и вскоре приобрели большое практическое значение. Огромная площадь Сибирской провинции исландского шпата подразделяется на три района: Нижне-Тунгусский (Путо-ранский), 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 снния и кембрия, пересеченных дайками траппов.
7. 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: Алюн-ское (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 (рис. 1).
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 сбросо-сдвигами 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 упаковк-а 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. 2). 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- д.д.д.д.д.д“д .а .д.д.д.д.д.Д'д .^.л.л.д.а.л-^ О 1 2 3 ^м ЕЗ/ ЕЛЬ ЕШЗз Г^Ъ Е^Ь ГП/7 Рис. 2. Детали строения кальцитопосиой шаровой лавы. По Д. А. Золо­тареву (1962 г.) /—базальт; 2—туфопесчаник: 3—мелкообломочный минерализованный материал; 4 — прожилки и оторочки цеолитов; 5 — глина; 6 — исландский шсат шаровом пространстве и в пустотах мандельштейна. Преобладают монокристальные или сдвойникованные выделения кальцита при­чудливой формы весом от 1—2 до 30 кг, ассоциирующиеся с мор-денитом 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 выражен- ную шаровую текстуру. Еще выше развиты уплощенные блоки пористого мандельштейна, разделенные сравнительно обширными участками дресвы. Местами эти блоки смыкаются, образуя внутрй-покровную 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, дес-мин, 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-осадоч-ных 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 2, 2-а, 3, 3-а, З-б и 5-го покровов. Наиболее ин­тенсивная минерализация отмечается в маломощных покровах 3-а и З-б, подстилающих шаровые лавы покрова 4. 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 мандельштей-ном. В прогибах кровли этой пачки залегают шаровые лавы круп­ного 4 покрова, обычно подстилающиеся зеленоватым или крас­ным обожженным туфопесчаником. „^^лскЛ Горяыд~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
О 1 2 5м ^_]2 1уу1.? [еЦ], \Ж}б [Ж\8 Б^ Рис. 3. Детали строения кальцитоносного покрова, залегающего под шаро­вой лавой. По Г. К. Кручининои (1967 г.)
/—шаровая лава; 2—базальт; 3—миндалекаменные базальты; 4—мандельштейн; Ч — 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 ман-дельштейнами и миндалекаменными базальтами покровов 3-а и З-б, находящимися непосредственно под шаровыми лавами. Здесь наблюдаются радиальные—клиновидные и пологие зияю­щие трещины, а также сводовидные полости, стенки которых по­крыты натечным и игольчатым халцедоном, иногда морденитом и сапонитом. Центральная часть полостей занята скаленоэдриче-скими кристаллами исландского шпата. Таких трещин особенно много в местах воздымания покровов и на крутых крыльях лаво­вых куполов (рис. 3). Богатая минерализация кальцитом и хал­цедоном отмечается среди глыбовых лав. В Алюнском поле из­вестны также иные структурные типы кальцитовой минерализа- ции. Так, скопления исландского шпата о '^Ч: о > ^ .в скалах Суслова на правом берегу >(^\> о -г р. Нижней Тунгуски связаны с тонким ~тЧ 2 горизонтом шаровой лавы в основании ° А^ 0> 5 базальтового покрова. В пределах >'Я\ о этого горизонта типичная шаровая лава, ^ 1 вой, чередуются с участками недораз- Ц^ д витой подушечной текстуры. В таких > „/л ^' -^ 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 > )°^ ° " ^-" (рис. 4). 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. °^>^^\\• о ГП ^ Здесь широко распространены хлориты, ^ ^ морденит, который тесно ассоциируется о > оУ >о 1--- -• с исландским шпатом и включен в его (§\ /(: ГЗ | кристаллы. > ^у- ° > \ ^ Б. Кальцитовая минерализация в ман- °^$^' и дельштейнах, не связанная с шаровыми У)*'^0)-'^0 г?1 ^ лавами, наблюдается в тектонической зоне, наложенной на лавовые покровы низов нидымской свиты. Пачка, состоя­щая из 1, 2 и 3 покровов, наклонена на ^.^О^Д СЯ ^ северо-запад под углом от 10 до 60° и >|о ( \°°>\ ••= дельштейнах 2 пбкрова, мощность кото- >Лм?т^' ^^~ ^ рых в этом месте достигает 10 м, и в пе- ^^^"^ ° --I рекрывающем их покрове-сателлите 2а, ^^^^ > РП р сложенном почти нацело мандельштей- •>А^'У,^'\| ^ ном. Раздробленные мандельштейны с многочисленными миндалинами палаго-нита, кальцита и халцедона рассекают- М7?^^?^ > ё ся жилами кальцита и цветного яшмо- ' ' ^ \ °' видного халцедона мощностью от 5 до 80 см. Такие же халцедоновые жилы были встречены в базальтах покрова 2а. ^^^^Го 1 ^ 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.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ В результате проведенного исследования выявлены главные закономерности формирования и размещения месторождений ис­ландского шпата, которые необходимо учитывать при поисковых и разведочных работах. Месторождения исландского шпата тесно связаны с вулканиче­скими базальтоидными формациями стабилизированных областей континентальной земной коры, испытавших тектоно-магматическую активизацию. Они имеют поствулканическое гидротермальное про­исхождение и локализуются как непосредственно в вулканитах, так и в толщах карбонатных пород, подстилающих эффузивы. В соответствии с геотектонической обстановкой различаются про­винции исландского шпата древних платформ с проявлением трап-пового магматизма, областей завершенной складчатости с прояв­лением позднего (посторогенного) андезито-базальтового вулка­низма и областей автономной .тектоно-магматической активизацией с проявлением трахибазальтового вулканизма. Структуры вулканических кальцитоносных районов обуслов­лены сочетанием глубинных разломов, выводивших к поверхности базальтовую магму, с впадинами грабен-синклинального типа, а также с котловинами и мульдами более высокого порядка, за­полненными расслоенными лавовыми покровами. Месторождения исландского шпата в эффузивах контролируются неровными по­верхностями контактов шаровых лав с массивными лавами “пехой-хой”, контракционными трещинами радиальной и сводовой от­дельности лавовых куполов, первичными газовыми пустотами, полостями вытекания лавы, трещинами проседания и тому подоб­ными интраэффузивными структурами, сочетающимися с более поздними разрывными нарушениями. Различаются два геолого-структурных типа месторождений: связанные с шаровыми лавами и позднего дробления лавовых покровов. Структуры кальцитоносных полей в туфах определяются осо­бенностями строения надочаговых вулканических зон: наличием полно или частично развитых кальдер проседания и куполо-гор-стов. Месторождения исландского шпата контролируются интра-вулканическими структурами кальдерных разрывов и блоковых перемещений в пределах жерловых и прижерловых зон. Скопле- 148 нпя исландского шпата локализованы в подновленных протоинтру-зивных трещинах сводовой и радиальной отдельности в апикаль­ных частях субвулканических тел долеритов или в зонах дробле­ния трапповых даек и туфов прожерловых фаций. Различаются субвулканические месторождения, характерные для кальдер, и зоны дробления туфов на крыльях куполов и куполо-горстов. Размещение телетермальных месторождений исландского шпата в карбонатных породах определяется глыбовыми дислокациями сбросо-взбросового, сбросо-сдвигового или надвигового типа. Круп­ные разрывные нарушения кальцитоносных полей оперяются зо­нами дробления, рассланцевания и трещиноватости, вмещающими кальцитовые тела. Скопления исландского шпата связаны с тек-тоногенными полостями кальцитовых жил и зон дробления, а также с минерализованными пустотами древнего карста и поло­стями опережающего гидротермального растворения в зонах рас­сланцевания карбонатных пород. Различаются два геолого-струк­турных типа месторождений: зон дробления и трещиноватости из­вестняков и карстовых полостей. Вещественный состав вулканических месторождений исланд­ского шпата представлен разнообразными минеральными видами, а телетермальных месторождений — очень простой, практически мономннерально кальцитовый. Исходя из последовательности об­разования минеральных парагенезисов поствулканический гидро-термальный процесс разделяется на три главных стадии: скарно-вую (гранат-магнетитовую), карбонатную (сульфидно- и кремни­сто-карбонатную) и цеолит-кальцитовую. Исландский шпат кри­сталлизовался из концентрированных бикарбонатно-хлоридных натриево-кальциевых растворов при температурах в среднем от 150 до 50° С и давлениях, не превышавших нескольких десятков атмосфер. На фоне эволюционного снижения температуры и давле­ния отмечались флуктуации термодинамических параметров мине-ралообразующей среды в результате повторного раскрытия или возникновения новых трещин.
Гидротермальные растворы имели смешанное ювенильно-вадоз-ное происхождение и по мере продвижения к дневной поверхности изменяли состав и концентрацию растворенных компонентов. Глав­ные стадии минералообразования соответствуют трем основным термодинамическим фациям: субвулканической зоне существова­ния перегретых растворов, имевших многокомпонентный сернисто-хлоридно-углекислый состав, зоне выкипания этих растворов и приповерхностной зоне циркуляции охлажденных тепловодных рас­творов простого бикарбонатно-хлоридного натриево-кальциевого состава. Цеолит-кальцитовая минерализация осуществлялась под воздействием охлажденных растворов. Порядок выделения цеоли­тов и кальцита регулировался процессами взаимообмена натрием и кальцием между раствором и боковой породой. Исландский шпат кристаллизовался в свободных полостях в условиях открытой системы при избытке иона кальция и сравнительном дефиците
бикарбонат-иона. Основным стимулом кристаллизации являлось спокойное удаление углекислоты из раствора, что сдвигало карбо­натное равновесие системы в сторону образования труднораство-римого кальцита. • Телетермальные месторождения формировались, как правило, в одну стадию из горячих вод простого кальциево-натриевого хло-ридного состава, обогащавшихся бикарбонат-ионом за счет раст­ворения боковых карбонатных пород. Месторождения исландского шпата характеризуются крайне неравномерным гнездовым распределением полезного ископаемого, что сильно затрудняет их разведку и оценку запасов в недрах. В основу рекомендуемого геологоразведочного процесса положена группировка промышленных месторождений в зависимости от раз­меров минерализованных тел, их морфологии и особенностей рас­пределения кальцитоносных гнезд. Крупные минерализованные тела I группы жильной, линзовид-ной и сложной формы с многочисленными кальцитоносными гнездами оконтуриваются с поверхности канавами, а на глубине буровыми скважинами и опробуются рядом карьеров или траншей, обеспечивающих отбор представительных валовых проб. Средние и небольшие минерализованные тела II группы со многими каль­цитоносными гнездами опробуются одним или двумя карьерами, вскрывающими всю или большую часть их выхода на поверхность. Кальцитоносность полей мелких разобщенных минерализованных тел III группы с одиночными гнездами выясняется путем полной отработки ряда наиболее типичных жил или карстовых полостей. Запасы оптического кальцита месторождений I группы подсчи­тываются по методу геологических или эксплуатационных блоков, а месторождений II и III—своеобразными геолого-статистиче­скими методами (комбинированными и полной геологической ана­логии).