бесплатно рефераты скачать
  RSS    

Меню

Быстрый поиск

бесплатно рефераты скачать

бесплатно рефераты скачатьКурсовая: Минеральные типы месторождений

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-

Курсовая: Минеральные типы месторождений

д.д.д.д.д.д“д .а .д.д.д.д.д.Д'д .^.л.л.д.а.л-^

О 1 2 3

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~<^д^

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

Курсовая: Минеральные типы месторождений

О 1 2

^_]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 > ^

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<^ ю-сложенная мелкими сфероидами с дрес- ^-^И'-0

> 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, ^<\^ 2-монтмориллонит,

палагонит и особенно Ч^^^ > ^ 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 (<^^> <'-1

'| пересечена вертикальными сбросами с /'^Т^Ж/^! ^ амплитудой смещения

блоков до 10— ^у^—^ г^\ 1 15 м. Минерализация развита в ман-

^'<^.г^^о|э> \°°>\ ••=

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,^'\< о |>| ^ 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).

Страницы: 1, 2


Новости

Быстрый поиск

Группа вКонтакте: новости

Пока нет

Новости в Twitter и Facebook

  бесплатно рефераты скачать              бесплатно рефераты скачать

Новости

бесплатно рефераты скачать

© 2010.