бесплатно рефераты скачать
  RSS    

Меню

Быстрый поиск

бесплатно рефераты скачать

бесплатно рефераты скачатьКурсовая: Проявление исландского шпата в шаровых лавах трапповой формации

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-

Курсовая: Проявление исландского шпата в шаровых лавах трапповой формации

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

Курсовая: Проявление исландского шпата в шаровых лавах трапповой формации

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 ассоциируется с 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 следами прохождения 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

(pillow lavas) 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.

Страницы: 1, 2, 3


Новости

Быстрый поиск

Группа вКонтакте: новости

Пока нет

Новости в Twitter и Facebook

  бесплатно рефераты скачать              бесплатно рефераты скачать

Новости

бесплатно рефераты скачать

© 2010.