Файл: Киевленко, Е. Я. Геология и оценка месторождений исландского шпата.pdf

тел и места скопления исландского шпата определяются глав­ ным образом протоинтрузивными структурами куполов: поднов­ ленными трещинами сводовой и. радиальной отдельности (Джекиндинское и Мархаинское месторождения). Второй подтип пред­ ставлен линейными протяженными зонами дробления центральных и иногда приконтактовых частей мощных трапповых даек. Внут­ реннее строение зон преимущественно крупноглыбовое, благодаря наложению подвижек на долериты с хорошо выраженной призма­ тической контракционной отдельностью. Кальцитоносные полости локализованы в межглыбовых пустотах и среди крупных кальцитовых жил, иногда развитых в зонах дробления. Для этого под­ типа типично месторождение в Люку-Мункамбинском кальцито­ носном поле.

Месторождения в зонах дробления туфов (илимпейский тип) обычны для жерловых-прижерловых зон, находящихся главным образом на крыльях положительных вулканических форм — купо­ лов и куполо-горстов. Они связаны со структурами блоковых пе­ ремещений, сопровождавшихся линейными, реже изометричными зонами дробления плотных вулканогенных обломочных пород. Ин­ тенсивность дробления и минерализации неравномерна. Скопления исландского шпата тяготеют к участкам крупноглыбового дробле­ ния. Такие месторождения широко известны в бассейнах рек Илимпеи, Чуни и некоторых других притоков Нижней и Подкамен­ ной Тунгусок.

Структуры локализации телетермальных месторождений

Телетермальные месторождения исландского шпата известны во многих районах СССР. Одни из них имеют явную простран- ственно-парагенетическую связь с вулканогенными комплексами горных пород (Оленекский кальцитоносный район Сибирской про­ винции, Гадрутское кальцитоносное поле на Малом Кавказе, Гор­ ный Крым) и могут быть отнесены к классу телетермальных ме­ сторождений, переходных к вулканогенным, по В. П. Федорчуку (1968). Для других месторождений такая связь более или менее очевидна (Тува, Присаянье, Джамбашское поле в Центральном Казахстане), а для третьих — не ясна и может только предпола­ гаться (Южный Тянь-Шань, Северный Кавказ, Иджеванский каль­ цитоносный район на Малом Кавказе). Все они довольно однооб­ разны по своим геологическим структурам.

Региональная геотектоническая обстановка кальцитообразования обусловлена глыбовыми или складчато-глыбовыми дислокаци­ ями сравнительно консолидированных участков земной коры: геосинклинальных областей, завершивших складчатый этап развития, и активизированных платформ. Кальцитоносные районы с телетермальной минерализацией характеризуются, как правило, режимом интенсивных тектонических движений.

105

Тектоногенные структуры кальцитоносных районов определя­ ются наличием многих разрывных нарушений и сбросо-взбросовых, иногда надвиговых перемещений крупных блоков горных пород. Разрывы накладываются на спокойно залегающие горные породы, а в подвижных поясах на сложно дислоцированные складчатые толщи. Они пересекают мощные толщи и отдельные пачки карбо­ натных пород, в которых развиваются разрывные деформации бо­ лее высоких порядков, контролирующие размещение кальцитонос­ ных полей и месторождений исландского шпата.

Главные разрывы кальцитоносных полей представляют собой довольно крупные нарушения сбросо-взбросового и сбросо-сдвиго­ вого типа, которые нередко прослеживаются на многие километры и имеют амплитуду смещения от нескольких сотен до первых де­ сятков метров. Так, например, Адырбутский сброс на Сангиленском нагорье в Туве, оперяющий региональный Нарынский разлом, смещает блоки мраморизованных известняков чартисской свиты протерозоя на 200 м и более по вертикали на расстоянии около 20 км. Богочулпекское и Кумунгурское кальцитоносные поля Пскем-Угамского кальцитоносного района (Южный Тянь-Шань) контролируются Шаркрамииским и Пиазлыкским разрывами, по которым массивные визейские известняки надвинуты на тонкосло­ истые известняки джегергенской свиты и туфопесчаники свиты Уя намюрского яруса нижнего карбона. К структурам того же порядка относятся серия сбросо-сдвигов Маргузорского кальцитоносного поля, сопрягающихся с крупным Чаррогинским надвигом (Зерав- шано-Гиссарский кальцитоносный район Южного Тянь-Шаня), «Главный шпатовый обрыв» Чалыкского поля на Северном Кав­ казе, два сброса титонских известняков на северо-западном крыле Гадрутской синклинали (Малый Кавказ) и т. д.

Перечисленные и аналогичные разрывные нарушения других кальцитоносных полей сопровождаются крупными трещинами опе­ рения с участками дробления и мелкой трещиноватости известня­ ков и иногда узкими зонами рассланцевания. Эти структуры в ос­ новном определяют локализацию кальцитоносных тел.

Наиболее распространенным структурным типом телетермальных месторождений являются минерализованные зоны дробления карбонатных пород, которые известны почти во всех кальцитонос­ ных районах. Они имеют много общего с рассмотренными выше зонами дробления вулканогенно-обломочных пород. Дробление раз­ вивается вдоль сопряженных трещин скола двух-трех систем:*од­ ной-двух крутых и одной пологой. В зонах сравнительно изометричной формы эти трещины развиты в равной мере, в вытянутых зонах — одна из систем преобладает.

Зоны дробления порой достигают больших размеров. На Север­ ном участке Адырбутского кальцитоносного поля в Туве полоса раздробленных и трещиноватых известняков ширимой от 5 до 60 м прослежена на 1,4 км. На Центральном участке этого поля поло­ гая зона дробления имеет длину 170 м и мощность около 30 м. Од­

106

нако обычно длина таких зон не превышает 50—80 м, а их мощ­ ность 15—30 м.

Границы зон, как правило, нечеткие, так как интенсивно раз­ дробленные горные породы постепенно сменяются вначале сильно, а затем слабо трещиноватыми. Иногда зоны с одной или с двух сторон резко ограничены плоскостями сравнительно крупных раз­

кальцитоносных полях распространены кальцитовые жилы — про­ тяженные в раскрытых трещинах скола и короткие неправильные 'или линзовидные в трещинах отрыва. Крупные жилы первого типа достигают 100—150 м в длину при мощности от 2 до 6 м (Хусынгольское кальцитоносное поле в Туве и др.). Мелкие тела второго типа длиной по 5—10 м широко известны на Северном Кавказе, в Горном Крыму, Южном Тянь-Шане, Прибайкалье.

Гораздо реже встречаются узкие, обычно крутые зоны рассланцевания, в которых карбонатные породы иссечены сближенными многочисленными трещинами скола преимущественно одного на­ правления. Такие зоны фиксируются главным образом в местах флексурного перегиба пачек известняков, представляющих собой недоразвитые сбросо-сдвиговые нарушения.

Структуры локализации скоплений исландского шпата телетермальных месторождений впервые рассмотрены Н. П. Ермако­ вым (1945) на примере кальцитоносных полей Южного ТяньШаня. Им были выделены четыре главных типа кальцитоносных пустот: 1) расщепление полости трещин разрыва, 2) карстовые пе­ щеры, 3) каверны гидротермального растворения известняков в пе­ ресечениях трещин и 4) гнезда в зонах разломов и грубого раз­ дробления пород. Ввиду структурного однообразия телетермальных месторождений эта классификация оказалась справедливой для всех кальцитоносных районов, и ее следует только несколько расширить и детализировать.

Кальцитоносные полости телетермальных месторождений имеют различное происхождение. Среди них следует различать тектоногенные полости кальцитовых жил и зон дробления, минерализован­ ные пустоты древнего карста и полигенные полости гидротермаль­

Для кальцитовых жил наиболее типичны внутренние остаточ­ ные полости, которые чаще всего встречаются в расширениях (раз­ дувах) жил. Протяженные жилы выполнения сколовых трещин не­ редко также содержат кальцитоносные полости в местах ответ­ вления апофиз. Кроме того, необходимо отметить так называемые минерализованные трещины, стенки которых покрыты шестоватым (гребенчатым) или друзовидным кальцитом, а центральная часть сохраняется полой почти на всю их длину.

107

В минерализованных зонах дробления в соответствии с их внут­ ренним строением известно несколько видов кальцитоносных поло­ стей. Это, во-первых, клиновидные полости участков крупноглы­ бового дробления на стыках нескольких раздвинутых глыб, а также полости кальцитовых жил, ограничивающих зоны дробления, и кальцито-известняковых брекчий. В последнем случае сместивши­ еся и разобщенные обломки известняков цементируются сложной системой пересекающихся кальцитовых жил.

а

Ш в W f a г?сь

Рис. 27. Структуры локализации скоплений исландского шпата телетермальных месторождений в карбонатных породах:

дувах кальцитовых жил, по Н. И. Ильину (1957 г.)

1 — известняки; 2 — песчанистый рассланцованный известняк; 3 — гидротермально измененный

чано-глинистый материал; 9 —вязкие тонкие глины

Полигенные полости зон рассланцевания и трещиноватости об­ разуются в результате опережающего растворения стенок трещин карбонатных пород ранними порциями гидротермальных раство­ ров. Чаще всего они расположены на пересечении маломощных кальцитовых жил или минерализованных трещин (Чалыкское каль­ цитоносное поле на Северном Кавказе и др.) и имеют неправиль­ ную или грубоизометричную форму со сглаженными очертаниями

108

и короткими ответвлениями. В зонах рассланцевания возникают

носного поля в Туве). При интенсивном растворении рассланцованных известняков формируются сложные многокамерные поло­ сти с неоднократно обрушенной кровлей над развивающимся сво­ бодным пространством.

Минерализованными могут быть также пустоты древнего кар­ ста известняков, образованные циркуляцией вадозных вод. Мор­ фологически они представлены крупными карстовыми воронками, трубообразными пещерами и небольшими пещерами — нишами. Карстовые воронки в плане изометрично округлые или несколько сплюснутые с наклоненной, реже вертикальной осью. Их размеры в горизонтальном сечении в среднем равны 30—40x15—25 м (Джамбаш в Центральном Казахстане, Богучулпекское кальцито­ носное поле Южного Тянь-Шаня, Малые Углы в Присаянье). Са­ мая крупная кальцитоносная воронка в урочище Кольтор (ЮжноСонкульское поле Южного Тянь-Шаня) в плане имеет дугообраз­ ную форму, длину 150 м, ширину около 30 м и выклинивается на глубине около 80—100 м. В донной части и в лежачем боку круп­ ных воронок всегда развита брекчия обрушения.

Трубо- и нишеобразные минерализованные пещеры обычно не­ велики, хотя некоторые из них, например, Джуикамбарская пещера в верховьях р. Магиан (Зеравшано-Гиссарский кальцитоносный район), прослежены на несколько десятков метров.

Телетермальные месторождения исландского шпата в зависи­ мости от их морфологических особенностей и генезиса кальцито­ носных полостей принято относить к трем типам: кальцитовых жил, минерализованных зон дробления и карстовых пустот (Киевленко, Андрусенко, 1957; Гудков, Киевленко и Кондрашев, 1963). Ниже предлагается более полная геолого-структурная классификация. Вы­ деляются два главных структурных типа месторождений: зон дро­ бления и трещиноватости известняков и карстовых пустот (табл. 5),

Первый тип объединяет кальцитоносные тела, структура кото­ рых в основном обусловлена тектоническими причинами. Широко распространены минерализованные зоны дробления карбонатных пород (первый подтипj или кальцитовые жилы выполнения трещин скола и отрыва (второй подтип), оперяющие более крупные раз­ рывные нарушения сбросо-взбросовых и надвиговых перемещений. Структуры локализации скоплений исландского шпата также имеют тектоническую природу и возникают в процессе дробления горных пород и раскрытия трещин. Тектоиогенные месторождения характерны для всех телетермальных кальцитоносных провинций. Наиболее крупные их представители в СССР известны на Сангиленском нагорье в Туве.

Тектоно-карстовые месторождения являются комбинирован­ ными, сочетающими тектоиогенные (разрывные) раствороподводя­ щие структуры с дорудными или внутрирудными полостями

109