Файл: Киевленко, Е. Я. Геология и оценка месторождений исландского шпата.pdf
ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 21.10.2024
Просмотров: 53
Скачиваний: 0
Вмещающие породы около кальцитоносных тел изменены мало. Они местами перекристаллизированы, иногда ожелезнены и пере сечены тонкими прожилками мелкозернистого кальцита. Однако в зонах рассланцевания и дробления, а также в брекчиях обруше ния в донной части карстовых воронок некоторые трещиноватые обломки карбонатных пород подверглись частичному или полному разложению. В результате интенсивного выщелачивания известняк превращен в рыхлую желто-бурую или пестроцветную песчано-гли нистую известковистую массу. Интересно, что в этих случаях жиль ный зернистый кальцит, как правило, отсутствует, и на известняк непосредственно нарастают шестоватые агрегаты или друзы про зрачных кристаллов кальцита.
Гнездовые глины распространены очень широко и имеют раз личное происхождение. Одни из них образовались на месте путем гидротермального выщелачивания известняков и освобождения их мергелистой составляющей. Такие глины или суглинки обычно имеют желтовато-бурую или пеструю пятнистую окраску и содер жат зерна акцессорных минералов исходных известняков: кварца, графита, магнетита, слюды, сфена, апатита (Тува), турмалина, ильменита, гематита, пироксена (Присаянье) и др. Состав глин сложный — метагаллуазит-каолинит-ыонтмориллонитовый, монтмо- риллонит-гидрослюдистый и т. п.
Красные вязкие и тонкоотмученные глины привнесены в полости потоками растворов. Мельчайшие глинистые частицы нередко включены в кристаллы кальцита, иногда делая их совершенно непрозрачными (Богучулпек в Южном Тянь-Шане, Байдарские ворота в Крыму и др.). Красные глины продолжали накапли ваться и после окончания кристаллизации исландского шпата, кон сервируя ранее образованные кристаллы и их обломки.
Верхняя часть крупных карстовых воронок (Кольтор, Богучул пек) бывает заполнена современными грубыми слоистыми глинами, и суглинками, отложенными атмосферными водами.
Кальцит на некоторых месторождениях представлен двумя гене рациями: 1) мелко- и среднезернистой непрозрачной разностью и 2) сростками полупрозрачных и частично прозрачных крупных кри сталлов (Южный Тянь-Шань, Северный Кавказ, Малый Кавказ и др.). Нередко присутствует только полупрозрачный и прозрачный кальцит в виде агрегатов параллельно ориентированных шестоватых и столбчатых кристаллов с разросшимися головками в поло стях (Тува, Цакури на Малом Кавказе) или скоплений средне- и крупнокристаллических агрегатов (Джамбаш, Прибалхашье) и друз хорошо ограненных кристаллов (Мало-Углинское, Присаянье и др.).
3.Стадийность минералообразования
Впроцессе минерализации вулканических основных пород про исходила неоднократная смена парагенетических групп минералов,
свидетельствующая о периодическом изменении физико-химических условий минералообразования. Взяв за основу самые сложные по вещественному составу месторождения в интрузивных траппах и учитывая последовательность образования минеральных парагене зисов, можно наметить три главных стадии гидротермального про цесса: 1) скарновую (гранат-магнетитовую), 2) карбонатную (сульфидно-карбонатную или кремнисто-карбонатную), 3) цеолиткальцитовую. Продуктивна на исландский шпат только третья низ котемпературная стадия.
Наиболее ранняя скарновая (гранат-магнетитовая) стадия ха рактеризуется интенсивным метасоматозом туфов и туфопесчаников, реже долеритов. Основные процессы заключались в карбона тизации пеплового цемента туфогенных пород или стекловатого мезостазиса траппов и в образовании граната переменного гроссу- ляр-андрадитового состава. Пироксены долеритов — пижонит или авгит перекристаллизовывались и замещались диопсидом и салитом. Затем следовали магнетитовое оруденение и хлоритизация уже сформированных кальцит-гранатовых, пироксен-гранатовых и других скарноидных пород.
Химизм стадии скарнообразования характеризуется привносом кальция, железа и углекислоты и выносом части кремнезема; гли нозем мало подвижен. К концу метасоматического процесса повы шалась активность щелочей. Так, В. В. Юдиной (1965) среди пироксенов в аподолеритовых скарнах р. Большой Ботуобии отме чено появление щелочного фоссаита и эгирин-авгита. Типоморфными химическими элементами минерального вещества этой стадии являются железо' и магний, концентрирующиеся в магнетите. Из редких и рассеянных элементов следует указать на галлий и бе риллий в вилюите, а также на скандий и цирконий в гранате.
Карбонатная стадия минерализации также максимально прояв лена в туфогенных породах. Туфы и долериты интенсивно карбонатизированы, иногда до полного замещения мелкозернистым до- ломит-кальцитовым агрегатом, очень похожим на обычный извест няк. В результате разложения породообразующих силикатов высвобождался кремнезем, который затем выделялся в виде про жилков и стяжений халцедона и кварца. С этой стадией связаны слабое сульфидное оруденение (пирит, халькопирит, изредка гале нит), а также кристаллизация небольших количеств апатита, флюо рита, целестин-барита и в конце процесса карбонатизации — неко торых цеолитов (натролита и томсонита).
По своему химизму карбонатная стадия может рассматри ваться как дальнейшее развитие процесса кальциевого метасома тоза в условиях непрерывного привноси кальция и усиления роли углекислоты. В ходе карбонатизации из горных пород практиче ски полностью выносятся глинозем, кремнезем и щелочи. Геохими ческая специфика карбонатной стадии определяется появлением в составе минеральных продуктов серы, фтора, бария, стронция и некоторых халькофильных элементов (свинца и особенно меди).
.120
Во флюорите, апатите и кальците зафиксированы следы иттрия и редких земель — лантана и иттербия.
Основное значение в формировании месторождений исланд ского шпата принадлежит цеолит-кальцитовой стадии. На этой ста дии гидротермальный процесс осуществлялся при сравнительно низких температурах и давлениях. Наряду с метасоматозом боко вых пород возрастали масштабы минералообразования в открытых полостях трещин вулканических пород и в первичных пустотах эффузивов. На приповерхностных месторождениях в лавовой толще минералы свободной кристаллизации составляют основную массу выделившегося минерального вещества. По сравнению с более ранними и высокотемпературными стадиями существенно изменя ется химизм минералообразования: кальциевый метасоматоз усту пает место щелочному гидротермальному процессу. Значительно расширяется минералообразующая роль воды, которая теперь вхо дит в состав многих минералов в виде гидроксила, а также кри сталлизационной и адсорбционной (цеолитовой) воды.
Цеолит-кальцитовую стадию условно можно подразделить на две ступени: щелочную — цеолитовую и углекислую — цеолит-каль цитовую или халцедон-кальцитовую. Щелочная ступень характери зуется интенсивной цеолитизацией и хлоритизацией интрузивных траппов. При этом плагиоклазы замещались анальцимом и цеоли тами, а пижонит-авгит — эгирин-авгитом или хлоритом, в резуль тате чего образовались пироксен-цеолитовые или цеолит-хлорито- вые породы. В случаях изменения крупнозернистых габбро-доле- ритов, обогащенных титаномагнетитом, возникал обильный сфен. В эффузивных траппах проявляется более слабый, но аналогичный по типу гидротермальный метаморфизм. Вулканическое стекло ба зальтов, витробазальтов, тахилитов и в меньшей степени пироксены подверглись хлоритизации, иногда также отмечается цеолитизация плагиоклазов. Щелочной метасоматоз такого рода проис ходил под воздействием натрийсодержащих растворов при хорошей подвижности кальция, железа, кремнезема и частично глинозема.
Последовательность выделения цеолитов при инфильтрационном метасоматозе подчиняется общей закономерности: первыми кристаллизуются натриевые цеолиты, бедные кремнекислотой (натролит и близкий к нему анальцим), затем натриево-кальциевые цеолиты с переменной катионной частью, богатые водой (томсонит, десмин, гейландит, морденит и др.) и, наконец, существенно каль циевые цеолиты (ломонтит, сколецит и др.). Калий обычно связы вается в апофиллите, тесно ассоциирующемся с натриево-кальци евыми цеолитами.
После образования основной массы цеолитов наступает угле кислая — халцедон-кальцитовая или цеолит-кальцитовая ступень, в это время в свободных полостях горных пород вырастали круп ные кристаллы исландского шпата. Выделению кальцита обычно предшествуют окварцевание и слабая цеолитовая минерализация. Иногда одновременно с процессом кальцитообразования и,
121
по-видимому, несколько позже происходила окологнездовая монтмориллонитизация горных пород.
Главная геохимическая особенность цеолит-кальцитовой стадии заключается в массовом выделении водосодержащих минералов щелочей, в основном натрия. Стронций и барий накапливаются в гейландите, шабазите и мордените. В натролите и томсоните об
наруживаются |
следы бериллия, а |
в исландском шпате — галлия |
и редких земель. |
здесь приведена лишь общая |
|
Необходимо |
подчеркнуть, что |
|
■схема последовательности минералообразования, отражающая его наиболее типичные черты. Отдельные стадии и внутристадийные ступени могут частично или полностью выпадать из процесса в за висимости от глубины формирования месторождения, состава боко вых и подстилающих пород и других конкретных особенностей ге ологической обстановки.
Месторождения в карбонатных породах очень простые по мине ральному составу, формировались, как правило, в одну стадию.
Наличие на |
некоторых месторождениях двух генераций каль |
цита — белой |
мелкозернистой и прозрачной крупнокристалличе |
ской, объясняется резким изменением физико-химических условий кристаллизации при одном и том же качественном составе минера лообразующего раствора.
Происхождение и эволюция минералообразующих растворов
Выше была обоснована закономерная связь месторождений ис ландского шпата с палеовулканизмом и излиянием базальтовых и андезитовых магм.
Основной магматический расплав теряет значительную часть растворенных газов на глубине в несколько километров еще во время подъема к поверхности. Излившиеся лавы, быстро охлаж даясь, окончательно дегазируются, образуя всегда свежие породы с полыми пустотами и трещинами (Устиев, 1961; Набоко, 1963; Петров, 1967). По аналогии с современными вулканическими про цессами можно предполагать, что древние вулканогенные толщи были минерализованы позднее под воздействием гидротермальных растворов. Кальцитообразование происходило в благоприятных структурных условиях на некоторой глубине, обеспечивавшей не обходимый энергетический уровень гидротермального процесса.
Здесь уместно сослаться на широко известные примеры гидро термального метаморфизма горных пород в современных областях активного вулканизма Новой Зеландии (Steiner, 1953) и Камчатки (Набоко, 1963), а также в штатах Монтана и Невада в США (Уайт, 1958), где зона цеолитизации находится на глубине от 50—• 60 до 160—250 м с господствующей температурой 100—150° С. Изу чая мощную вулканогенно-осадочную толщу триасового возраста в округе Саутленд Новой Зеландии, Д. Кумбс (Coombs, 1954 и др.) выделил особую «цеолитовую фацию метаморфизма», включа ющую минеральные ассоциации типа кварц—анальцим, кварц—
122