книги из ГПНТБ / Киевленко, Е. Я. Геология и оценка месторождений исландского шпата

растворения, в которых и локализованы скопления исландского шпата. Среди них различаются кальцитоносные тела в зонах ли­ нейного рассланцевания карбонатных пород, подвергшихся опере­ жающему гидротермальному растворению (Цакури на Малом Кав­ казе, жила № 12 Адырбутского кальцитоносного поля в Туве и др.), а также своеобразные месторождения в крупных воронках древнего вадозного карста (Мало-Углинское в Присаянье, Джамбаш в Цен­ тральном Казахстане, Богучулпек и Кольтор в Южном ТяньШане). Встречаясь реже, чем тектоногенные месторождения, они, как правило, более интересны в практическом отношении.

Г л а в а 6

МИНЕРАЛЬНОЕ ВЕЩЕСТВО И СРЕДА КАЛЬЦИТООБРАЗОВАНИЯ

Минеральные парагенезисы месторождений исландского шпата

Промышленные месторождения исландского шпата представ­ лены двумя минеральными типами, резко отличающимися друг от друга. Халцедон-цеолит-кальцитовый тип характерен для вулкани­ ческих гидротермальных месторождений близповерхностной и суб­ вулканической фаций глубинности. Процесс минералообразования на таких месторождениях проходил среди многокомпонентных гор­ ных пород в напряженной и часто менявшейся термодинамической обстановке. Минеральные ассоциации здесь обильны и разнооб­ разны, отмечается несколько стадий минерализации. Для кальцитового типа телетермальных месторождений типичен простой, прак­ тически мономинеральный состав. Минерализация осуществлялась в мономинеральных карбонатных породах, как правило, в одну стадию в сравнительно узком диапазоне температуры и давления.

/.Особенности минерального состава месторождений

ввулканических основных породах

Вулканические гидротермальные месторождения формирова­ лись на небольших глубинах при сравнительно невысоких и быстро снижавшихся температурах и давлениях. Это обусловило многие специфические черты минералообразования: кристаллизацию мине­ рального вещества главным образом в свободных полостях горных пород, уменьшение роли метасоматоза по мере продвижения раст­ воров к дневной поверхности, широкое участие в гидротермальном процессе коллоидных растворов, телескопирование минеральных продуктов различной температуры образования.

На месторождениях исландского шпата в вулканических ос­ новных породах развиты главным образом низкотемпературные минеральные ассоциации и реже минералы более высокотемпера­ турного скарнового комплекса. Среди них обнаружены сульфиды

111

(халькопирит, пирит, марказит, галенит), флюорит, магнетит, мартит, пиролюзит, кварц, халцедон, кальцит, доломит, барит (целестинобарит), апатит, повеллит, гранат (гроссуляр-андрадит), везу­ виан (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, встре­ чаются в виде хорошо образованных крупнокристаллических инди­ видов и друз.

Минеральный состав месторождений в траппах Сибирской плат­ формы детально исследовался А. В. Скропышевым, Н. И. Андру­ сенко, В. И. Кудряшовой, Л. И. Четвериковым, Е. И. Гуриновой, К- Ф. Гурьяновым, Н. В. Агуреевой, X. Г. Раскиной, Б. А. Борзаковым и др. Значительно хуже изучена минералогия месторожде­ ний в других районах, где отмечены только главные и легко опре­ делимые минералы.

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 раз­ личном количественном соотношении этих минералов. Разнообра­ зие минеральных видов и общая интенсивность минерализации во многом зависят от содержания вулканического стекла во вмеща­ ющих породах и степени их проницаемости для гидротермальных растворов.

Для месторождений в эффузивных породах характерна минера­ лизация кальцитом, халцедоном и такими цеолитами, как морде­ нит и гейландит (табл. 6). Цеолитов, а также минералов из групп хлорита, монтмориллонита и гидрослюд особенно много в шаро­ вых лавах, богатых вулканическим стеклом. В компактных, лучше раскристаллизованных мандельштейнах и базальтах преобладает жильный натечный и яшмовидный халцедон, а цеолиты сравни­ тельно редки. На месторождениях шаровых лав в соответствии с этим наблюдаются два резко различающихся минерализованных горизонта: цеолит-кальцитовый — непосредственно в шаровых ла­ вах и халцедон-кальцитовый — в миндалекаменных базальтах, под­ стилающих шаровые лавы.

Одновременно со свободной кристаллизацией минералов проис­ ходил метасоматоз боковых пород, выраженный главным образом в их хлоритизации и монтмориллонитизации. Наиболее сильно из­ менен мелкообломочный стекловатый материал шаровых лав, ме­ стами превращенный в практически моиоминеральную монтмориллонитовую или нонтронитовую глину. В мандельштейнах и базаль­ тах эти процессы развивались гораздо слабее и только вблизи жил и гнезд. Изредка вулканическое стекло, пироксен и плагиоклаз

112

базальтов замещены кварцем, кальцитом и цеолитами (морденитом и гейландитом).

А. В. Скропышевым, X. Г. Раскиной, Н. В. Агуреевой, Е. И. Гуриновой и др. отмечены самые разнообразные сочетания и многие генерации халцедона, кальцита, цеолитов, апофиллита и сапонита

воткрытых трещинах и пустотах лав. Этими исследователями дана

вобщем одинаковая схема последовательности минералообразования: хлорит—халцедон—цеолит—кальцит. При этом А. В. Скропышев выделяет несколько таких циклов (фаз) минерализации от халцедона до кальцита: два полных цикла в шаровых лавах и че­ тыре неполных (без тех или иных минералов) в манделынтейнах.

Представляется, что все многообразие минеральных видов на месторождениях исландского шпата в эффузивных траппах охва­ тывается тремя основными парагенетическими ассоциациями:

1) палагонит—хлорит—голубовато-серый халцедон (иногда агат)— мелкокристаллический кальцит; ассоциация характеризует обычный состав миндалин и ранних прожилков в манделыптейнах

исфероидах шаровых лав;

2)натриево-кальциевые, редко натриевые и кальциевые цео­ литы (морденит, гейландит, десмин, ломонтит, натролит, томсонит, сколецит и др.), анальцим, апофиллит — сфероидальный сапонит (боулингит), селадонит — полупрозрачный и частично прозрачный кальцит, монтмориллонит; эта ассоциация наиболее полно развита

вшаровых лавах;

3)яшмовидный цветной или белый фарфоровидный халцедон— кварц (иногда аметист)— исландский шпат. Могут быть в резко подчиненном количестве цеолиты (чаще всего морденит), аналь­ цим и сапонит; ассоциация типична для минерализации мандельштейнов и слабо проявлена в шаровых лавах. В манделыптейнах, залегающих непосредственно под шаровыми лавами, она обычно выражена в виде кварц-халцедонового метаколлоидного комплекса (корковидные игольчатые агрегаты халцедона и кварца по цеоли­ там, кремнистые натеки и сталагмиты), благодаря чему кристаллы исландского шпата лишены вростков морденита.

Минерализация лавовых покровов, особенно шаровых лав, не­ редко 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. Нечеткая горизонтальная зональность в распределе­ нии анальцима намечается на месторождениях Алюнского кальци­ тоносного поля.

Субвулканические месторождения в интрузивных траппах отли­ чаются большим числом минеральных видов (табл. 7). Преобла­ дают кальцит, некоторые цеолиты (десмин, гейландит, иногда натролит) и анальцим. Минералы группы кремнезема распростра­ нены не широко. Морденит, доминирующий среди цеолитов на ме­ сторождениях в эффузивных породах, здесь редок. Постоянно, но

вразных количествах присутствуют минералы ранней, более

114

высокотемпературной стадии минерализации: гранат (гроссулярандрадит), диопсид, магнетит, апатит, изредка везувиан (вилюит).

На месторождениях этой группы отмечается очень сильный гид­ ротермальный метаморфизм вмещающих пород, которые скарнированы, карбонатизироваиы, 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, ино­ гда доломитовых) пород содержат редкую вкрапленность суль­ фидов и местами интенсивно окремнены (Люку-Мункамбинское кальцнтоносное поле, участок Медвежий в Джекиндииском ноле и др.).

Полнокристаллические средне- и крупнозернистые долериты бы­ вают преобразованы в своеобразные пироксен-цеолитовые породы, состоящие из анальцима, натролита, томсонита, гейландита, десмина, эгиринизированного пироксена и содержащие до 25% сфена (Джекиндинское поле). Для стекловатых и палагонитсодержащих долеритов характерно перерождение в цеолит-хлоритовые породы (Марахинское и Аламджахское кальцитоносные поля). Конечными продуктами метасоматоза являются хлорит-монтмориллойитовые глиноподобные образования. К. Ф. Гурьяновым отмечено, что в пи- роксен-цеолитовых породах анальцим и натролит снизу вверх по­ степенно сменяются натриево-кальциевыми и кальциевыми цеоли­ тами— томсонитом, гейландитом, десмином, ломонтитом, шабазитом и сколецитом.

В минеральном составе прожилков и гнезд ведущую роль иг­ рают цеолиты, кальцит и изредка халцедон. Некоторое исключение представляет Люку-Мункамбинское поле, на котором мелкокри­ сталлический и шестоватый жильный кальцит резко преобладает над цеолитами (десмином).

На месторождениях в интрузивных траппах можно выделить три главных минеральных парагенезиса:

1). высокотемпературный скарновый комплекс минералов — м

тасоматический кальцит, гранат (андрадит-гроссуляр), диопсид или салит—магнетит, апатит—хлорит (антигорит и др.); близок по составу к основной минеральной ассоциации железорудных место­ рождений Тунгусской синеклизы (Павлов, 1961);

2) среднетемпературная минеральная ассоциация — мелко-сред­ незернистый кальцит, доломит, сульфиды (пирит, халькопирит, очень редко галенит), апатит, барит, флюорит — халцедон и кварц—натролит, томсонит; на большинстве месторождений прояв­ лена очень слабо или отсутствует;

3) низкотемпературный минеральный комплекс — хлориты, анальцим, натриевые, натриево-кальциевые и кальциевые цеолиты (натролит, десмин, томсонит, гейландит, шабазит, сколецит и др.),

116

Т а б л и ц а 8

Минеральный состав месторождений зон дробления туфов в вулканогенно-обло мочных породах Сибирской платформы

пт

Минеральный состав месторождений исландского шпата в вул­ каногенно-обломочных породах Сибирской платформы сравни­

ления. Цеолиты наблюдаются редко.

Гидротермальный метаморфизм боковых пород выражен слабо. Более или менее интенсивно изменены только небольшие обломки туфогенных пород, находящиеся внутри минерализованных зон дробления. Пепловый цемент туфов обычно замещен кальцитом, а по пироксенам и плагиоклазам развиты хлорит и цеолиты. Карбонатизация туфов иногда сопровождалась слабым окварцеванием.

Открытые полости трещин в зонах дробления вулканогенно-об­ ломочных пород выполнены минералами двух парагенетических ас­ социаций: 1) мелко- и среднекристаллический жильный кальцит, сульфиды (пирит, редко халькопирит); 2) анальцим I, цеолиты, марказит, пиролюзит — блоковый желтый или бурый кальцит — исландский шпат — анальцим II.

2.Особенности минерального состава месторождений

вкарбонатных породах

Месторождения в карбонатных породах несут явные признаки телетермального происхождения. Они являются практически мономинеральными и сложены кальцитом в различных его модифика­ циях. Из других сингенетических минералов изредка и в ничтож­ ных количествах встречаются сульфиды (киноварь, халькопирит, антимонит, пирит, марказит, халькозин и борнит), флюорит, гема­ тит, кварц, барит. Кальцитоносные полости выполнены песчаноизвестковистыми и жирными глинами. Гипергенные минералы: ли­ монит, пиролюзит, гипс и в одном случае (Малый Кавказ) — палыгорскит.

Сравнительное разнообразие минеральных видов характерно только для месторождений Южного Тянь-Шаня, особенно для не­ которых тел Маргузорского и Кумунгурского кальцитоносных по­ лей. На этих месторождениях в кальцитоносных зонах дробления известняков Н. П. Ермаковым (1945) и Я. А. Левеном (1939) об­ наружены редкие выделения пирита, халькопирита, киновари, ан­ тимонита, халькозина и борнита. Кроме того, на Маргузорском месторождении в полостях вместе с исландским шпатом иногда на­ ходились щетки мелких кристаллов кварца, барита и флюорита. Очень слабая сульфидная минерализация (пирит, марказит) отме­ чается на Малом Кавказе и в Оленекском районе Сибирской плат­ формы. Многие из перечисленных минералов (особенно пирит) встречаются в виде включений в кристаллах исландского шпата.

118

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