Реферат: Проявление исландского шпата в шаровых лавах трапповой формации
3) низкотемпературный минеральный комплекс - хлориты, анальцим, натриевые, натриево-кальциевые и кальциевые цеолиты (натролит, десмин, томсонит, гейландит, шабазит, сколецит и др.
МИНЕРАЛЬНЫЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ИСЛАНДСКОГО ШПАТА
Кальцит - карбонат кальция теоретического состава СаО 56% и СО2 - 44 % принадлежит к числу самых распространенных минералов земной коры и образуется при разнообразных геологических процессах.
Основная масса кальцита в виде известняка, мела и ряда других существенно карбонатных пород имеет биогенное или хемогенное происхождение, возникая в результате отложения в морских бассейнах известковистых илов и их диагенеза. Зернистые агрегаты кальцита - кристаллические известняки и мраморы образуются при метаморфической перекристаллизации известняков. Кальцит является обычным минералом гидротермальных и гидротермально-метасоматических образований: рудоносных и безрудных жил, магнезиальных и известковистых скарнов, карбонатитов. Некоторые исследователи (Уилли, 1969; Петров, 1972 и др.) допускают возможность возникновения особых карбонатных расплавов и магматического происхождения кальцитовых карбонатитов.
Прозрачная крупнокристаллическая разновидность кальцита - исландский шпат представляет собой большую редкость. Еще более редок оптический кальцит, т. е. исландский шпат, хотя бы частично лишенный трещин, двойников, включений и обладающий оптической однородностью. Промышленные месторождения оптического кальцита образуются в специфических геологических условиях.
Геологической практикой установлено, что исландский шпат имеет эндогенное гидротермальное происхождение. Он чаще всего встречается среди цеолитизированных эффузивных и субвулканических пород основного состава, а также в почти мономинеральых кальцитовых жилах, залегающих в известняках, доломитах и мраморах. Скопления кристаллов исландского шпата, кроме того, отмечались в некоторых хрусталеносных кварцевых жилах, внутригранитных пегматитах камерного типа и рудоносных известковистых скарнах.
Можно выделить пять основных минеральных (минералого-геохимических) типов месторождений исландского шпата, характеризующихся постоянством главных минеральных ассоциаций и сходными условиями образования: 1) халцедон-цеолит-кальци-товый, 2) мономинеральный кальцитовый, 3) кальцит-кварцевый, 4) кварц-сульфидно-кальцитовый и 5) микроклин-кальцит-морио-новый.
Халцедон-цеолит-кальцитовый тип минерализации связан с вулканическими и субвулканическими породами основного и умеренно основного состава - базальтами, долеритами, андезитами и их туфами, затронутыми метаморфическими процессами цеолитовой фации. Скопления исландского шпата вместе с натриевыми и натриево-кальциевыми цеолитами (натролит, десмин. гейландит, морденит и др.), анальцимом, халцедоном и монтмориллонитом образуют минерализованные горизонты лавовых покровов, а также развиты в зонах дробления и трещинах субвулканических и пирокластических пород. К этому типу относятся все крупные промышленные месторождения оптического кальцита бывшего СССР и зарубежных стран.
Кальцитовый тип характерен для известняков, мраморов, доломитов и других карбонатных пород. Он является практически мономинеральным, если не считать спорадического присутствия ничтожного количества сульфидов (пирит, халькопирит и др.), флюорита и барита. Кальцитом минерализованы зоны трещиноватости, дробления и рассланцевания карбонатных пород, а также полости и пещеры древнего карста. Исландский шпат обычно изобилует первичными и вторичными дефектами (замутненность, трещины, механические двойники и т. п.), что сильно обесценивает месторождения. В бывшем СССР известно всего несколько небольших промышленных месторождений исландского шпата этого типа, иногда, правда, содержащих оптический кальцит высокого качества.
Три остальных минеральных типа интересны лишь в генетическом отношении.
Кальцит-кварцевый тип минерализации развит в хрусталеносных кварцевых жилах гидротермально-альпийского типа. Кристаллы исландского шпата встречаются в хрусталеносных погребах, залегающих в метаморфических кварц-хлоритовых и кварц-серицитовых сланцах, рассеченных диабазовыми дайками (Сура-Из и Пуйва на Приполярном Урале), а также среди окварцованных и доломитизированных мраморов (Пелингичей).
Минеральное выполнение хрусталеносных гнезд зависит от состава вмещающих пород. В зеленых сланцах и диабазах спутниками горного хрусталя и кальцита выступают хлорит (рипидолит) и эпидот, в меньших количествах сидерит, сфен, гематит, пирит и очень редко рутил. В зонах дробления мраморов бурые и бесцветные призматические кристаллы кальцита сопровождаются галенитом, пиритом и другими сульфидами.
Исландский шпат в ассоциации с кварцем и сульфидами известен на некоторых рудных месторождениях, образовавшихся в карбонатных породах в условиях малых глубин. Примером такой кварц-сульфидно-кальцитовой минерализации может служить полиметаллическое скарновое месторождение Тетюхе в Приморье. В известняках тетюхинской свиты верхнего триаса на контакте с позднемеловыми-раннепалеогеновыми кварцевыми фельзит-порфирами находятся линзо- и трубообразные залежи манган-геденбергитового скарна, обильно минерализованного кальцитом. Кальцит замещает геденбергит, входит в состав так называемых “бурундучных” руд, цементирует зоны дробления и трещиноватости. Хорошо ограненные кристаллы кальцита размером до 70 см по длинной оси заполняют многочисленные пустоты скарнированного известняка.
Своеобразная микроклин-кальцит-морионовая минерализация связана с гранитными пегматитами камерного типа, которые относятся к наименее глубинной фации (2-4 км от дневной поверхности). Вообще кальцит очень редок в гранитных пегматитах чистой линии, образуясь в заключительную гидротермальную стадию пегматитового процесса. В этом отношении не являются исключением и камерные морионо- и флюоритоносные пегматиты Волыни и Центрального Казахстана. Однако в Средней Азии на Гиссарском хребте выявлены пегматитовые тела, содержащие миаролы с кристаллами мориона, дымчатого горного хрусталя и исландского шпата.
Особенно интересны пегматиты Кенкольского гранитного массива в западной части Киргизского хребта. Массив обрамлен кристаллическими сланцами, филлитами и известняками раннепротерозойского возраста, а также спилитами, известняками и сланцами среднего, верхнего кембрия. В аляскитовых гранитах третьей, наиболее поздней фазы внедрения расположены многочисленные шлировые пегматиты размером от 1 до 5 м (редко 10—12 м) в поперечнике. Дифференцированные тела имеют тонкую оторочку из мелкозернистого гранит-аплита и графического пегматита и слабо развитую кварц-полевошпатовую пегматоидную зону. Центральная часть многих пегматитов представляет собой миароловую полость-камеру, стенки которой покрыты друзами микроклина и дымчатого кварца. Пространство между кристаллами заполнено глинисто-серицитовой массой. В верхних частях некоторых миарол находятся ромбоэдрические кристаллы исландского шпата до 60—80 кг. Миароловые кальцитоносные пегматиты сильно альбитизированы и иногда пересечены кальцитовыми прожилками.
Из приведенного краткого обзора уже видны многие типичные черты генезиса исландского шпата. Все минеральные ассоциации, включающие исландский шпат, относятся к фациям малых глубин - приповерхностной, субвулканической и редко гипабиссальной. Обращает на себя внимание специфический химический состав вмещающих пород, как правило, богатых кальцием: это известняки, базальты, диабазы и т. п. Исландский шпат всегда является одним из самых поздних минеральных продуктов гидротермального процесса и кристаллизуется в полостях горных пород вместе с другими минералами свободного роста.
КАЛЬЦИТОНОСНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ
Наиболее распространенные месторождения халцедон-цеолит-кальцитовой формации локализованы непосредственно в базальтах, андезитах или в сопровождающих их вулканогенно-обломочных породах и субвулканических долеритах. Генетическое родство месторождений исландского шпата и базальтоидов находит объяснение в благоприятном составе летучих компонентов основной магмы,обогащенном углекислотой и хлором, сравнительно высоком содержании кальция в базальтоидах, а также в общности структурно-тектонических условий их образования. И те, и другие относятся к единой фации глубинности, формируясь в приповерхностной или в близкой к ней обстановке. Узкая петрохимическая специализация комплексов основных вулканических пород особого значения не имеет, очевидно, ввиду достаточного сходства их химического состава и однотипности поствулканических эманаций.
Кальцитоносные вулканические формации характеризуются рядом особенностей.
1. Они имеют относительно молодой, преимущественно мезозойский или третичный, реже средне- и позднепалеозойскийвозраст. Многими исследователями отмечалось чрезвычайно широкое развитие в мезозой-каинозое процессов траппового,андезитового и трахибазальтовоговулканизма, охвативших Сибирскую, Африканскую, Индийскую идругие древние платформы, а также многие области завершенной складчатости. Интерестно ,что познечетвертичные и современные лавы, находящиеся на поверхности, практически не минерализованы. Это свидетельствует о более поздней минерализации эффузивов по сравнению с формированием покрова и о гидротермальной поствулканической природе кальцитобразую-щих растворов.
2. Кальцитоносные вулканические формации как на древних платформах, так и в складчатых областях всегда слагают верхнюю часть стратиграфического разреза. Кальцитоносные туфы и лавовые покровы слабо дислоцированы. Они ложатся на подстилающие породы с угловым или структурным несогласием, заполняя прогибы или впадины грабен-синклинального типа. Отклонения от горизонтального или очень пологого залегания обусловлены в большинстве случаев неровным рельефом субстрата или внутри-формационнымивулкано-тектоническими подвижками.
3. Эффузивная деятельность обычно осуществлялась в наземных условиях, о чем можно судить по прослоям континентальных. или мелководных осадочных пород среди туфов и лав. Этому не противоречит наличие в толщах лавовых покровов горизонтов шаровых лав, которым обычно приписывается подводное морское происхождение. Шаровые базальты Сибирской платформы, Тимана и Прибайкалья слагают нижние части лавовых покровов и образовались при излиянии лавы в мелкие пресноводные бассейны или на заболоченную поверхность.
Осадочно-вулканогенные толщи формировались в течение длительного времени, соответствовавшего одной или даже нескольким геологическим эпохам. Эффузивная деятельность обычно начиналась эксплозивными выбросами пирокластического материала из вулканических аппаратов центрального типа и завершалась трещинными излияниями лав. В дальнейшем при возобновлении вулканических процессов возможно появление новых центральных вулканов вдоль закупоренных лавой выводных разломов. Все отмеченные стадии вулканизма сопровождаются образованием на различной глубине комагматическихинтрузивных тел.
Кальцитоносные вулканические формации соответствуют трем основным геотектоническим и петрохимическим типам: 1) трапповым формациям древних платформ 2) поздним андезито-базальтовым формациям складчатых областей, 3) трахибазальтовым формациям областей тектоно-магматической активизации. Трапповые формации древних платформ характеризуются огромными масштабами накопления вулканических продуктов. Так, раннемезозойские траппы Сибирской платформы распространены на площади более 1,5 млн. км2 .Сопоставимые размеры имеют трапповые области Африканской, Индийской и других докембрийских платформ. По химическому составу Сибирская трапповая формация типично толеитовая с присутствием как пересыщенных кремнеземом кварцевых толеитов, так и недосыщенныхоливиновых. Широко распространены нормальные траппы известково-щелочного ряда, при этом базальты обычно более насыщены кремнеземом, чем интрузивныедолериты.
Главные фазы траппового вулканизма в Сибири датируются ранним триасом, в Южной Африке - юрой, в Индии - концом позднего мела - началом эоцена. Поражает удивительное однообразие структурного положения, условий залегания и состава всех главных трапповых формаций мира.
Посторогенныеандезито-базальтовые формации образовались в последние стадии развития геосинклинальных систем вслед за основными фазами складчатости. Они в основном соответствуют стадиям формирования межгорных прогибов и брахисинклинальных впадин, знаменующим постепенный переход к платформенному режиму. Выделяются, кроме того, протяженные вулканические пояса приокеанического типа, образующиеся вдоль границ оформившихся складчатых областей с зарождающимися геосинклиналями (Восточно-Азиатская вулканическая провинция), в которых также присутствуют базальтовые лавы.
Посторогенные, послескладчатые вулканические формации обычно имеют смешанный базальто-андезито-риолитовый состав. Базальтовые представители этого ряда, как правило, относятся к толеитовой ассоциации контаминированных“коровых” магм и являются самыми ранними продуктами вулканических процессов.
Очень важен вопрос о формах связи месторождений исландского шпата с вулканическими породами. Мы уже отмечали, что месторождения халцедон-цеолит-кальцитового состава располагаются среди основных эффузивных и субвулканических пород и, вероятно, имеют общие с ними магматические источники.
В оливино-базальтовом расплаве при температуре 900° С и давлении 1000 атм растворяется 2,4% воды, а при температуре 1000° С и давлении 3000 атм этот расплав может содержать уже 5,4% воды. Следовательно, каждые 10 м3 базальтовой магмы могли сбросить при своем движении в земной коре около 1 т ювенильной воды. Большая часть растворенной воды отделяется от сохраняющего температуру расплава еще при высоких давлениях (до 1000 атм), т. е. ниже земной поверхности на 3-4 км. Эти экспериментальные данные хорошо согласуются с геологическими наблюдениями, свидетельствующими о том, что главная масса летучих компонентов опережала восходящую основную магму, давая начало экспозивным выбросам пирокластического материала. По этой же причине излияния лав всегда бывают практически “сухими” и гидротермальная минерализация вулканогенных толщ осуществляется поствулканическими термальными водами.