Кальцит - карбонат кальцію теоретичного складу СаО 56% СО2 і 44%-належить до числа найпоширеніших мінералів земної кори і утворюється при різноманітних геологічних процесах.
Основна маса кальциту у вигляді вапняку, крейди і ряду інших істотно карбонатних порід має биогенное або хемогенное походження, виникаючи в результаті відкладення в морських басейнах ізвестковістих мулів і їх діагенеза. Зернисті агрегати кальциту-кристалічні вапняки і мармури утворюються при метаморфічної перекристалізації вапняків. Кальцит є звичайним мінералом гідротермальних і гідротермально-метасоматичні утворень: рудоносних і безрудних жив, магнезіальних і ізвестковістих апатиту, карбонатітов. Деякі дослідники (Уіллі, 1969; Петров, 1972 і ін) допускають можливість виникнення особливих карбонатних розплавів і магматичного походження кальцитових карбонатітов.
Прозора крупнокрісталліческая різновид кальциту - ісландський шпат являє собою велику рідкість. Ще більш рідкісний оптичний кальцит, тобто ісландський шпат, хоча б частково позбавлений тріщин, двійників, включений і що володіє оптичною однорідністю. Промислові родовища оптичного кальциту утворюються в специфічних геологічних умовах.
Геологічної практикою встановлено, що ісландський шпат має ендогенне гідротермальної походження. Він найчастіше зустрічається серед цеолітізірованних еффузівних і субвулканіческіх порід основного складу, а також у майже мономінеральних кальцитових жилах, що залягають у вапняках, доломітах і мраморах. Скупчення кристалів ісландського шпату, крім того, відзначалися в деяких хрусталеносних кварцових жилах,
внутрігранітних пегматитах камерного типу і рудоносних ізвестковістих апатиту.
Можна виділити п'ять основних мінеральних (мінералого-геохімічних) типів родовищ ісландського шпату, що характеризуються сталістю головних мінеральних асоціацій та подібними умовами освіти: 1) халцедон-цеоліт-кальцитових, 2) мономінеральних кальцитових, 3) кальцит-кварцовий, 4) кварц-сульфідно - кальцитових і 5) Мікроклін-кальцит-моріоновий
Халцедон-цеоліт-кальцитових тип мінералізації пов'язаний з вулканічними і субвулканіческімі породами основного і помірно основного складу - базальтами, долерітамі, андезитами та їх туфами, порушеними метаморфічними процесами цеолітової фації. Скупчення ісландського шпату разом з натрієвими і натрієво-кальцієвими цеолітами (Натроліт, десмін, гейландит, морденіт тощо), анальцімом, халцедоном і монтморіллонітом утворюють мінералізовані горизонти лавових покривів, а також розвинені в зонах дроблення і тріщинах субвулканіческіх і пірокластичні порід. До цього типу відносяться всі великі промислові родовища оптичного кальциту колишнього СРСР та зарубіжних країн.
Кальцитових тип характерний для вапняків, мармурів, доломіту і інших карбонатних порід. Він є практично мономінеральних, якщо не рахувати спорадичні присутності мізерної кількості сульфідів (пірит, Халькопірит тощо), флюориту і бариту. Кальцитом мінералізовані зони тріщинуватості, дроблення і рассланцеванія карбонатних порід, а також порожнини і печери древнього карсту. Ісландська шпат зазвичай рясніє на первинні та вторинні дефектами (замутненою, тріщини, механічні двійники і т. п.), що сильно знецінює родовища. У колишньому СРСР відомо всього кілька невеликих промислових родовищ ісландського шпату цього типу, іноді, правда, що містять оптичний кальцит високого гатунку.
Три інших мінеральних типу цікаві лише в генетичному відношенні.
Кальцит-кварцовий тип мінералізації розвинений в хрусталеносних кварцових жилах гідротермально-альпійського типу. Кристали ісландського шпату зустрічаються в хрусталеносних льохах, що залягають у метаморфічних кварц-хлорітових і кварц-серіцітових сланцях, розсічених діабазовий Дайк (Сура-З і Пуйва на приполярної Уралі), а також серед окварцованних і доломітізірованних мармурів (Пелін-гічей). Мінеральна виконання хрусталеносних гнізд залежить від складу вміщуючих порід. У зелених сланцях і діабази супутниками гірського кришталю і кальциту виступають хлорит (ріпідоліт) і епідот, в менших кількостях сидерит, Стено, гематит, пірит і дуже рідко рутил. У зонах дроблення мармурів бурі і безбарвні призматичні кристали кальциту супроводжуються галенітом, піритом та іншими сульфідами.
Ісландська шпат в асоціації з кварцом і сульфідами відомий на деяких рудних родовищах, що утворилися в карбонатних породах в умовах малих глибин. Прикладом такої кварц-сульфідно-кальцитових мінералізації може служити поліметалічної скарновое родовище Тетюхе в Примор'ї. У вапняках тетюхінской свити верхнього тріасу на контакті з позднемеловимі-раннепалеогеновимі кварцовими фельзіт-порфірами знаходяться лінзи-і трубообразние поклади манган-геденбергітового апатиту, рясно мінералізованою кальцитом. Кальцит заміщає геденбергіт, входить до складу так званих "бурундучних" руд, цементує зони дроблення і тріщинуватості. Добре ограновані кристали кальциту розміром до 70 см по довгій осі заповнюють численні порожнечі скарнірованного вапняку .. Ісландська шпат представлений пізніми (поструднимі) кристалами складного скаленоедріческого і призматичного габітусу в асоціації з низькотемпературним діпіра-мідальним кварцом, апофіллітом, датолітом і ільваітом.
Своєрідна Мікроклін-кальцит-моріоновая мінералізація пов'язана з гранітними пегматитах камерного типу, які відносяться до найменш глибинної фації (2 - 4 км від денної поверхні). Взагалі кальцит дуже рідкісний в гранітних пегматитах чистої лінії, утворюючись в завершальну стадію гідротермальних пегматитові процесу. У цьому відношенні не є винятком і камерні моріон-і флюорітоносние пегматіти Волині та Центрального Казахстану. Однак в Середній Азії на Гіссарського хребта виявлені пегматитові тіла, що містять міароли з кристалами Моріон, димчастого гірського кришталю та ісландського шпату.
Особливо цікаві пегматіти Кенкольского гранітного масиву в західній частині Киргизького хребта. Масив обрамлений кристалічними сланцями, філітами і вапняками ранньо протерозойського віку, а також спіліти, вапняками і сланцями середнього і верхнього кембрію. У аляскітових гранітах третій, найбільш пізньої фази впровадження розташовані численні шліровие пегматіти розміром від 1 до 5 м (рідко 10-12 м) в поперечнику. Диференційовані тіла мають тонку облямівкою з дрібнозернистого граніт-Апліт і графічного пегматіти і слабо розвинуту кварц-полешпатові пегматоідную зону. Центральна частина багатьох пегматитів являє собою міароловую порожнину-камеру, стінки якої покриті друзами Мікроклін і димчастого кварцу. Простір між кристалами заповнено глинисто-серіцітовой масою. У верхніх частинах деяких міарол знаходяться ромбоедріческіе кристали ісландського шпату до 60-80 кг. Міароловие кальцітоносние пегматіти сильно альбітізіровани і іноді пересічені кальцитовими прожилками.
З наведеного короткого огляду вже видно багато типові риси генезису ісландського шпату. Всі мінеральні асоціації, що включають ісландський шпат, відносяться до фаціям малих глибин - приповерхневої, субвулканіческой і рідко гіпабіссальной. Звертає на себе увагу специфічний хімічний склад вміщуючих порід, як правило, багатих кальцієм: це вапняки, базальти, діабази і т. п. Ісландська шпат завжди є одним з найбільш пізніх мінеральних продуктів гідротермального процесу і кристалізується в порожнинах гірських порід разом з іншими мінералами вільного зростання.

Мінеральних речовин і середу КАЛЬЦІТООБРАЗОВАНІЯ
Мінеральні парагенезіси родовищ ісландського шпату
Промислові родовища ісландського шпату представлені двома мінеральними типами, різко відрізняються один від одного. Халцедон-цеоліт-кальцитових тип характерний для вулканічних гідротермальних родовищ блізповерхностной і субвулканіческой фацій глибинно. Процес мінералообразованія на таких родовищах проходив серед багатокомпонентних гірських порід у напруженій і часто змінюється термодинамічної обстановці. Мінеральні асоціації тут рясні і різноманітні, відзначається кілька стадій мінералізації. Для кальцію-тового типу телетермальних родовищ типовий простий, практично мономінеральних склад. Мінералізація здійснювалася в мономінеральних карбонатних породах, як правило, в одну стадію в порівняно вузькому діапазоні температури і тиску.
Особливості мінерального складу родовищ у вулканічних основних породах,
Вулканічні гідротермальні родовища формувалися на невеликих глибинах при порівняно невисоких і швидко знижується температурах і тиску. Це зумовило багато специфічні риси мінералообразованія: кристалізацію мінеральної речовини головним чином у вільних порожнинах гірських порід, зменшення ролі метасоматоза у міру просування розчинів до денної поверхні, широку участь у гідротермальних процесі колоїдних розчинів, телескопування мінеральних продуктів різної температури освіти.
На родовищах ісландського шпату у вулканічних основних породах розвинуті головним чином низькотемпературні мінеральні асоціації і рідше мінерали більш високотемпературного скарнового комплексу. Серед них виявлені сульфіди (Халькопірит, пірит, маркази, галеніт), флюорит, магнетит, березень, піролюзит, кварц, халцедон, кальцит, доломіт, барит (целестінобаріт), апатит, Повелл, гранат (Гросуляр-Андрадит), везувіан (Вілю) , Стено, діопсид, егіриніт, Хлорити, гідрослюд (Селадону, вермикуліт), сапоніт, монтморилоніт, Нонтрон, апофілліт, анальцим, дебати, Гіроль, цеоліти (шабазіт, Гмелін, Левін, ломонтіт, Натроліт, мезоліт, сколеціт, Томсон, гейландит, Філліпс, гармотом, десмін, морденіт, Лобанов, стеллеріт) та ін Багато мінерали, особливо кальцит і цеоліти, зустрічаються у вигляді добре освічених крупнокрісталліческіх індивідів і друзі.
Найбільш поширені кальцит (зернистий, блоковий, шестоватий і крупнокрісталліческій-ісландський шпат), халцедон, кальцієво-натрієві цеоліти і анальцим. Кожному геолого-структурному типу родовищ властиві свої особливості мінерального складу, які перш за все виявляються в різному кількісному співвідношенні цих мінералів. Різноманітність мінеральних видів і загальна інтенсивність мінералізації багато в чому залежать від вмісту вулканічного скла у вміщуючих породах і ступеня їх проникності для гідротермальних розчинів.
Для родовищ в еффузівних породах характерна мінералізація кальцитом, халцедоном і такими цеолітами, як морденіт і гейландит. Цеолітів, а також мінералів з груп Хлорити, монтморіллоніта і гідрослюд особливо багато в кульових лавах, багатих вулканічним склом. У компактних, краще раскрісталлізованних мандельштейнах і базальтах переважає жильний натічні і яшмовідний халцедон, а цеоліти порівняно рідкісні. На родовищах кульових лав відповідно до цього спостерігаються два різко розрізняються мінералізованих горизонти: цеоліт-кальцитових - безпосередньо у кульових лавах і халцедон-кальцитових - в міндалекаменних базальтах, підстилаючих кульові лави.
Одночасно з вільною кристалізацією мінералів відбувався метасоматоз бічних порід, виражений головним чином у їх хлорітізаціі і монтморіллонітізаціі. Найбільш сильно змінений мелкообломочний скловати матеріал кульових лав, місцями перетворений на практично мономінеральних монтморіллонітовую або нонтронітовую глину. У мандельштейнах і базальтах ці процеси розвивалися набагато слабше і лише поблизу жив і гнізд. Зрідка вулканічне скло, піроксен і плагіоклаз базальтів заміщені кварцом, кальцитом і цеолітами (морденітом і гейландітом).
Видається, що все різноманіття мінеральних видів на родовищах ісландського шпату в еффузівних Трапп охоплюється трьома основними парагенетичних асоціаціями:
1) палагоніт-хлорит - блакитно-сірий халцедон (іноді агат)-дрібнокристалічної кальцит; асоціація характеризує звичайний склад мигдалин і ранніх прожилки в мандельштейнах і сфероїд кульових лав;
2) натрієво-кальцієві, рідко натрієві і кальцієві цеоліти (морденіт, гейландит, десмін, ломонтіт, Натроліт, Томсон, сколеціт тощо), анальцнм, апофілліт - сфероїдальної сапоніт (боулінг), Селадону - напівпрозорий і частково прозорий кальцит, монтморилоніт; ця асоціація найбільш повно розвинена в кульових лавах;
3) яшмовідний кольоровий або білий фарфоровідний халцедон-кварц (іноді аметист)-ісландський шпат. Можуть бути в різко підпорядкованому кількості цеоліти (найчастіше морденіт), анальцим і сапоніт; асоціація типова для мінералізації мандельштейнов і слабко проявлена у кульових лавах. У мандельштейнах, що залягають безпосередньо під кульовими лавами, вона звичайно виражена у вигляді кварц-халцедонового метаколлоідного комплексу (корковидні голчасті агрегати халцедону й кварцу з цеолітів, крем'янисті натікання і сталагміти), завдяки чому кристали ісландського шпату позбавлені вростки морденіта.
Мінералізація лавових покривів, особливо кульових лав, нерідко зональна. Так, нижні частини потужних лінз кульових лав, як правило, збагачені морденітом і кальцитом, які вверх по розрізу поступово змінюються десміном, гейландітом і потім анальцімом. Субвулканіческіе родовища в інтрузивні Трапп відрізняються великим числом мінеральних видів. Переважають кальцит, деякі цеоліти (десмін, гейландит, іноді Натроліт) і анальцим. Мінерали групи кремнезему поширені не широко. Морденіт, який домінує серед цеолітів на родовищах у еффузівних породах, тут рідкісний. Постійно, але в різних кількостях присутні мінерали ранньої, більш високотемпературної стадії мінералізації: гранат (Гросуляр-Андрадит), діопсид, магнетит, апатит, зрідка везувіан (Вілю).
На родовищах цієї групи відзначається дуже сильний гідротермальний метаморфізм вміщуючих порід, які скарніровани, карбонатізіровани, хлорітізіровани і цеолітізіровани.
Скарнірованію піддалися головним чином вулканогенно-уламкові породи в контакту з долерітамі. Апотуфовие апатиту мають змінний діопсид-кальцит-гранатовий або гранат-хлорит кальцитових склад і супроводжуються магнетиту. Іноді туфи і рідше долеріти повністю заміщені кальцитом. Метасоматичні тіла і протяжні жили карбонатних (кальцитових, іноді доломітових) порід містять рідкісну вкрапленнями сульфідів і місцями інтенсивно окремнени.
Повнокристалічна середньо-і грубозернисті долеріти бувають перетворені на своєрідні піроксен-цеолітові породи, що складаються з анальціма, натроліта, томсоніта, гейлапдіта, десміна, егірінізірованного піроксену і містять до 25% Стено. Для скловати і палагонітсодержащіх долерітов характерно переродження в цеоліт-хлорітовие породи. Кінцевими продуктами метасоматоза є хлорит-монтморіллонітовие гліноподобние освіти. У мінеральному складі прожилки і гнізд провідну роль відіграють цеоліти, кальцит і зрідка халцедон.
На родовищах у інтрузивні Трапп можна виділити три головних мінеральних парагенезіса:
1) високотемпературний скарновий комплекс мінералів - метасоматичні кальцит, гранат (Андрадит-Гросуляр), діопсид або Салит - магнетит, апатит - хлорит (антігоріт тощо), близький за складом до основної мінеральної асоціації залізорудних родовищ Тунгуської синекліза
2) середньотемпературних мінеральна асоціація - дрібно-середньозернисті кальцит, доломіт, сульфіди (пірит, Халькопірит, дуже рідко галеніт), апатит, барит, флюорит-халцедон і кварц-Натроліт, Томсон; на більшості родовищ проявлена дуже слабо або відсутній;
3) низькотемпературний мінеральний комплекс-Хлорити, анальцим, натрієві, натрієво-кальцієві і кальцієві цеоліти (Натроліт, десмін, Томсон, гейландит, шабазіт, сколеціт та ін), іноді халцедон - жильний кальцит - крупнокрісталліческій кальцит (ісландський шпат) - монтморилоніт.
РОДОВИЩА ІСЛАНДСЬКІЙ Шпати СРСР
На території СРСР відомо досить багато проявів ісландського шпату, пов'язаних головним чином з низькотемпературної і гідротермальної мінералізацією ефузивних породах основного складу і товщ карбонатних порід. Більшість з них сконцентровано на Сибірської платформі у межах найбільшої провінції ісландського шпату, а також у активізованих областях завершеної складчастості Гірського Криму, Кавказу, Південного Тянь-Шаню, Центрального Казахстану, Туви, Прибайкалля і Се-веро-Сходу СРСР.
Середньо-Сибірське плоскогір'я
У Єнисейськ-Ленський межиріччі на великих площах басейнів Нижньої та Підкаменної Тунгусок, Середнього Пріангарья і верхів'їв Вілю і котові розташована Сибірська провінція ісландського шпату. Відокремлені кальцітоносний район відомий і в пониззі р.. Оленек. Ця провінція охоплює головні

області прояви трапу магматизму Сибірської платформи-значну частину Тунгуської синекліза (Тунгуської структурно-вулканічної зони, за М. М. Одинцова, 1962), а також Оленекское підняття Анабар-Оленекской антеклізи.
В геологічній будові Тунгуської синекліза головну роль відіграють вулканогенно-уламкові і еффузівние утворення нижчого тріасу, що залягають майже горизонтально. По периферії синекліза і у внутрішніх місцевих підняттях оголені терри-генні відклади середнього-верхнього карбону і перму і іноді карбонатні породи нижнього і середнього палеозою.
Вулканогенно-уламкових тріасовий товща характеризується сильною фаціальні мінливістю, і які становлять її пірокласті-етичні і перевідкладеного вулканогенно-осадові відкладення в різних частинах синекліза не завжди можуть бути зіставлені. В даний час вона розділяється на алюнскую, Тутон-чанскую, ніжнекорвунчанскую і верхнекорвунчанскую почту, що відрізняються переважанням грубоуламкові або мелкообломочних порівняно добре розсортованих порід. Алюнская свита, виділена за даними глибокого буріння в центральній частині синекліза, складена в основному великоуламкових туфами з невитриманими прошарками мелкообломочних туфів, туфопес-чаніков і туфоалевролітов. Значно ширше поширені пестроцветние мелкообломочние туфи, туфопесчанікі, туфоадев-Роліту і туфоаргілліти тутончанской почту, що містять у верхів'ях річок Таймура, чуні та Ілімпеі рідкісні прошаруй вапняків; потужність свити змінюється від 20 до 120 м, численні залишки флори вказують на її Пермь-тріасовий вік.
Стратиграфічний вище випливає ніжнекорвунчанская свита, що займає великі площі Тунгуської синекліза, порівнянна з правобоярской почтом північних схилів Анабар-Оленекской антеклізи. До її складу входять головним чином крупно-і среднеобломочние агломератовие туфи і вулканічні брекчії з лінзами Попільні туфів, туфоалевролітов і туфопесчаніков, кількість яких збільшується в верхах розрізу. Породи містять багаточисельні еруптивні уламки пісковиків, аргілітів і кам'яного вугілля з нижчих пермської товщі, а також різних туфів і долерітов, розміром від кількох сантиметрів до 15-20 м. Вулканічна товща, ймовірно, була сформована в результаті діяльності багатьох туфів вулканів і трубок вибуху ( Лурье, Обручов, 1955), поблизу яких в Аглоу-мератових туфах і туфобрекчії зустрічаються рясні вулканічні бомби і лапіллі. У брекчія практично немає уламків порід фундаменту платформи, що свідчить про порівняно невеликій глибині закладення еруптивних каналів. Потужність почту в районі сел. Тури 300-350 м, в басейні Таймура 200 - 250 м, чуні та Ілімпеі 150-200 м.
Верхнекорвунчанская свита залягає на ніжнекорвунчанской з невеликим незгодою і відрізняється від неї широким розвитком
перемитих і перевідкладеного порід-туфопесчаніков і туфо-алевролітів, що чергуються з прошарками Попільні туфів і туф-фнтов. Зрідка зустрічаються лінзи середньо-і великоуламкових туфів і поодинокі потоки базальту. Потужність свити на крилах синекліза (рр. Учамі, Тутончани, Ейка) 100-250 м, а в центрі (сел. Бабкін) в середньому 20-40 м. Вулкан-осадові породи верхнекорвунчанской свити багаті копалинами залишками флори і фауни раннього тріасу. < br /> Північна і центральні частини Тунгуської синекліза від середньої течії р.. Нижньої Тунгуски до верхів'їв р. Хети зайняті лавове базальтової товщею, потужність якої в Туринської і Агатской западинах (Центрально-Тунгуської і Сивермінской, за Т. Н. Спіжарскому) досягає 2-2,5 км. У басейні р.. Нижньої Тунгуски товща стратіфіціруется на нідимскую, кочечум-ську і ямбуканскую свити.
Нідимская свита оголена в долинах річок Нижньої Тунгуски та її приток Віві, Ямбукана, Кочечумо, Нідима та інші, а також у верхів'ях Коту. Вона привертає увагу широким розвитком міндалекаменних базальтів, мандельштейнов * і кульових лав, мінералізованих кальцитом, цеолітами і халцедоном. У північно-західній частині синекліза в басейнах Північної і Курейко її аналогом є логанчінская свита. Свита складена багатьма лавовими покривами, кожен з яких має потужність від 2-3 до 20-40 м. Пачки з декількох покривів розділені прошарками вулкана-теригенних порід: пестроцветних туфопесчаніков, туф-фітов і гравелітов. Н. В. Дренова (1971 р.) нідимская свита розчленована на три подсвіти: ніжненідимскую-інтенсивно мінералізованих лав, кандаканскую-туфолавовую і унтуун-ську-схожу на ніжненідимскую, але мінералізовану набагато слабкіше. Загальна потужність свити 300-500 м. За кордоном Туринської западини нідимскіе лави фаціальні заміщаються туфогеннимі породами верхнекорвунчанской свити.
Базальтові покриви кочечумской свити підстилаюча пачкою пестроцветних вулкана-теригенних порід потужністю до 80 м і оголені на вододільних плато головних річкових долин. Це немінералізованние "сухі" лави, великі покриви яких простежуються на сотні кілометрів і служать маркірують горизонтами. На півночі синекліза низів кочечумской почту, ймовірно, відповідає Аянська, а верхів-хоннамакітская свита, за Я. І. Полькіну.
Розріз лавове товщі в центрі синекліза в межиріччі Віві-Ямбукан-Тембенчі вінчається ямбуканской почтом,
 'У петрографічної літературі термін "мандельштейн" і "міндалекамен-ний базальт" зазвичай є синонімами. Ми вважаємо за доцільне відрізняти базальти з типовою пойкілоофітово-інтерсертальной структурою і порівняно рідкісними мигдалинами від шлаковідних вітробазальтов з численними мигдалинами, називаючи перший "міндалекаменнимі базальтами", а друга "мандельштейнамі".
 
що складається з дрібнозернистих порфироподібна базальтів і Анама-зітов, підстилаючих і перешаровуються туфопесчанікамі і туфоалевролітамі. Потужність світи досягає 250 м, а вік її з недостатньо чітким палеонтологічними даними, можливо, відповідає середньому тріасі.
На площі Тунгуської сінсклізи, особливо в її крайових частинах, широко проявлені інтрузивні Трапп, серед яких за формою та умовами залягання розрізняються Сіллах, дайки, жило-подібні тіла, штоки, хоноліти і т. п. При цьому великі пласт-подібні тіла долерітов характерні для шаруватих палеозойських порід, а в неоднорідних туфах зустрічаються головним чином дейкн, жили і інтрузивами центрального типу.
Н. Н. Урванцева та ін (1972) породи трапу формації розчленовані на вісім петрохіміческіх рядів: вапняно-луга-ної, щслочно-вапняний, субщелочной, вапняно-залозистий, нзвестково-глиноземистий, субкіслий, субмагнезіальний і магнезіальний. Найбільш широко поширений вапняно-лужний ряд, представлений нормальними (по В. С. Соболєву, 1936) базальту ми і долерітамі з пойкілоофітово-інтерсертальной і співай-кілоофітовой структурами, які містять 48-49% кремнезему і не більше 3% лугів.
Що нас цікавить район розвитку родовищ ісландського шпату відноситься до виділеної В. Л. Масайтісом (1964) Тунгуської трапу субпровінціі, де в основному проявлені нормальний, залозистий і субщелочной (натровий) типи базальтових розплавів. У південній і особливо у південно-східній частинах Тунгуської синекліза (в басейнах чуні, Ілімпеі, Чони, Ахтаранди • та ін) каліцтва мінералізація нерідко пов'язана з тілами субщелочних і збагачених водою Трапп, що містять первинні цеоліти, анальцим, палагоніт та лужні піроксени (Лебедєв , 1957; Дмитрієв, 1963; Юдіна, 1965 та ін.) У складі субщелочних долерітов зазвичай присутній від 46 до 50% кремнезему і від 3,5 до 6% лугів.
Тим еффузівнимі і інтрузивними трапами існує тісний комагматіческая зв'язок (Урванцев та ін, 1972). Більшістю дослідників зараз виділяється чотири головні фази трапу магматизму:
1) перший раннетріасовая, представлена тутончанскім і Чал-Бишівський інтрузивними комплексами, синхронними освіти туфогенной товщі і нідимскіх лав;
2) другий раннетріасовая з нормальними долерітамі Катанга-ського і амовского комплексів, порівнянними з "сухими" Коче-чумскімі лавами; з цією фазою пов'язано впровадження не менше 90% обсягу всієї трапу магми;
3) ранньо-среднетріасовая, що характеризується формуванням диференційованих інтрузивами курейского і кузьмовского комплексів;

4) срсднетріасовая з Дайк долерітов агатского і Кірамен-Галушкинського комплексів, прориваються ямбуканскіе лави. Інтрузія-ні Трапп Оленекского підняття, на думку Б. Н. Леонова і Н. II. Гогін (1968), утворилися в ранньому палеозої при перших проявах трапу магматизму на Сибірської платформі. За складом вони багато в чому схожі з нормальними трапами Тунгуської сінсклізи.
В даний час відомі дані за абсолютним віком траппоз, іноді дуже цікаві і несподівані. Так, за радіологічними визначень калій-аргоновий методом (Кузнецов и др., 1969), нормальні, палагонітовие і толеітовие долеріти пластових інтрузій і великих ДАЕК мають вік 250 - 350 млн. років, що відповідає пізньої перму-ранньому тріасі, а дрібні січних тіла толеітових, міндалекаменних, палагоніто-вих і анальцімсодержащіх Трапп образовалісь188-70,5 млн. років тому, тобто в позднеюрское-раннемеловое час.
Наявність ісландського шпату в Єнисейськ-Ленський межиріччі стало відомо в результаті робіт експедицій С. Попова у 1794 р. і Р. Маака в 1853-1854 рр.. на р. Вілюй і О. Л. Чекановського в 1873 р. на р.. Нижня Тунгуска. Однак у зв'язку з важкою доступністю родовища почали вивчатися тільки в двадцятих роках цього століття і незабаром придбали велике практичне значення. Величезна площа Сибірської провінції ісландського шпату поділяється на три райони: Нижньо-Тунгуський (Путо-ранскій), Ангаро-вілюйський (Катангскій) і Оленекскій, що відповідають регіональним зонам трапу вулканізму. У першому районі родовища ісландського шпату локалізовані в еффузівних базальтах, у другому-в вулканогенно-уламкових породах і інтрузивні Трапп, а в третьому-в карбонатних породах сннія і кембрію, пересічених Дайк Трапп.
7. Нижньо-Тунгуський (Путоранскій) кальцітоносний район
Район охоплює басейн середньої течії Нижньої Тунгуски з її великими притоками-Кочечум, Нідим, Віві, Тутончани і верхів'їв Коту, глибоко прорізають лавові товщу. Цеоліт-каліцтва мінералізація і родовища ісландського шпату розвинуті головним чином у мандельштейнах і кульових лавах нідимской почту, групуючись в роз'єднані кальцітоносние поля. У південній половині району, що тяжіє до долини р.. Нижньої Тунгуски та пониззя її притоків, виділено десять полів: Алюн-ське (Нижньо-Тунгуське), Тутончанское, Нідимское, Нідимкан-ське, Нижньо-Тембенчінское, Середньо-Тембенчінское, Туринське, Туру-Кочечумское, Ленко-Нелгекегское і Кірямкінское. Північна частина району (вище полярного кола) вивчена слабкіше, в ній намічається 'три кальцітоносних поля: Бука-Котуйканское, Чиріно-динська і Агата-Північне. Найбільш цікаві в усіх відношеннях Нідимское і Алюнское поля.

Нідимское кальцітоносное поле розташоване на південній околиці лавове товщі в середній течії р.. Нідим. У долині оголені среднеобломочние агломератовие туфи і туфопесчанікі ніжнекорвунчанской почту, на яких лежать сім базальтових покривів нідимской свити. Три нижніх покриву потужністю від 10 до 30 м кожен виконують мульдообразную западину, витягнуту в субширотне напрямку на 25-30 м, і злегка нахилені до її центру. Між другим і третім покривами залягає уславився туфопесчаніка і туфоалевроліта потужністю до 3 м. Ця пачка лавових покривів відноситься до ніжненідимской під-свиті і перекрита потужним горизонтом (40-60, іноді до 80 м) пестроцветних туфоалевролітов і туфопесчаніков, за якими ідуть чотири інших базальтових покриву, в середньому мають потужність по 20 м. У верхів'ях Нідима і Хуроіконгди розріз вінчається двома лавовими покривами кочечумской почту, розділеними прошарками туфопесчаніка (рис. 1).
Лавові покриви нідимской свити складені темними стовпчастими базальтами з потужною верхній зоною манделиптейна (від 1 до 10-12 м) і нижньої міндалекаменной або пористої зоною висотою від 10 до 50 см. В основі першого і третього покривів, підстилаючих вулканогенними породами, зустрічаються лінзи кульових лав , которие.іногда простежуються на декілька кілометрів, мають потужність до 50 м і інтенсивно мінералізовані. У районі аеромагнітним даними виділено велику зона розлому, що проходить вздовж долини Нідима, яка Оперяють субмеридіональними скидання-зрушеннями і субширотні тріщинами.
Більшість проявів ісландського шпату пов'язано з кульовими лавами третій і рідше перший покривів. Всі вони мають у загальному аналогічну будову. Як приклад можна привести одну з мінералізованих лінз кульових лав третій покриву, що виконує пологу депресію субстрату довжиною близько 1,2 км.
У контакту з підстилаючих туфоалевролітамі кульова лава складена щільно упакованими базальтовими "подушками" розміром 1,5-2 м. Потім упаковки-а блоків поступово розріджується, і вони набувають еліпсоїдальної або сферичну форму. При цьому у великих сфероїд з'являється бура мандельштейновая кірка, а дрібні (розміром до 0,5-0,8 м у поперечнику) іноді без остачі складені мандельштейном. Межглибовое простір заповнений тахілітовой дресвой, зцементований кальцитом і цеолітами (рис. 2). Уламки тахіліта мають увігнуто-опуклу форму і, очевидно, є зруйновані кірки сфероїд. Особливо багато дресви міститься у верхній частині лінзи, де зустрічаються тільки рідкісні плоскі брили мандельштейна. Вище кульова лава змінюється щільним мандельштейном з великими кальцитовими мигдалинами, за яким йде звичайний дрібнозернистий базальт.

Цеоліт-каліцтва мінералізація особливо рясна в центральній частині лінзи кульових лав на інтервалі близько 300 м Тут була відзначена вертикальна зональність мінералізації, що фіксується щодо зміни складу цеолітів. Внизу кульовий лави переважає морденіт, що оточували щільно упаковані базальтові брили. Вище по розрізу в скупченнях дресви з'являються десмін і потім гейландит. У зоні переходу кульовий лави в щільний мандельштейн морденіт відсутній або його дуже мало. Крім цих цеолітів, широко поширені апофілліт, Томсон, дебатів, а також мінерали групи монтморіллоніта і гідрослюд (сапоніт, Селадону та ін.) Кальцит утворює тонкі прожилки або зустрічається в гнездообразних скупченнях у між-




д.д.д.д.д.д "д. а.д.д.д.д.д.Д 'д. ^. Л.Л.Д.А.Л-^
ПРО12 3 ^ м
ЕЗ/ЕЛЬ ЕШЗз Г ^ Ъ Е ^ Ь ДП/7
Рис. 2. Деталі будови кальцітопосіой кульовий лави. За Д. А. Золотарьову (1962 р.)
/-Базальт; 2-туфопесчанік: 3-мелкообломочний мінералізований матеріал;
4 - прожилки і облямівки цеолітів; 5 - глина; 6 - ісландська шсат
кульовому просторі і в порожнинах мандельштейна. Переважають монокристальна або сдвойнікованние виділення кальциту химерної форми вагою від 1-2 до 30 кг, що асоціюються з мор-денітом і монтморіллонітом. Кристали пронизані численними голками морденіта і тільки в центрі напівпрозорі або прозорі. Для практичних цілей більш цікавий кальцит другої генерації, який супроводжується десміном і гейландітом і представлений добре освіченими прозорими скаленоедрі-ними кристалами зі світло-жовтим забарвленням.
Своєрідне будову має незвичайно потужна (40-50 м) лінза кульових лав, що знаходиться поблизу гирла р.. Гутконгди. Її нижня частина майже не виявляє "подушкові" текстури і складена компактним базальтів з ксенолітамі підстилаючих туфів. Середня частина лінзи до висоти 20 м має ясно виражений-

ву кульову текстуру. Ще вище розвинуті сплощені блоки пористого мандельштейна, розділені порівняно великими ділянками дресви. Місцями ці блоки замикаються, утворюючи усередині-покривну зону мандельштейна, багату дрібними кальцитовими мигдалинами і короткими прожилками томсоніта, анальціма, ломонтіта і ізреДКА кальциту.
Скупчення ісландського шпату зустрічаються в середній частині лінзи серед сильно мінералізованою дресви і зазвичай супроводжуються монтморіллонітом. У цементації дресви беруть участь також гейландит, ломонтіт, апофілліт, морденіт, Томсон, дес-мін, халцедон і мінерали із груп Хлорити і гідрослюд. Складні зростки ромбоедріческіх кристалів ісландського шпату відокремлені від дресви облямівкою з дрібнозернистого кальциту і халцедону або цеолітів. Добре ограновані кристали зазвичай мають більш високу якість.
Алюнское кальцітоносное поле розташоване в долині Нижньої Тунгуски нижче р. Люлюікти. Серія лавових покривів нідимской свити виконує тут пологу депресію в корвунчанскіх відкладеннях площею близько 1500 км2. Два нижніх покриву місцями перемяти, інші залягають майже горизонтально зі слабким нахилом на північний схід під кутом 1-2 °.
Лавове товща розділена прошарками туфів і вулкани-осадоч-них порід на кілька пачок, кожна з яких складається з одного-двох потужних і протяжних покривів і ряду тонких, швидко виклінівающіхся покривів або потоків. У межах кальцітоносного поля ніжненідимская подсвіта складена чотирма пачками покривів потужністю від 15-20 до 70-80 м. У підставі ряду покривів зустрічаються лінзи кульових лав, довжиною від кількох десятків метрів до 1-2 км і потужністю від 1 до 10-15 м. Вище слідують порівняно однорідні базальтові покриви верхів нідимской почту з витриманими прошарками туфопесчаніков. На плоских вершинах високих вододілів збереглися останці потужного (50-60 м) базальтового покриву, що відноситься до кочечумской почту. У районі фіксуються кілька широких зон розривних порушень північно-східного, субширотного і північно-західного простягання, уздовж яких базальти іноді цеолітізіровани і окремнени.
Скупчення ісландського шпату виявлені в мандельштейнах і кульових лавах 2, 2-а, 3, 3-а, З-б і 5-го покривів. Найбільш інтенсивна мінералізація наголошується в малопотужних покривах 3-а і З-б, підстилаючих кульові лави покриву 4. Ці покриви в середньому мають потужність по 2-3 м, яка іноді збільшується до 10-15 м, і пологий горбкуваті або брилові поверхню. В основному вони складені міндалекаменним базальтів, а в місцях виклинювання-сильно пористим Мандельштам-ном. У прогину покрівлі цієї пачки залягають кульові лави великої 4 покриву, звичайно підстилають зеленуватим або червоним обпаленим туфопесчаніком. "^ ^ ЛскЛ Горяид ~

Спостерігається порівняно багато невеликих лінз кульових лав довжиною від 20 до 600 м і потужністю від 1,5 до 10 м. Лави містять від 30 до 70% дресви, якої особливо багато у верхніх частинах лінз. Вони рясно мінералізовані кальцитом, морденіт-те, гейланднтом, Хлорити, гідрослюд і монтморіллонітом, рідше халцедоном, анальцімом і апофіллітом, що утворюють численні прожилки і гнездообразние безформні скупчення. У гніздах, що примикають до сфероїд міндалекаменного базальту, часто зустрічаються зростки великих, частково огранених кристалів напівпрозорого кальциту, які рясніють