Зміст
1. Введення
2. Мінеральна речовина і середу кальцітообразованія
3. Мінеральні типи родовищ ісландського шпату
4. Кальцітоносние вулканічні формації
5. Родовища ісландського шпату
6. Геолого-структурна обстановка кальцітообразованія
ВСТУП
Ісландська шпат - прозора крупнокрісталліческая різновид кальциту - рідкісний і дефіцитний вид мінеральної сировини. Цей мінерал має унікальні властивості, що визначають його широке застосування в оптиці: хорошим пропусканням світла в діапазоні від ультрафіолетової до ближньої інфрачервоної області спектра, великим двозаломлення і високою. Ступенем поляризації світлового пучка, при достатній механічної міцності і стійкості до впливу високих температур. Кристали ісландського шпату або їх частини, що відповідають технічним вимогам, отримали назву оптичного кальциту.
З оптичного кальциту виготовляються поляризаційні призми конструкції Глана, Глана-Томпсона, Глазебрука, Аренса, Франка-Ріттера, Ніколу, Коттона, двупреломляющіе призми Волластоном, Сенармона, Рошона, напівтіньових призми Шенрока, Шіппіха, лучеразводящіе циліндри та пластини, біфокальні лінзи та інші головні деталі Апаратура, поляриметрів, фотометрів, інтерферометрів, поляризаційних мікроскопів і т. п. Прилади, що працюють з поляризованим світлом, необхідні для різноманітних наукових досліджень і застосовуються в оборонній, хімічної та харчової промисловості, в астрономії та медицині.
Останнім часом значення оптичного кальциту ще більше зросла у зв'язку з його використанням в нових галузях науки і техніки, головним чином у квантовій електроніці, оптотроніке та астрофізики. Оптичний кальцит виявився незамінним або найбільш ефективним матеріалом модуляторів випромінювання і затворів оптичних квантових генераторів, елементів непрервного і дискретного сканування світла, вузькосмугових інтерференційної - поляризаційних світлофільтрів. Ці пристрої є невід'ємною частиною лазерів, оптико-електронних обчислювальних машин та інших систем, що мають найважливіше значення для самої сучасної техніки і дослідження космосу.
Промисловість пред'являє жорсткі вимоги до якості оптичного кальциту. Чинними технічними умовами суворо лімітуються Мінімальні розміри збагачених кристалів. Не допускаються тріщини і двійники, а також тверді і газово-рідкі включення, видимі неозброєним оком. Оптичний кальцит, який застосовується для роботи в ультрафіолетової області спектру, повинен пропускати від 35 до 50% світла з довжиною хвилі 2200 ", а в інфрачервоній області - від 90 до 99% світла з довжиною хвилі 7000? . Оптичний кальцит є одним з найдорожчих видів мінеральної сировини.
У світі відомо небагато промислових родовищ оптичного кальциту (Мексика, Південна Африка. Республіка, США, Ісландія). Найбільше з них родовище Гельгустадір в Ісландії повністю відпрацьовано і в даний час основним закордонним джерелом оптичного кальциту служать мексиканські родовища в штатах Чіуауа, Дуранго і Сонора.
На території колишнього СРСР прояви ісландського шпату вперше були відзначені в середині дев'ятнадцятого - початку двадцятого століть Р. МААК і О. Л. Чекановський в Сибіру, А. Лагоріо, В. Д. Соколовим і М. А. Земятченскім в Гірському Криму і В. І. Воробйовим на Північному Кавказі. В результаті, систематичного геологічного вивчення нашої країни після Великої Жовтневої соціалістичної революції кількість знахідок цього мінералу було в багато разів збільшена. Геологорозвідувальні роботи в кінцевому результаті привели до відкриття ряду великих родовищ.
 
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 кальцитових 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, 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. Нечітка горизонтальна зональність у розподілі анальціма намічається на родовищах Алюнского кальцітоносного поля.
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-андрадпт), 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 піроксен-цеолітових породах анальцим і Натроліт знизу вверх поступово змінюються натрієво-кальцієвими і кальцієвими цеолітами-томсонітом, гейландітом, десміном, ломонтітом, шабазітом і сколецітом.
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-ме-тасоматіческій кальцит, гранат (Андрадит-грссуляр), 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
 
МІНЕРАЛЬНІ ТИПИ РОДОВИЩ ІСЛАНДСЬКІЙ Шпати
Кальцит - карбонат кальцію теоретичного складу СаО 56% і СО 2 - 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 мономінеральих 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-кальцій-товий, 2) мономінеральних кальцитових, 3) кальцит-кварцовий, 4) кварц - сульфідно-кальцитових і 5) Мікроклін-кальцит-Моріо-новий.
 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 високої якості.
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 засоб?? і окварцованних і доломітізірованних мармурів (Пелінгічей).
 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.
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 раннепротерозойского віку, а також спіліти, вапняками і сланцями середнього, 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.

КАЛЬЦІТОНОСНИЕ Вулканічний Формація
Найбільш поширені родовища халцедон-цеоліт-кальцитових формації локалізовані безпосередньо в базальтах, андезиту або в супроводжуючих їх вулканогенно-уламкових породах і субвулканіческіх долерітах. Генетична спорідненість родовищ ісландського шпату і базальтоідов знаходить пояснення у сприятливому складі летких компонентів основної магми, збагаченому вуглекислотою і хлором, порівняно високий вміст кальцію в базальтоідах, а також в спільності структурно-тектонічних умов їх утворення. І ті, і інші ставляться до єдиної фації глибинне, сформовані в приповерхневої або у близькій до неї обстановці. Вузька спеціалізація петрохіміческая комплексів основних вулканічних порід особливого значення не має, очевидно, зважаючи на достатнього подібності їх хімічного складу і однотипності поствулканіческіх еманацій.
Кальцітоносние вулканічні формації характеризуються низкою особливостей.
1. Вони мають відносно молодий, переважно мезозойської або третинний, рідше середньо-і позднепалеозойскій вік. Багатьма дослідниками відзначалося надзвичайно широкий розвиток в мезозой-каінозое процесів трапу, андезитового і трахібазальтового вулканізму, що охопили Сибірську, Африканську, Індійську і інші древні платформи, а також багато областей завершеної складчастості. Цікаво, що познечетвертічние і сучасні лави, що знаходяться на поверхні, практично не мінералізовані. Це свідчить про більш пізньої мінералізації ефузивних породах в порівнянні з формуванням покриву і про гідротермальної поствулканіческой природі кальцітобразую-щих розчинів.
2. Кальцітоносние вулканічні формації як на древніх платформах, так і в складчастих областях завжди складають верхню частину стратиграфічного розрізу. Кальцітоносние туфи і лавові покриви слабо дислоковані. Вони лягають на підстилають породи з кутовим або структурним незгодою, заповнюючи прогини або западини грабен-синклінальні типу. Відхилення від горизонтального або дуже пологого залягання обумовлені в більшості випадків нерівним рельєфом субстрату або всередині-формаційних вулкана-тектонічними переміщеннями.
3. Еффузівная діяльність зазвичай здійснювалася в наземних умовах, про що можна судити з прошарками континентальних. або мілководних осадових порід серед туфів і лав. Цьому не суперечить наявності в товщах лавових покривів горизонтів кульових лав, яким зазвичай приписується підводне морське походження. Кульові базальти Сибірської платформи, Тімана і Прибайкалля складають нижні частини лавових покривів і утворилися при зіслання лави в дрібні прісноводні басейни або на заболочену поверхню.
Осадочно-вулканогенні товщі формувалися протягом тривалого часу, відповідали одній або навіть декількох геологічних епох. Еффузівная діяльність зазвичай починалася експлозівнимі викидами пірокластичні матеріалу з вулканічних апаратів центрального типу і завершувалася тріщинами виливами лав. Надалі при поновленні вулканічних процесів можлива поява нових центральних вулканів уздовж закупорених лавою вивідних розломів. Всі зазначені стадії вулканізму супроводжуються утворенням на різній глибині комагматіческіх інтрузивні тел.
Кальцітоносние вулканічні формації відповідають трьом основним Геотектонічні і петрохіміческім типами: 1) трапу формаціям древніх платформ 2) пізнім андезито-базальтовим формаціям складчастих областей, 3) трахібазальтовим формаціям областей тектоно-магматичної активізації. Трапу формації древніх платформ характеризуються величезними масштабами накопичення вулканічних продуктів. Так, раннемезозойскіе Трапп Сибірської платформи поширені на площі більше 1,5 млн. км2.Сопоставімие розміри мають трапу області Африканської, Індійської та інших докембрійських платформ. За хімічним складом Сибірська трапу формація типово толеітовая з присутністю як пересичені кремнеземом кварцових толеітов, так і недосищенних олівінових. Широко поширені нормальні Трапп вапняно-лужного ряду, при цьому базальти звичайно більш насичені кремнеземом, ніж інтрузивні долеріти.
Головні фази трапу вулканізму в Сибіру датуються раннім тріасі, у Південній Африці - Юрою, в Індії - кінцем пізньої крейди - початком еоцену. Вражає дивне одноманітність структурного стану, умов залягання і складу всіх головних трапу формацій світу.
Посторогенние андезито-базальтові формації утворилися в останні стадії розвитку геосинклінальних систем слідом за основними фазами складчастості. Вони в основному відповідають стадіям формування міжгірських прогинів і брахісінклінальних западин, що знаменує поступовий перехід до платформеному режиму. Виділяються, крім того, протяжні вулканічні пояси приокеанічних типу, що утворюються вздовж кордонів оформилися складчастих областей з зароджуються геосінкліналямі (Східно-Азіатська вулканічна провінція), в яких також присутні базальтові лави.
Посторогенние, послескладчатие вулканічні формації зазвичай мають змішаний базальто-андезито-ріолітовий склад. Базальтові представники цього ряду, як правило, належать до толеітовой асоціації контаміновані "корови" Магма і є найбільш ранніми продуктами вулканічних процесів.
Дуже важливим є питання про форми зв'язку родовищ ісландського шпату з вулканічними породами. Ми вже відзначали, що родовища халцедон-цеоліт-кальцитових складу розташовуються серед основних еффузівних і субвулканіческіх порід і, ймовірно, мають спільні з ними магматичні джерела.
У олівін-базальтовому розплаві при температурі 900 ° С і тиску 1000 атм розчиняється 2,4% води, а при температурі 1000 ° С і тиску 3000 атм цей розплав може містити вже 5,4% води. Отже, кожні 10 м3 базальтової магми могли скинути при своєму русі в земній корі близько 1 т ювенільної води. Більша частина розчиненої води відділяється від зберігає температуру розплаву ще при високому тиску (до 1000 атм), тобто нижче земної поверхні на 3-4 км. Ці експериментальні дані добре узгоджуються з геологічними спостереженнями, що свідчать про те, що головна маса летючих компонентів випереджала висхідну основну магму, даючи початок експозівним викидів пірокластичні матеріалу. З цієї ж причини виливу лав завжди бувають практично "сухими" і гідротермальних мінералізація вулканогенних товщ здійснюється поствулканіческімі термальними водами.
Родовища ісландського шпату можуть формуватися також у товщах і прошарку карбонатних порід на шляхах руху таких вод. На Сибірської платформі, у Прибайкалля, на Малому Кавказі, в Гірському Криму, Прібалхашье і в інших місцях відомі численні мономінеральних родовища у вапняках, підстилаючих кальцітоносние ефузивних породах. Просторова асоціація родовищ ісландського шпату з мономінеральних кальцитових-халцедон-цеоліт-кальцитових мінералізацією підкреслюється спільністю регіональних рудоконтролюючих структур і однаковою приповерхневої фаціей глибинність мінеральних тел.
Відповідно до формацією вулканічних порід і регіональної геотектонічної структурою виділяються три типи провінцій ісландського шпату.
1. Провінції древніх платформ з проявом трапу магматизму. До цього типу відносяться провінції ісландського шпату в позднепалеозойскіх-раннемезозойскіх трапу формаціях Сибіру і Карру в Південній Африці, позднедевонскіх Трапп Тімана (Російська платформа), а також у позднемезозойскіх - палеогенових платобазальтах Декана (Індійська платформа) та Північно-Атлантичного базальтового поля.
Кальцітоносние Трапп найкраще вивчені на прикладі Сибірської провінції, де родовища ісландського шпату знаходяться як в базальтах нідимской свити нижнього тріасу, так і в вулканогенно-уламкових породах ніжнекорвучанской почту й субвулканіческіх долерітах. У переважній більшості випадків вони представлені халцедон-цеоліт-кальцитових типом мінералізації і тільки на Оленекском підняття у вапняках і доломітах сінія і кембрію відомі прояви ісландського шпату мономінеральних кальцитових типу, що тяжіють до полів розвитку долеритових ДАЕК і вулканічних брекчія.
2. Провінції областей завершеної складчастості з проявом пізнього андезито-базальтового вулканізму. Такі провінції поширені досить широко і за віком головних фаз складчастості і формування кальцітоносних вулканічних комплексів підрозділяються на герцинського (в основному позднепалеозойскіе) і альпійські (мезозойські і палеоген-неогенові). Характерна наявність ісландського шпату безпосередньо у вулканічних породах, а також у вапняках складчастої субстрату вулканогенних товщ.
3. Провінція областей автономної тектоно-магматичної активізації з проявом трахібазальтового вулканізму. Приклад провінції цього типу - широка смуга Байкало-каледонскіх консолідованих складчастих структур Прибайкалля і Східного Саяна, яка разом із пов'язаною з нею крайової південно-західною частиною Сибірської платформи зазнала мезозой-кайнозойську активізацію з рясними виливами андезито-базальтових і трахібазальтових лав. Каліцтва мінералізація, як і в більшості попередніх випадків, спостерігається не тільки в неогенових ефузивних породах, але і в товщах верхньопротерозойських і ніжнекембрійскіх вапняків. На західному продовженні цієї провінції в Туве серед протерозойських мармурованних вапняків знаходяться кальцітоносние поля Сангіленского сінклінорія. Тувинські родовища асоціюються з молодими Дайк долерітов і мають послемеловой вік.
Найбільше практичне значення належить провінціям ісландського шпату древніх платформ, що пояснюється величезними масштабами вулканічної діяльності я супутньої гідротермальної мінералізації.

РОДОВИЩА ІСЛАНДСЬКІЙ Шпати
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 Північно-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, 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 Теригенні 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 пірокластичні і перевідкладеного вулканогенно-осадові відкладення в різних частинах синекліза не завжди можуть бути зіставлені. В даний час вона розділяється на алюнскую, тутончанскую, 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, туфоалевроліти 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 до?? менного 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, поблизу яких в агломератових 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 туфоалевролітов, що чергуються з прошарками Попільні туфів і туффітов. Зрідка зустрічаються лінзи середньо-і великоуламкових туфів і поодинокі потоки базальту. Потужність свити на крилах синекліза 100-250 м, а в центрі в середньому 20-40 м. Вулкан-осадові породи верхнекорвунчанской свити багаті копалинами залишками флори і фауни раннього тріасу.
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, кочечумскую 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, туффітов і гравелітов.
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.
Розріз лавове товщі в центрі синекліза в межиріччі Віві-Ямбукан-Тембенчі вінчається ямбуканской почтом, що складається з дрібнозернистих порфироподібна базальтів і анамезітов, 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, жілообразние тіла, штоки, хоноліти і т. п. При пов