Скопления исландского шпата встречаются в средней части линзы среди сильно минерализованной дресвы и обычно сопровождаются монтмориллонитом. В цементации дресвы участвуют также гейландит, ломонтит, апофиллит, морденит, томсонит, десмин, халцедон и минералы из групп хлорита и гидрослюд. Сложные сростки ромбоэдрических кристаллов исландского шпата от­делены от дресвы оторочкой из мелкозернистого кальцита и халцедона или цеолитов. Хорошо ограненные кристаллы обычно имеют более высокое качество.

Алюнское кальцитоносное поле расположено в долине Нижней Тунгуски ниже р. Люлюикты. Серия лавовых покровов нидымской свиты выполняет здесь пологую депрессию в корвунчанских отло­жениях площадью около 1500 км2. Два нижних покрова местами перемяты, остальные залегают почти горизонтально со слабым наклоном на северо-восток под углом 1-2°.

Лавовая толща разделена прослоями туфов и вулкано-осадочных пород на несколько пачек, каждая из которых состоит из одного-двух мощных и протяженных покровов и ряда тонких, быстро выклинивающихся покровов или потоков. В пределах кальцитоносного поля нижненидымская подсвита сложена четырьмя пачками покровов мощностью от 15-20 до 70-80 м. В основании ряда покровов встречаются линзы шаровых лав, протяженностью от нескольких десятков метров до 1-2 км и мощностью от 1 до 10-15 м. Выше следуют сравнительно однородные базальтовые покровы верхов нидымской свиты с выдержанными прослоями туфопесчаников. На плоских вершинах высоких водоразделов сохранились останцы мощного (50-60 м) базальтового покрова, относящегося к кочечумской свите. В районе фиксируются несколько широких зон разрывных нарушений северо-восточного, субширотного и северо-западного простирания, вдоль которых базальты иногда цеолитизированы и окремнены.

Скопления исландского шпата обнаружены в мандельштейнах и шаровых лавах. Наиболее интенсивная минерализация отмечается в маломощных покровах, подстилающих шаровые лавы покрова. Эти покровы в среднем имеют мощность по 2-3 м, которая иногда увеличивается до 10-15 м, и пологоволнистую бугорчатую или глыбовую поверхность. В основном они сложены миндалекаменным базальтом, а в местах выклинивания - сильно пористым мандельштейном. В прогибах кровли этой пачки залегают шаровые лавы, обычно подстилающиеся зеленоватым или красным обожженным туфопесчаником.

Наблюдается сравнительно много небольших линз шаровых лав длиной от 20 до 600 м и мощностью от 1,5 до 10 м. Лавы содержат от 30 до 70% дресвы, которой особенно много в верхних частях линз. Они обильно минерализованы кальцитом, мордени-том, гейланднтом, хлоритом, гидрослюдами и монтмориллонитом, реже халцедоном, анальцимом и апофиллитом, образующими многочисленные прожилки и гнездообразные бесформенные скопления. В гнездах, примыкающих к сфероидам миндалекаменного базальта, часто встречаются сростки крупных, частично ограненных кристаллов полупрозрачного кальцита, которые изобилуют

Рис. 2. Детали строения кальцитоносного покрова, залегающего под шаровой лавой.

/—шаровая лава; 2—базальт; 3—миндалекаменные базальты; 4—мандельштейн; 5 — прожилки цеолитов; 6 — халцедон; 7 — исландский шпат; 8 — трещины отдельности; 9—граница покровов

включениями морденита, сапонита и почти не представляют практического интереса.

Продуктивная часть минерализованной зоны ограничена мандельштейнами и миндалекаменными базальтами, находящимися непосредственно под шаровыми лавами. Богатая минерализация кальцитом и халцедоном отмечается среди глыбовых лав. В Алюнском поле из­вестны также иные структурные типы кальцитовой минерализации. Так, скопления исландского шпата в скалах Суслова на правом берегу р. Нижней Тунгуски связаны с тонким горизонтом шаровой лавы в основании 5 базальтового покрова. В пределах этого горизонта типичная шаровая лава, сложенная мелкими сфероидами с дресвой, чередуются с участками недоразвитой подушечной текстуры. В таких местах крупные матрацевидные блоки миндалекаменного базальта соединены с вышележащим мандельштейном. Мощность шаровой лавы колеблется от 10—15 см до 2 м, в среднем 0,5 м.

Среди минерализованной дресвы часто встречаются небольшие неправильные или изометричные полости со сростками полупрозрачных скаленоэдрических кристаллов кальцита и исландского шпата размером до 15 см по длинной оси. Здесь широко распространены хлориты, монтмориллонит, палагонит и особенно морденит, который тесно ассоциируется с исландским шпатом и включен в его кристаллы.

Кальцитовая минерализация в мандельштейнах, не связанная с шаровыми лавами, наблюдается в тектонической зоне, наложенной на лавовые покровы низов нидымской свиты. Пачка, состоя­щая из 1, 2 и 3 покровов, наклонена на северо-запад под углом от 10 до 60° и пересечена вертикальными сбросами с амплитудой смещения блоков до 10-15 м. Минерализация развита в мандельштейнах 2 покрова, мощность которых в этом месте достигает 10 м, и в перекрывающем их покрове-сателлите, сложенном почти нацело мандельштейном.

Раздробленные мандельштейны с многочисленными миндалинами палагонита, кальцита и халцедона рассекаются жилами кальцита и цветного яшмовидного халцедона мощностью от 5 до 80 см. Такие же халцедоновые жилы были встречены в базальтах.

Кристаллы исландского шпата находятся в полостях у висячего бока жил яшмовидного голубовато-синего или кирпично-красного халцедона. Они интенсивно окрашены в желтый цвет и содержат включения пирита и халькопирита.

ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНАЯ ОБСТАНОВКА КАЛЬЦИТООБРАЗОВАНИЯ

Прежде всего необходимо отличать своеобразные вулкано-тектонические структуры месторождений в вулканических породах от тектоногенных структур телетермальных месторождений в известняках. В обоих случаях должны рассматриваться взаимосвязанные структуры разного порядка: кальцитоносных районов – полей - минерализованных тел - скоплений кристаллов исландского шпата. Два первых звена - это сравнительно крупные региональные структуры, которые в основном определяют размещение позже минерализованных горных пород; остальные представляют собой частные структуры локализации исландского шпата и сопутствующих ему гидротермальных минералов.

Частные структуры локализации отражают наиболее типичные черты месторождений оптического кальцита, формирующихся в условиях малых и очень малых глубин. Отсутствуют деформации, связанные со складчатостью. Основной структурный рисунок создается сложной системой разрывных нарушений или специфическими контракционными трещинами и первичной пористостью эффузивных и субвулканических пород. Трещины образуются в зоне легких статических нагрузок, где процессы растяжения преобладают над сжатием, характерно обилие открытых трещин отрыва и участков грубого дробления пород. Большую роль играют гравитационные деформации-структуры проседания и обрушения над свободными полостями самого различного размера и происхождения: от вулканических кальдер до карстовых пещер.

Интравулканические структуры месторождений и кальцитоносных тел в эффузивных породах определяются особенностями внутреннего строения пачек лавовых покровов, текстурой лав и наличием поздних разрывных нарушений. В соответствии с этим выделяются: 1) структуры контактов покровов, 2) протоэффузивные внутрипокровные структуры и 3)структуры постлавового дробления.