Неметаллические полезные ископаемые.

Глава 13. Пьезооптическое сырье.

В настоящей главе рассматриваются жильный кварц, используемый в производстве прозрачного кварцевого и многокомпонентных оптических стекол, горный хрусталь и окрашенные крупные кристаллы кварца, применяемые для изготовления оптических и пьезооптических изделий, а также кристаллы флюорита и исландского шпата, из которых производятся детали оптических приборов. В группу пьезооптического сырья включают также не рассматриваемые здесь чистые (без включений) кристаллы турмалина и барита.

13.1. Кварц SiO₂

Один из самых распространенных и хорошо изученных минералов земной коры - кварц - имеет теоретический состав Si - 46,7%, O - 53,3%. Однако даже в наиболее близком к этому составу прозрачном бесцветном кварце содержатся примеси калия, натрия, железа, алюминия, кальция, магния, титана и других элементов. Минерал кристаллизуется в тригональной сингонии (b-кварц), переходя при температуре 573°C в гексагональный a-кварц, устойчивый до 870°C, При более высоких температурах стабильными формами являются a-тридимит (до 1470°С) и a-кристобалит, плавящийся при температуре 1700°C. Кварц обладает большой плотностью (2,65-2,66 г/cм³) и упругостью, высокой твердостью (7 по шкале Мооса) и прочностью; он является хорошим диэлектриком, незначительно расширяется при нагревании, химически устойчив, частично растворяясь лишь в плавиковой кислоте.

Практическое использование жильного кварца связано с возможностью изготовления из него специальных стекол, характеризующихся прозрачностью, химической и термической стойкостью и применяемых в светотехнической, оптико-механической и других отраслях промышленности. Особо чистое стекло идет на изготовление высокотемпературных реакторов, оптических телескопов, тиглей для выращивания полупроводниковых монокристаллов, оно используется в радарных установках, быстродействующих ЭВМ и др.

Для получения этих стекол методами плавки и варки пригоден как молочно-белый, так и прозрачный жильный (в том числе гранулированный) кварц, представленный агрегатом прозрачных и полупрозрачных зерен миллиметровых размеров. Такое сырье подвергают обогащению, удаляя как включения других минералов, так и частично газово-жидкие включения; предъявляемые к нему требования заключаются в высокой прозрачности, определенном гранулометрическом составе и практически полном отсутствии примесей (табл. 19).

Прозрачные крупные кристаллы кварца (либо их обломки и галька) встречаются редко. Те, из которых могут быть получены бездефектные монокристальные области определенных размеров для изготовления оптических и пьезотехнических элементов, называют пьезооптическим кварцем. Причем, если для оптических целей пригодны лишь прозрачные кристаллы (горный хрусталь), то для пьезотехнических - возможно также использование окрашенных разновидностей, обычно применяемых в ювелирном деле: черных (морион), фиолетовых (аметист), дымчатых (раухтопаз), желтоватых (цитрин) и др.

Прозрачный кварц хорошо пропускает ультрафиолетовые и инфракрасные лучи; при прохождении через его пластинку вдоль оптической оси поляризованного луча происходит поворот плоскости поляризации на некоторый угол. Правые кристаллы b-кварца вращают плоскость поляризации вправо, а левые - влево. Сущность пьезоэлектрических свойств заключается в том, что при сжатии (растяжении) кристалла вдоль оси L₂ в том же направлении возникает электрический заряд с противоположными знаками на концах кристалла.

Основными потребителями такого кварца являются радиотехническая и оптико-механическая отрасли. Не отвечающие техническим требованиям отходы, полученные при его обогащении, используются в областях применения жильного кварца.

По действующим в нашей стране стандартам минимальные размеры монообласти кристалла пьезокварца должны обеспечить выпиливание из нее заготовки - пластины размером 12x12x1,5 мм, причем какие-либо дефекты в этой монообласти недопустимы. К последним относятся трещины, свили, дофинейские и бразильские двойники, видимые газово-жидкие и твердые включения.

Для оптического кварца минимальный размер монообласти, перпендикулярной оптической оси, составляет 70x60x50 мм при ее выходе из кристаллосырья не ниже 40%; допускается наличие дофинейских двойников, а также включений размером до 0,1 мм (не более одного на см³).

Дефицит пьезооптического кварца вынудил ряд промышленно развитых стран наладить производство его синтетических аналогов.

Свыше 90% добычи кристаллов пьезооптического кварца в мире приходится на долю Бразилии: ее экспорт кристаллокварцевого сырья в последние десятилетия составляет около 7-4 т/год. Менее дефицитный жильный кварц (в том числе гранулированный) добывается во многих странах.

Природными источниками получения жильного кварца и кристаллокварцевого сырья являются пегматиты и гидротермальные кварцевые жилы. Кроме того, значительная часть кристаллокварцевого сырья извлекается из россыпей. С учетом условий образования выделяют следующие важнейшие геолого-промышленные типы месторождений.
1. Пегматитовые тела с обособлениями жильного кварца и хрусталеносными камерами в гнейсах, гранитогнейсах и кристаллических сланцах или в апикальных частях гранитных интрузивов.
2. Гидротермальные хрусталеносные кварцевые жилы и минерализованные трещины в кварцитах, песчаниках, метавулканитах, мраморах и др. породах.
3. Гидротермально-метаморфические жилы гранулированного кварца в гнейсах, амфиболитах, кристаллических сланцах, кварцитах мигматито-гнейсовых комплексов.
4. Хрусталеносные элювиально-делювиальные и аллювиальные россыпи среди песчано-глинистых отложений, залегающие на коре выветривания каолинитового типа и связанные с хрусталеносными телами пегматитов, гидротермальными жилами и минерализованными трещинами.

В составе первого типа пегматитовых месторождений выделяют два подтипа: слюдоносные пегматиты с кварцевыми обособлениями (блоками, ядрами) и хрусталеносные внутригранитные камерные пегматиты.

Сближенные тела слюдоносных пегматитов жильной, линзовидной или неправильной формы длиной 10-100, редко 300 м, мощностью 5-10, редко 20 м объединяются в крупные поля среди докембрийских гнейсов, гранитогнейсов, мигматитов и кристаллических сланцев амфиболитовой фации метаморфизма, слагающих древние щиты и антиклинорные зоны складчатых областей. Они содержат обособления (ядра) объемом до 100 м³ и более, сложенные жильным молочно-белым и гранулированным кварцем, прозрачным и полупрозрачным, пригодным для изготовления многокомпонентных оптических стекол. Представителями этого подтипа являются месторождения Карелии и Кольского полуострова, Мамско-Чуйского района, Среднего Урала и другие в России, месторождения Мугоджар в Казахстане, пегматитовые месторождения Индии, Бразилии, США и других стран.

Среди внутригранитных камерных пегматитов различают берилл-топаз-хрусталеносные древних щитов и хрусталеносные, иногда флюорит-хрусталеносные складчатых областей. Они представляют собой изометричные, трубо- и штокообразные тела размером от 2 до 100 м в поперечнике, объединяющиеся в поля с групповым (кустовым) распределением в составе последних. Эти пегматиты имеют зональное строение: кварцевое ядро в окружении блоковой микроклиновой, пегматоидной полевошпат-кварцевой и графической зон. Обычно под кварцевым ядром располагаются полости объемом от 1 до 40 м³ (редко более), содержащие морион, горный хрусталь и зональные кристаллы с обоими из них, являющиеся пьезооптическим сырьем. Некондиционные кристаллы, а также частично кварц ядра пригодны для плавки технического стекла. Такие пегматиты широко развиты на Украине и в Центральном Казахстане, а также в Бразилии, Канаде, КНР, Монголии, США, Афганистане, Бирме, Шри-Ланке и др. странах

Гидротермальные хрусталеносные кварцевые жилы и тела, минерализованные трещины обычно объединяются в крупные штокверки и штокверковые зоны протяженностью от 100 до 1000 м, шириной до 100 м и глубиной распространения жил до 400 м, преимущественно связанные с высококремнистыми породами: песчаниками, кварцитами, гнейсами и др. Они сложены преимущественно молочно-белым кварцем, в котором выделяются участки прозрачного и полупрозрачного кварца с полостями, содержащими кристаллы горного хрусталя. Доля прозрачного и полупрозрачного кварца в жилах обычно не превышает 1/3 их объема, а размеры его участков не превышают 10-15 м в поперечнике. Гнезда и занорыши (полости) горного хрусталя располагаются как внутри жил, так и на их выклиниваниях; их объем колеблется от 0,5 до 50 м³, редко более. Полости обычно заполнены каолином, серицитом, кальцитом, обломками жильного кварца и другими минералами. Гидротермальные изменения боковых пород наиболее интенсивны близ хрусталеносных полостей и проявлены в виде хлоритизации, серицитизации, реже карбонатизации, альбитизации и эпидотизации.

Крупные кристаллы горного хрусталя в этих полостях достигают сотен граммов и даже десятков килограммов, являясь ценнейшим пьезооптическим сырьем. Некондиционные кристаллы, а также полупрозрачный и прозрачный кварц - сырье для оптического стекловарения.

Классическими месторождениями этого типа являются бразильские; такие месторождения имеются также в Монголии, Китае, Казахстане, на Памире и других странах. В России главными районами их развития являются Алдан, Приполярный и Южный Урал.

Гидротермально-метаморфические жилы гранулированного кварца имеют простую линзовидную или более сложные формы; их длина по простиранию колеблется от первых десятков до первых сотен метров, по падению - до 40 м, мощность колеблется от 1 до 5 м (иногда до 15 м). Чаще они вытянуты в линейные зоны или образуют штокверки среди гнейсов, амфиболитов, кристаллических сланцев и кварцитов мигматитогнейсовых куполов складчатых систем, реже встречаются единичные жилы. Гранулированный кварц характеризуется повышенной химической чистотой и высоким светопропусканием. Его образование происходило за счет метаморфической грануляции первичного жильного кварца, сопровождавшейся очисткой последнего от минеральных и газово-жидких включений. Это сравнительно новый, по существу еще осваиваемый вид кварцевого сырья для производства прозрачного кварцевого стекла путем плавки. Примерами месторождений этого типа являются Кыштымские, Ларинское, Вязовское, Маукское, Кузнечихинское на Урале, а также ряд объектов Казахстана и других стран.

Хрусталеносные россыпные месторождения обычно тесно пространственно связаны со своими коренными источниками: хрусталеносными телами пегматитов и гидротермальными жилами. Генетически это элювиально-делювиальные и аллювиальные образования эллипсовидной, округлой, неправильной изометричной, дельтовидной и вытянутой лентовидной формы в плане. Их размер в поперечнике может достигать 1,5 км и более при небольшой мощности (0,5-1,5 м). Обломки кристаллов горного хрусталя слабо окатанные, как правило, обладают высоким качеством (при формировании россыпи происходит естественное обогащение, обусловленное более высокой устойчивостью к агентам химического и физического выветривания кристаллов, лишенных трещин, свилей, двойников, твердых и газово-жидких включений). Промышленные хрусталеносные россыпи широко развиты на восточном склоне Южного Урала; примером зарубежных месторождений этого типа являются россыпи, сопутствующие хрусталеносным гидротермальным жилам Бразилии, и многочисленные элювиально-делювиальные топаз-морионовые россыпи, связанные с камерными гранитными пегматитами Украины.

Рис. 68. Схема геологического строения пегматитового поля (по Н.П.Ермакову). 1 - мигматиты; 2 - серые граниты; 3 - габбро-лабрадоритовый комплекс; 4 - рапакиви и овоидные граниты; 5 - пегматитовые тела и хрусталеносные россыпи; 6 - пегматитовое поле.

Месторождения пьезокварца Украины

Промышленные скопления кристаллов пьезокварца связаны с пегматитами Коростеньского плутона - сложного многофазного комплекса изверженных пород среднепротерозойского возраста. Поле пегматитовых тел образует широкую протяженную полосу субмеридионального и северо-западного направления среди биотит-амфиболовых гранитов типа рапакиви близ и параллельно их восточному контакту с более ранними образованиями габбро-лабрадоритового состава (рис. 68). Этот контакт, фиксируемый гибридными породами типа габбро-монцонитов и габбро-сиенитов, большей частью имеет пологое восточное падение.

Среди гранитов встречаются крупные ксенолиты пород денудированной кровли, сложенной указанными габбро-лабрадоритами, а также останцы древнейших пород комплекса - мигматитов. Широкая (несколько км) эндоконтактовая часть гранитов имеет зональное строение: гибридные породы контакта к западу последовательно сменяются среднезернистыми гранитами, мелкоовоидными лейкократовыми гранитами, порфировидными мелкоовоидными гранитами, переходящими в рапакиви. Полоса пегматитовых тел тяготеет к мелкоовоидным лейкократовым гранитам близ их границы со среднезернистыми гранитами.

Протерозойские магматические породы перекрыты горизонтально залегающими мезозойскими песчано-глинистыми образованиями, олигоценовыми песками и четвертичными суглинками мощностью 2-20 м.

Многочисленные тела пегматитов имеют изометричную, штокообразную, жильную и др. формы; их размеры в поперечнике варьируют от первых до многих десятков метров, В северной части рудного поля (полосы) преобладают жилообразные формы, в южной - штокообразные. Как правило, пегматитовые тела зональны (рис. 69): от их периферии к центру фиксируются графическая, пегматоидная, мономинеральная полевошпатовая, кварцевая и друзовая зоны. В некоторых телах зональность выражена нечетко, отдельные зоны отсутствуют или имеют небольшую мощность.

Пегматиты графической структуры занимают около четверти объема тел и характеризуются широкой вариацией форм и размеров ихтиоглиптов кварца и кристаллов полевого шпата. Пегматоидные структуры образованы крупными и средними зернами этих минералов. Полевошпатовая зона сложена микроклином, участками замещенным альбитом.

Неправильной формы центральное ядро пегматитовых тел сложено серым и светло-серым, иногда молочно-белым, прозрачным и полупрозрачным массивным кварцем, как правило трещиноватым и нередко полосчатым. Обычно непосредственно под кварцевым ядром располагается одна, реже две и более камеры (друзовые зоны) объемом от 1 до 30 (иногда до 50-60) м3, представляющие полости растворения и выполненные крупными кристаллами кварца, топаза, слюд и др. минералов. В донной части полостей зачастую устанавливаются обломки кристаллов мориона, сцементированные агрегатом опала и халцедона, либо существенно каолиновой глиной. Непосредственно ниже полости по пегматоидным или графическим образованиям развивается прерывистая пористая и кавернозная зона десиликации и перекристаллизации.

Рис. 69. Схематический геологический разрез через пегматитовое тело (по Н.П.Ермакову). 1 - почвенно-растительный слой; 2 - суглинок; 3 - песок с прослоями глины; 4 - песок с кварцем и кремнем; 5 - гранит каолинизированный; 6 - графическая зона; 7 - пегматоидная зона; 8 - зона полевых шпатов; 9 - зона массивного кварца; 10 - зона свободного роста кристаллов; 11 - песок косослоистый.

Кристаллы кварца в полостях имеют хорошую огранку и представлены обелисковидными и короткопризматическими формами; их масса достигает десятков-сотен килограммов, а в исключительных случаях - тонн. Корневые части таких кристаллов, нарастающие на кварцевое ядро, образованы так называемым сотовым кварцем с густой сетью тончайших трещин (как результат a - b превращения); в сторону граней призмы и пирамидальной головки сотовый кварц сменяется зоной бесцветного, далее дымчатого кварца и, наконец, мориона. В единичных случаях головка кристалла может венчаться зоной аметиста. Помимо такого рода зон, морион, дымчатый кварц, горный хрусталь, аметист могут образовывать и самостоятельные кристаллы. Дефекты кристаллов кварца - двойникование, свилевидность (мозаичность), трещиноватость, газово-жидкие включения, твердые включения гематита, гидрогематита, хлорита, серицита и др. минералов.

Второй по распространенности минерал полостей - топаз обладает самыми различными окрасками: бесцветной, красной, голубой, желтой и т.д.; масса его кристаллов может составлять десятки килограммов. В качестве акцессорных минералов присутствуют ограненные кристаллы берилла и флюорита, а также циркон, касситерит, молибденит, сидерит и др.

С пегматитовыми телами связаны многочисленные элювиально-делювиальные топаз-морионовые россыпи, находящиеся под покровом олигоцен-четвертичных отложений и имеющие промышленное значение. В плане они имеют изометричные очертания диаметром в десятки метров.

Кристаллы кварца (в основном мориона) и их обломки являются пьезосырьем, отдельные кристаллы горного хрусталя могут быть оптическим сырьем. Некоторые разновидности массивного кварца в ядрах пегматитовых тел пригодны для получения многокомпонентных оптических стекол.

По представлениям одних исследователей (Н.П.Ермаков и др.) рассматриваемые камерные пегматиты, включая и кварцевое ядро с зонами свободного роста кристаллов, являются результатом кристаллизации остаточной гранитной магмы, обогащенной летучими; другие (Е.Я.Киевленко и др.) считают, что возникновение крупных кристаллов пьезокварца происходило в заключительный гидротермальный этап формирования пегматитов.

Рис. 70. Главные районы слюдоносных пегматитов и горного хрусталя Бразилии (по Смиту и Р.Л.Бейтсу). 1 - постсилурийские породы; 2 - позднедокембрийские-силурийские породы; 3 - раннедокембрийские кристаллические породы; 4 - хрусталеносные районы; 5 - слюдоносные районы.

Кварцевые месторождения Бразилии

Бразилия является главным мировым поставщиком кристаллокварцевого сырья. Его многочисленные месторождения находятся в пределах гигантского горного плато Планальто, сложенного породами докембрия и нижнего палеозоя. Основная добыча сосредоточена в штатах Минас-Жераис, Гояс и Баия (рис. 70). Здесь среди верхнедокембрийских песчаников и кварцитов, а также среди перекрывающих их силурийских глинистых и слюдяных кристаллических сланцев фиксируются всевозможные кварцевые жилы, гнезда, трубообразные и более сложные по морфологии залежи; наряду с секущими они нередко обнаруживают пологие, согласные со слоистостью вмещающих пород залегания.

Устанавливается отчетливая связь этих образований с литологическим составом вмещающих пород: они особенно многочисленны среди пачек верхнедокембрийских косослоистых кварцевых песчаников и кварцитов (рис. 71); там, где эти тела находятся в окружении силурийских глинистых и слюдяных кристаллических сланцев, последние непосредственно налегают на докембрийские граниты.

По существу мономинеральные тела сложены молочно-белым и серым грубокристаллическим жильным кварцем. Кристаллические индивиды располагаются перпендикулярно к боковым стенкам залежей головками внутрь, объединяясь в агрегат гребенчатого кварца. Пирамидальные головки образуют щетки, зачастую взаимно проникающие друг в друга. Обильные пустоты в центральных частях тел, иногда очень крупные, метровых размеров, полностью или частично заполнены глиной.

Размеры кристаллов кварца варьируют в длину от первых сантиметров до метровых, а по массе - от сотен граммов до полутонны. Единичные кристаллы могут быть гигантскими: так, обнаруженный в штате Минас-Жераис кристалл имеет длину 2,2 м, диаметр 1,1 м и массу 4,7 т. Самый крупный кристалл массой более 44 т найден в одном из месторождений штата Гояс. Однако прозрачные крупные кристаллы горного хрусталя исключительно редки. Пригодные как пьезосырье также достаточно редки; размеры их обычно небольшие и масса до 200 г.

Рис. 71. Локализация кристаллов кварца в косослоистых песчаниках. Зарисовка стенки шурфа в штате Гояс (Бразилия). Кондиционный чистый кварц, составляющий лишь незначительную часть общей массы кристаллов кварца, присутствует в головках крупных мутных кристаллов (по Джонстону и Батлеру).

В тесной связи с хрусталеносными жилами и гнездами часто находятся перекрывающие их элювиальные рыхлые отложения с промышленными концентрациями обломков кварца. Эти обломки могут цементироваться лимонитовой массой - продуктом глубокого выветривания боковых пород. В речном аллювии, как современном, так и древнем, также довольно много кондиционных кристаллов кварца, часто превращенных в крупную окатанную гальку с матовой поверхностью. Иногда в вертикальном разрезе наблюдается чередование слоев грубого хрусталеносного галечника, разделенных слойками глин. Так, на одном из месторождений штата Минас-Жераис шурфом глубиной около 14 м было подсечено девять таких продуктивных слоев.

Установлено, что коренные месторождения являются типичными гидротермальными образованиями умеренных температур; рост кристаллов происходил из водных растворов в открытых полостях трещин. Доказано также, что эти кварцевые жилы связаны по времени своего формирования (ранний палеозой, возможно, силур) с пегматитами, широко развитыми в юго-восточной части плато Планальто, сложенной докембрийскими образованиями.

Большая часть добычи кристаллокварцевого сырья приходится на множество мелких коренных и россыпных месторождений, разрабатываемых небольшими группами старателей преимущественно вручную с использованием простейшей механизации. Эти разработки контролируются государством по линии цен и кондиций на сырье и проверки его качества для экспортных поставок. Ведущим штатом по добыче является Минас-Жераис.

Кыштымские месторождения гранулированного кварца

Месторождения находятся на Урале в северной части Челябинской области. Они представлены тремя полями (месторождениями) кварцевых жил среди кристаллических сланцев восточного обрамления гнейсового ядра Уфалейского гнейсово-мигматитового комплекса. Эти жильные поля образуют узкую зону меридионального простирания.

Уфалейский гнейсово-мигматитовый комплекс имеет двухэтажное строение. Его нижний структурный этаж (уфалейская свита) сложен протерозойскими глубоко метаморфизованными породами: гнейсовидными амфиболитами, амфибол - биотитовыми гнейсами и биотитовыми гранитогнейсами, переходящими вверх в гнейсовидные амфиболиты, чередующиеся с двуслюдяными и биотитовыми гнейсами и гранитогнейсами. Гнейсы и амфиболиты, как правило, сланцеватые; в них проявляется минеральная линейность и преобладает равномернозернистая структура.

Породы верхнего структурного этажа (куртинская свита), несогласно перекрывающие образования уфалейской свиты, представлены слюдяно-кварцевыми сланцами с гранатом, дистеном, амфиболом и ставролитом, графито - слюдистыми кварцитами, а также подчиненными амфиболовыми сланцами и амфиболитами. Породы имеют порфировидную структуру: на фоне тонкозернистой основной ткани выделяются порфиробласты граната и биотита.

Кварцевые жилы месторождений находятся преимущественно среди пород куртинской свиты. Образования уфалейской свиты выходят на поверхность в западной части месторождений. Установлено, что все породы района многократно метаморфизованы в широком диапазоне фаций: от гранулитовой до зеленосланцевой. Считается, что породы гнейсового ядра Уфалейского комплекса, испытавшие метаморфизм высокотемпературных фаций, окружены породами низкотемпературных метаморфических фаций с постепенными переходами между ними.

В общей сложности на месторождениях выявлено почти 3 тыс кварцевых жил. Три жильных поля (месторождения) объединяют подавляющее большинство из них. В промежутках между этими полями отмечаются лишь единичные жилы. Каждое месторождение представляет совокупность узких (шириной 5-20 м) линейно вытянутых (до 200 м и более) зон, объединяющих 3-5 жил. Последние продолжают, либо кулисообразно перекрывают друг друга. Размеры индивидуальных жил варьируют от первых до 200 м по простиранию и от десятых долей до 5-10 м по мощности. Наиболее распространены жилы длиной 20-30 м и средней мощностью 1-2 м.

Образование кварцевых жил происходило путем выполнения различных тектонических полостей, предопределивших их морфологию: локализованные в трещинах скола имеют ровные резкие контакты, они наиболее протяженные, занимают кососекущее положение к сланцеватости пород; находящиеся в трещинах отрыва имеют извилистые контакты, резко секут сланцеватость пород и сравнительно с первыми менее протяженные; кроме того, имеются жилы, приуроченные к контактам тел амфиболитов со сланцами.

В жилах Кыштымских месторождений содержание кварца приближается к 99%. Остальная часть приходится на второстепенные минералы: гидроксиды железа, полевые шпаты и слюды. Выделяют массивный гигантозернистый кварц (молочно-белый и стекловидно-прозрачный) и гранулированный кварц (равномерно- и неравномернозернистый). Считается, что первый образовался в результате роста кристаллических индивидов, второй - за счет метаморфического преобразования (грануляции) последних.

Промышленную ценность месторождений представляют жилы гранулированного кварца, характеризующегося высокой химической чистотой и компактностью своей гранобластической структуры и потому пригодного для производства оптического кварцевого стекла. Зернистый гранулированный жильный кварц представляет собой агрегат прозрачных кварцевых зерен (гранул), находящихся в тесной упаковке. В жилах, сложенных этим кварцем, почти всегда наблюдаются реликты первичного массивного кварца. Гранулы характеризуются высокой однородностью как по размерам, так и по морфологии; границы между ними представляют собой сложные контактные поверхности.

В отличие от массивного гигантозернистого гранулированный кварц характеризуется высоким светопропусканием, минимальным содержанием летучих (в основном воды и углекислоты) и соответственно газово-жидких включений; сумма примесей в нем колеблется от 3-10-3 до 6-10-4%, причем около половины приходится на алюминий. В табл. 20 приведены технические условия на предварительно обогащенную крупку Кыштымских месторождений, поставляемую различным ее потребителям.

По представлениям Н.А.Петрова, Е.П.Мельникова, В.И.Якшина и других исследователей этих месторождений гранулированный кварц представляет собой продукт переработки исходного прозрачного кварца массивной структуры в условиях амфиболитовой фации регионального метаморфизма. В процессе грануляции происходила очистка кристаллической решетки кварца от механических и структурных примесей.

13.2. Оптический флюорит CaF₂

К оптическому флюориту (CaF₂) относят бесцветные или слабо окрашенные кристаллы с бездефектными областями, отличающимися совершенной прозрачностью, чистотой, отсутствием трещиноватости и опалесценции. Его ценность как оптического сырья заключается в способности преломлять падающий пучок белого света с малым рассеиванием (показатель преломления флюорита для световых волн различной длины меняется незначительно). Флюорит свободно пропускает ультрафиолетовые и инфракрасные лучи, имеет низкий показатель преломления и, будучи минералом кубической сингонии, лишен эффекта двупреломления.

Эти свойства и используются при изготовлении ультрафиолетовых микроскопов, призменной оптики, вакуумных приборов (монохроматоров, спектрографов), в космической технике, квантовой оптике, фурье-спектроскопии и других областях.

Моноблок оптического флюорита должен быть не менее 6 мм по двум измерениям и 5 мм по третьему, либо не менее 10 мм по двум измерениям и 3 мм по третьему. По техническим условиям пластинка оптического флюорита толщиной 1 мм должна пропускать не менее 80% потока ультрафиолетовых лучей. Бесцветные кристаллы, их сростки или обломки с поверхностями спайности размером более 5 мм относятся к сырью для получения искусственного оптического флюорита.

По данным Н.П.Юшкина и других, для синтеза высококачественных монокристаллов оптического флюорита пригоден природный слабо люменисцирующий флюорит с низким (около 0,003%) содержанием редких земель, устойчивый к действию ионизирующего излучения. Флюорит такого качества содержится в относительно низкотемпературных гидротермальных месторождениях ряда провинций плавикошпатового сырья (см. гл. 8).

Кристаллы природного оптического флюорита исключительно редки; они главным образом связаны с зональными телами флюорит-хрусталеносных камерных пегматитов в эндоконтактах гранитоидных массивов складчатых областей, охарактеризованных при рассмотрении месторождений горного хрусталя (см. гл. 13.1). Отметим лишь, что полости с кристаллами флюорита локализованы не только вдоль нижнего контакта кварцевого ядра пегматитового тела, но и в других зонах последнего. Размеры кристаллов флюорита достигают дециметровых, а их окраска варьирует от голубой до фиолетовой. Месторождения флюорит-хрусталеносных камерных пегматитов имеются в Центральном Казахстане.

Рис. 72. Схематический геологический разрез через пегматитовое тело месторождения оптического флюорита (по В.Д.Эфросу). 1 - граниты лейкократовые, среднезернистые; 2 - зона графического пегматита; 3 - полевошпатовая зона; 4 - блоковая зона; 5 - кварцевое ядро; 6 - гнезда с кристаллами плавикового шпата и оптического флюорита; 7 - гнезда с кристаллами кварца.

Месторождения оптического флюорита Центрального Казахстана

Среди многочисленных разновозрастных гранитоидов Казахстана наиболее пегматитоносными являются герцинские интрузивы. В свою очередь промышленная флюоритовая минерализация проявлена лишь в камерных пегматитах, характеризующихся внутренним многозональным строением с последовательной сменой от периферии к центру аплитовой оторочки, графической (письменный гранит), пегматоидной (блоковой), полевошпатовой зон и кварцевого ядра.

Морфология пегматитовых тел разнообразная, чаще неправильная изометричная, иногда линзообразная, а их объем может достигать нескольких тысяч кубических метров. Кристаллы флюорита и горного хрусталя находятся в так называемых занорышах или более крупных полостях (погребах, камерах) объемом до нескольких кубометров, располагающихся чаще на контакте полевошпатовой, графической и блоковой зон.

Наиболее продуктивными являются пегматитовые тела трубообразной, изометричной и крутопадающей жилообразной формы. Пологие пегматитовые жилы и линзы, слабо дифференцированные и не содержащие кварцевых ядер, как правило, не обнаруживают кристаллов флюорита и горного хрусталя. В прямой зависимости от размеров пегматитового тела, его кварцевого ядра и полевошпатовой зоны находится величина минерализованных погребов. В ассоциации с кристаллами флюорита и кварца в полостях встречаются топаз, апатит, мусковит и другие минералы.

Так, одно из промышленных пегматитовых тел, изученных Б.Д.Эфросом (рис. 72), представляет сложное образование, крутопадающее внизу, с пологой верхней частью, локализованное подобно многим другим в прикровлевой эндоконтактовой зоне крупного гранитоидного плутона. В плане это тело округлое с размерами 30-35 м; его вертикальная мощность составляет около 15 м. Центральное ядро, сложенное массивным серым и молочно-белым зернистым кварцем, имеет размеры 12x22 м. Мощность хорошо развитой полевошпатовой зоны, выполненной кристаллами микроклин-пертита, достигает 6 м. Периферическая графическая зона колеблется от 0,5 до 1 м по мощности. Гигантские кристаллы кварца и микроклина, образующие пегматоидную (крупноблоковую) зону, развиты локально - в северо-восточной верхней части пегматитового тела.

Минерализованные полости размером до 1,5 м в поперечнике имеют чаще округлую, иногда вытянутую форму, тяготея к контакту кварцевого ядра и полевошпатовой зоны. Стенки инкрустированы кристаллами кварца (мориона, раухтопаза и горного хрусталя), реже флюорита. В парагенезисе с ними находятся мусковит, жильбертит, хлорит, альбит.

Флюоритовые кристаллы иногда обнаруживают 1-2 плоские грани, чаще, однако, имеют облик желваков и глыб с ноздреватой изъеденной поверхностью, но монокристалльной внутренней структурой. Размер таких желваков колеблется от сантиметров до нескольких дециметров. Редко встречаются плохо образованные октаэдрические, кубические и кубооктаэдрические формы. Наряду с прозрачными бесцветными кристаллами на месторождении отмечены также бледно-голубые, фиолетовые, зеленые, желтые, темно-синие и другие образования. Одни кристаллы могут иметь однородную окраску, другие - пятнистую.

Главным дефектом кристаллов флюорита является наличие мелких трещин по спайности. Включения, приуроченные к таким трещинам, окружены фиолетовыми <двориками>. При разработке этого тела был получен оптический флюорит хорошего качества.

Взаимоотношения погребов и занорышей с пегматитовыми зонами показывают, что образование этих полостей с кристаллами кварца и флюорита происходило после формирования пегматитового тела; оно связано с растворением и выщелачиванием полевого шпата гидротермальными растворами, поступавшими вдоль трещин. Пегматиты возле гнезд несут следы интенсивной гидротермальной переработки.

Как показали Я.П.Самсонов и А.К.Савельев, основная масса флюорита в казахстанских пегматитах сформировалась в температурном интервале 350-150°C. Оптимальными температурами кристаллизации оптического флюорита являются 240-150°C. Одновременно с флюоритом вплоть до температуры 70°C в погребах происходило образование зональных кристаллов кварца, а также явления гидротермального выщелачивания, замещения и переотложения компонентов внутренних зон (альбитизация и грейзенизация микроклина и др.).

13.3. Исландский шпат СаСО₃

Исландский шпат (CaCO₃) представляет собой прозрачную разновидность кальцита в виде кристаллических индивидов или сростков кристаллов, которые в зависимости от примесей марганца, железа, магния, реже бария, свинца, стронция и битумов окрашены в желтый, розовый, бурый и другие цвета. Кристаллы исландского шпата, которые хотя бы частично лишены трещин, инородных включений и являются оптически однородными, относятся к оптическому кальциту.

Кальцит кристаллизуется в тригональной сингонии, он легко раскалывается на блоки, обладая совершенной спайностью по ромбоэдру. Минерал хрупок, его твердость 3 по шкале Мооса, плотность 2,71 г/см³, при температуре около 800°C разлагается на СаО и СО₂.

Использование исландского шпата в оптической промышленности основано на его оптической однородности, очень высоком двупреломлении в сочетании с прозрачностью и проницаемостью для ультрафиолетовых и видимых лучей света. Из него изготавливают поляризационные призмы, лучеразводящие пластины и цилиндры, бифокальные линзы и многие детали поляризационных микроскопов, фотометров, интерферометров, поляриметров и др.

Стандартным сырьем исландского шпата являются пластины, блоки и спайные ромбоэдры. Пластина - часть кристалла между плоскостями распила, ориентированными относительно его оптической оси. Блок - пластина толщиной вдоль оптической оси кристалла свыше 30 мм. Спайный ромбоэдр - часть кристалла, ограниченная четырьмя (и более) плоскостями спайности и его естественными гранями. Доля бездефектного оптически пригодного материала в пластинах и блоках должна превышать 20%, а в ромбоэдрах - 50%. Минимальный размер бездефектной области - куба - должен быть 10x10x10 мм (одно ребро параллельно оптической оси); минимальная толщина пластин 10 мм; минимальные размеры ромбоэдров 29x29x9 и 18x18x14 мм. Исландский шпат всегда является одним из самых поздних продуктов гидротермального процесса, кристаллизуясь в открытых полостях горных пород, богатых кальцием: известняков, базальтов, диабазов и др.

Месторождения исландского шпата находятся на древних платформах и связаны с породами трапповых формаций. Они могут быть приурочены к базальтовым покровам, к пластам и линзам туфогенных пород, к рвущим субвулканическим телам диоритов, представляя единый геолого-промышленный тип: низкотемпературные гидротермальные шпатоносные тела в траппах. Скопления кристаллов исландского шпата ассоциируют с Na- и Na-Ca цеолитами, анальцимом, халцедоном и монтмориллонитом.

Шпатоносные тела в базальтовых покровах локализуются в структурах коробления миндалекаменных базальтов, а также в горизонтах и линзах шаровых лав. Это главный геолого-промышленный подтип месторождений, представленный залежами протяженностью до 1 км при мощности в первые метры. Исландский шпат - высокого и среднего качества.

Шпатоносные тела в туфогенных породах (второй геолого-промышленный подтип) связаны с зонами дробления, достигают протяженности 400-500 м при мощности 2-10 м. Качество кристаллов невысокое обычно из-за присутствия в них твердых и газово-жидких включений.

Шпатоносные тела, связанные с рвущими телами долеритов (третий геолого- промышленный подтип), контролируются зонами разломов. Тела имеют протяженность до 300 м при мощности до 10 м. Качество кристаллов низкое. Однако в трещиноватых и брекчированных апикальных частях долеритовых тел могут появляться богатые шпатоносные тела с высококачественными кристаллами.

Классическим примером рассматриваемого геолого-промышленного типа являются многочисленные месторождения исландского шпата Сибирской платформы. Они также присутствуют на Тимане, а за рубежом промышленная кальцитоносность известна среди траппов Карру Южно-Африканской платформы, палеогеновых базальтов Декана Индийской платформы и других регионов.

Второй, резко подчиненный геолого-промышленный тип месторождений исландского шпата представлен сериями мелких (до 15 м) телетермальных кальцитовых жил и тел в разломах и линейных карстовых полостях среди карбонатных пород. Такие по существу мономинеральные образования с ничтожным количеством сульфидов, флюорита и барита имеют в своем составе единичные полости с кристаллами исландского шпата, заполненные глиной. Кристаллы замутненные и белые; прозрачные участки находятся преимущественно по их периферии. Размер кристаллов может достигать десятков сантиметров. Месторождения этого типа известны на Северном Кавказе и Южном Тянь-Шане; возраст этой минерализации и ее связь с конкретными магматическими комплексами определенно не установлены.

Рис. 73. Скопление исландского шпата в клиновидных трещинах миндалекаменных базальтов и в перекрывающих их шаровых лавах (по М.С.Васильевой). 1 - плотный базальт; 2 - миндалекаменный базальт; 3 - мандельштейн; 4 - дресва шаровых лав с морденитом, халцедоном, кальцитом; 5 - выделения халцедона; 6 - блоковый кальцит и кристаллы исландского шпата.

Нижнетунгусские месторождения исландского шпата

В составе крупнейшей в мире Средне-Сибирской кальцитоносной провинции, охватывающей районы развития раннемезозойской трапповой формации Сибирской платформы, подавляющее большинство месторождений оптического кальцита находится в пределах Тунгусской синеклизы. Эта региональная структура образована субгоризонтальными вулканогенно-осадочными и эффузивными породами нижнего триаса, перекрывающими песчано-глинистые угленосные отложения карбона и перми, а также карбонатные образования нижнего и среднего палеозоя. В бассейне р. Нижняя Тунгуска, мощную лавовую толщу, включающую базальты и шаровые лавы с прослоями туффитов, туфопесчаников и туфоалевролитов, подразделяют на нидымскую, кочечумскую и ямбуканскую свиты. Промышленная кальцитовая минерализация фиксируется среди базальтов нидымской свиты нижнего триаса, а также среди вулканогенно-обломочных пород корвучанских свит и субвулканических рвущих трапповых тел.

Нижнетунгусские месторождения локализуются в лавовых покровах нидымской свиты, отличающейся от залегающих выше кочечумской и ямбуканской свит внутренней неоднородностью своих покровов, сложенных линзами шаровых лав, мандельштейнами и миндалекаменными базальтами. Исландский шпат образует гнезда в межшаровых пустотах, а также выполняет клиновидные и неправильные трещины в мандельштейнах и миндалекаменных базальтах (рис.73).

Типичный минеральный парагенезис: кальцит, халцедон, цеолиты (морденит и гейландит), хлорит, монтмориллонит, гидрослюды. В шаровых лавах, богатых вулканическим стеклом, преобладают цеолиты, хлорит, монтмориллонит и гидрослюды, а в лучше раскристаллизованных мандельштейнах и базальтах - натечный халцедон. Помимо этой минерализации, выполняющей свободное пространство, фиксируются и метасоматические изменения пород - хлоритизация и монтмориллонитизация, наиболее интенсивные в стекловатом материале шаровых лав, участками превращенном в монтмориллонитовую или нонтронитовую глину.

Кристаллы исландского шпата бесцветные или светло-желтые; дефекты: включения цеолитов и монтмориллонита, а также иризирующие трещины. Гнездовый тип минерализации в шаровых лавах отличает небольшой размер кристаллов исландского шпата; наиболее высококачественные крупные кристаллы этого минерала встречаются в трещинах: масса уникальных из них достигает 300 кг, а полученный из них оптический кальцит обладает высоким светопропусканием в ультрафиолетовой области света.

Рис. 74. Схема геологического строения месторождения исландского шпата (по А.Н.Агееву, Л.С.Погодину). 1 - базальты миндалекаменные; 2 - базальты массивные; 3 - шаровые лавы; 4 - надшаровые образования; 5 - полости-кристаллизаторы исландского шпата; 6 - стратоизогипса 209.

Генетически полости, вмещающие минерализацию, являются протоэффузивными структурами, образовавшимися при короблении кровли в процессе охлаждения покрова (трещины), при излиянии лав в водную среду (межшаровое пространство), а также при застывании покрова, насыщенного летучими (следы движения газовых струй). Закономерности их распределения и механизм образования наиболее отчетливо выражены на одном из месторождений, изученном А.Н.Агеевым и Л.С.Погодиным (рис. 74).

Промышленная минерализация этого месторождения сосредоточена в третьем и четвертом базальтовых покровах нижненидымской подсвиты мощностью соответственно 12-15 и 14-18 м. Если подошва третьего покрова залегает практически горизонтально, то его кровля образует эллипсовидную депрессию с углами падения от 10 до 35° и относительным понижением центральной части на 5-6 м. Размеры осей эллипса в плане составляют 48 и 35 м с ориентировкой длинной из них на северо-восток. В разрезе покрова снизу вверх массивные базальты со столбчатой отдельностью сменяются миндалекаменными и далее мандельштейнами.

Миндалекаменные базальты в пределах депрессии разбиты трещинами: концентрическими субперпрендикулярными кровле и пластовыми субпараллельными ей; при этом мощность миндалекаменной зоны в центральной части депрессии возрастает на 2-3 м, составляя 8 м. Субперпендикулярные трещины прослеживаются по простиранию до 15 м, по падению до 7 м; величина их раскрытия, максимальная в нижней части достигает 0,5 м. Трещины, субпараллельные кровле, вытянуты по простиранию и падению на 2-3 м и имеют значительную величину раскрытия (до 0,6 м). Места пересечения субперпендикулярных и субпараллельных трещин фиксируются полостями размером 1x2x2 м.

Депрессия кровли третьего покрова заполнена шаровыми лавами мощностью 4-6 м в ее центральной части, являющимися основанием четвертого покрова. Полости между сфероидами (около 0,1x0,2x0,3 м) частично заполнены витробазальтовой дресвой. Выше по разрезу шаровые лавы через зону надшаровых образований мощностью до 7 м сменяются массивными, а затем миндалекаменными базальтами четвертого покрова. Особенностью надшаровой зоны является наличие грибообразных полостей размером 0,3x1,0x2,0 м в миндалекаменных базальтах с зоной закалки по стенкам. Такие грибообразные полости наиболее широко проявлены над центральной частью эллипсовидной депрессии кровли третьего потока.

Приоткрытые полости обеих систем трещин, включая их пересечения, межшаровые пространства и грибообразные полости, характеризуются высокими содержаниями исландского шпата на этом месторождении.

По данным Е.Я.Киевленко, кристаллизация исландского шпата происходила из гидротермальных растворов при сравнительно низких температурах (180-40°C) и давлениях (до нескольких МПа) после окварцевания и образования основной массы цеолитов; иногда одновременно с кальцитообразованием имела место окологнездовая монтмориллонитизация горных пород. Минералообразующие растворы были слабокислыми (pH 5-5,5), высокоминерализованными (в среднем 145 г/л) хлоридно-натриево-кальциево-бикарбонатными; их газовая фаза включала пары воды и углекислый газ.

Назад | Содержание | Вперед