Курсовая: Минеральные типы месторождений исландского шпата - текст курсовой. Скачать бесплатно.
Банк рефератов, курсовых и дипломных работ. Много и бесплатно. # | Правила оформления работ | Добавить в избранное
 
 
   
Меню Меню Меню Меню Меню
   
Napishem.com Napishem.com Napishem.com

Курсовая

Минеральные типы месторождений исландского шпата

Банк рефератов / Геология и геодезия

Рубрики  Рубрики реферат банка

закрыть
Категория: Курсовая работа
Язык курсовой: Русский
Дата добавления:   
 
Скачать
Архив Zip, 169 kb, скачать бесплатно
Заказать
Узнать стоимость написания уникальной курсовой работы

Узнайте стоимость написания уникальной работы

МИНЕРАЛЬНЫЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ИСЛАНДСКОГО ШПАТА Кальцит - карбонат кальция теорет ического состава СаО 56% и СО 2 44% — принадлежит к числу самых распространенных ми нералов земной коры и образуется при разнообразных геологиче ских процессах. Основная масса кальцита в виде известняка , мела и ряда дру гих существенно карбонатн ых пород имеет биогенное или хемогенное происхождение , возникая в результате отложения в мор ских бассейнах известковистых илов и их диаге неза . Зернистые агрегаты кальцита — кристаллические известняки и мраморы образуются при метаморфической пере кристаллизац ии известня ков . Кальцит является обычным минералом гидротермальных и гидротер мально-метасоматических образований : рудоносных и без рудных жил , магнезиальных и известковистых скарнов , карбонатитов . Некоторые исследователи ( Уилли, 1969; Петров, 1972 и др .) допускают возможность возникновения особых карбонатных рас плавов и магматического происх ождения кальцитовых карбонатитов. Прозрачная крупнокристаллическая разновидность кальцита - исланд ский шпат представляет собой большую редкость . Еще более редок оптиче ский кальцит , т . е . исландский шпат , хотя бы частичн о лишенный трещин , двойников , включений и обладающий оптической однородностью . Промышленные месторождения опти ческого кальцита образуются в специфических геологических усло виях. Геологической практикой установлено , что исландский шпат имеет эндогенное гидротермал ьное происхождение . Он чаще всего встречается среди цеолитизированных эффузивных и субвулк ани ческих пород основного состава , а также в почти мономинеральных кальцитовых жилах , залегающих в изве с тняках , доломитах и мраморах . Скопления кристаллов исландского шпата , кроме того , отмечались в некоторых хрусталеносных кварцевых жилах, внутригранитных пег матитах камерного типа и рудоносных известков истых скарнах . Можно выделить пять основных минеральны х (минералого-геохи мических ) типов месторождений исландского шпата , характе ризующихся постоянством главных минеральны х ассоциаций и сходными условиями образования : 1) халцедон-цео лит-кальцитовый, 2) мономинеральный кальцитовый, 3) кальцит-кварцевый , 4) кв арц-сульфидно-кальцитовый и 5) микроклин-кальц ит-морионовый Халцедон-цеолит-кальцитовый тип минерализации связан с вул каническими и субвулканическими породами основного и уме ренно основного состава - базальтами , долерит ами , андезитами и их туфами , затро нуты ми метаморфическими процессами цеолитовой фации . Скопления исландского шпата вместе с нат риевыми и натриево-кальциевыми цеолитами (натролит , десмин , гейландит , морденит и др .), анальци мом , халцедоном и монтмориллонитом образуют м инерализованные горизо н ты лавовых пок ровов , а также развиты в зонах дробления и трещинах субвулканических и пирокластическ их пород . К этому типу относятся все к рупные про мышленные месторождения оптического ка льцита бывшего СССР и зару бежных стран. Кальцитовый тип ха рактерен дл я известняков , мраморов , доло ми тов и других карбонатных пород . Он является практически мономи неральным , если не считать спорадического при сутствия ничтожного количества сульфидов (пирит , халькопирит и др .), флюорита и барита . Ка льцитом минерализованы зоны трещиноватости , дробления и рассланцевания карбонатных пород , а также полости и пещеры древнего карста . Исландский шпат обычно изобилует первичными и вторичными дефектами (замутненность , трещин ы , механические двойники и т . п .), что си льно обесцени вает м е сторождения . В бывшем СССР известно всего несколько небол ь ших промышленных месторождений исландского шпат а этого типа , иногда , правда , содержащих оп тический кальцит высокого сорта. Три остальных минеральных типа интересны лишь в генетиче ском отношении. К альцит-кварцевый тип минерализации развит в хрусталеносных кварцевых жилах гидротермально-альпийского типа . Кристаллы исландско го шпата встречаются в хрусталеносных погреба х , залегающих в метаморфических кварц-хлоритовых и кварц-серицитовых сланцах , рассеч енных диабазовыми дайками (Сура-Из и Пуйва на Приполярном Урале ), а также среди окварцованны х и доломитизированных мраморов (Пелин-гичёй ). М инеральное выполне ние хрусталеносных гнезд завис ит от состава вмещающих пород . В зеленых сланцах и диабазах спутни к ами горного хрусталя и кальцита выступают хлор ит (рипидолит ) и эпидот , в меньших количест вах сидерит , сфен , гематит , пирит и очень редко рутил . В зонах дробления мраморов бурые и бесцветные призматические кристаллы кальцита сопровождаются галенитом , пирит о м и дру гими сульфидами . Исландский шпат в ассоциации с кварце м и сульфидами из вестен на некоторых руд ных месторождениях , образовавшихся в карбонатных породах в условиях малых глубин . Примером такой кварц-сульфидно-кальцитовой минерализации может служить п о лиметаллическое скарновое месторождение Тетюхе в Приморье . В известняках тетюхинской свиты верхнего триаса на контакте с позднемеловы ми-раннепалеогеновыми кварцевыми фельзит-порфирами нах одятся линзо - и трубообразные залежи манган-ге денбергитового скар н а , обильно минера лизованного кальцитом . Кальцит замещает геденберг ит , входит в состав так называемых “бурунд учных” руд , цементирует зоны дробления и т рещиноватости . Хорошо ограненные кристаллы кальци та размером до 70 см по длинной оси заполняют многоч ислен ные пустоты скарнированного известняка .. Исландский шпат представлен поздними (по стр удными ) кристаллами сложного скаленоэдрического и призма тического габитуса в ассоциации с низкотемпературным дипира-мидальным кварцем , апофилли том , датолитом и ильваитом. Своеобразная микроклин-кальцит-мори оновая минерализация связана с гранитными пегматитами камерного типа , которые от носятся к наименее глубинной фации (2 - 4 км от дневной поверх ности ). Вообще кальцит очень редок в гранитных пегматитах чистой линии , обра зуясь в заключительную гидротермальную ст а дию пегматитового процесса . В этом отношении не являются исключением и камерные морио но - и флюоритоносные пегматиты Волыни и Це нтрального Казахстана . Однако в Средней Азии на Гиссарском хребте выявлены пегматитов ы е тела , содержащие миаролы с кристаллами мориона , дымчатого горного хрусталя и исландского шпата. Особенно интересны пегматиты Кенкольского гранитного мас сива в западной части Киргиз ского хребта . Массив обрамлен кристаллическими сланцами , филлитами и изве стняками ранн е протерозойского возраста , а также спилитами , известняками и сланцами среднего и верхн его кембрия . В аляскитовых гранитах третьей , наиболее поздней фазы внедрения расположены много численные шлировые пегматиты размером от 1 до 5 м (редко 10 — 1 2 м ) в поперечнике . Дифференцированные тела имеют т он кую оторочку из мелкозернистого гранит-аплита и графического пегматита и слабо развиту ю кварц-полевошпатовую пегматоидную зону . Централь ная часть многих пегматитов представляет собо й миароловую полость — камеру , стенки которой покрыты друзам и микроклина и дымчатого кварца . Пространство между кристал лами заполнено глинисто-серицитовой массой . В верхних частях некоторых миарол находятся ромбоэдрические кристаллы исланд ского шпата до 60 — 80 кг . Миароловые ка льцитоносные пегма титы сильно альбитизированы и иногда пересече ны кальцитовыми про жилками. Из приведенного краткого обзора уже видны многие типичные черты генезиса исландского шпата . Все мин еральные ассоциации , включающие исландский шпат , относятся к фаци ям малых глу бин - п риповерхностной , субвулканической и редко гипабис сальной . Обращает на себя внимание специфический химический соста в вмещающих пород , как пра вило , богатых ка льцием : это известняки , базальты , диабазы и т . п . Исландский шпат всегда являет с я одним из самых поздних ми неральных про дуктов гидротермального процесса и кристалли зует ся в полостях горных пород вместе с д ругими минералами сво бодного роста. МИНЕРАЛЬНОЕ ВЕЩЕСТВО И СРЕДА КАЛЬЦИТООБРАЗОВАНИЯ Минеральные пара генезисы месторождений исл андского шпата Промышленные мес торождения исландского шпата представ лены двумя минеральными типами , резко отличающимися дру г от друга . Халцедон-цеолит-кальцитовый тип хар актерен для вулкани ческих гидротермальных местор ождений близповерхностной и суб вулк анической фаций глубинности . Процесс минералообразования на таких месторождениях проходил среди мно гокомпонентных гор ных пород в напряженной и часто менявшейся термодинамической обстановке . Минеральные ассоциации здесь обильны и раз нооб разны , отмечается несколько стадий минерализации . Для кальци-тового типа телетерма льных месторождений типичен простой , прак тически мономинеральный состав . Минерализация осуществля лась в мономинеральных карбонатных породах , к ак правило , в одну стадию в сравнительно узком д и апазоне температуры и давления. Особенности мин ерального состава месторождений в вулканических основных породах, Вулканические ги дротермальные месторождения формирова лись на неб ольших глубинах при сравнительно невысоких и быстро снижавшихся температурах и давл ениях . Это обусловило многие специфические че рты минералообразования : кристаллизацию мине рального вещества главным образом в свободных пол остях горных пород , уменьшение роли метасомат оза по мере продвижения раст воров к днев ной поверхности , широкое у частие в гидротермальном процессе коллоидных растворов , телескопирование минеральных продуктов различной температуры образования. На месторождениях исландского шпата в вулканических ос новных породах развиты главным образом низкотемпера турные минеральные а ссоциации и реже минералы более высокотемпературного скарнового к омплекса . Среди них обнаружены сульфиды (хальк опирит , пирит , марказит , галенит ), флюорит , магне тит , мартит , пиролюзит , кварц , халцедон , кальцит , доломит , барит (целестинобарит ), апатит , пове л лит , гранат (гроссуляр-андрадит ), везу в иан (вилюит ), сфен , диопсид , эгирин , хлориты , гидрослюды (селадонит , вермикулит ), сапонит , монтмор иллонит , нонтронит , апофиллит , анальцим , пренит , гиролит , цеолиты (шабазит , гмелинит , левинит , ло монтит , натролит , ме з олит , сколецит , томсонит , гейландит , филлипсит , гармотом , десмин , морденит , лобанит , стеллерит ) и др . Многие минералы , особенно кальцит и цеолиты , вст ре чаются в виде хорошо образованных крупнокр исталлических инди видов и друз. Наиболее распространены каль цит (зерн истый , блоковый , шестоватый и крупнокристаллически й — исландский шпат ), халцедон , кальциево-натриевые цеолиты и а нальцим . Каждому геолого-структурному типу месторо ждений свойственны свои особенности минерального состава , которые прежде всего проявля ются в раз личном количественном соотношении этих минералов . Разнообра зие минеральных видов и общая интенсивность минерализации во мно гом зависят от содержания вулканического стек ла во вмеща ющих породах и степени их проницаемости для гидротермальных рас т воров. Для месторождений в эффузивных породах характерна минера лизация кальцитом , халцедоном и такими цеолитами , как морде нит и гейл андит . Цеолитов , а также минералов из групп хлорита , монтморил лонита и гидрослюд особенно много в шаро вых лавах , богатых вулканическим стеклом . В компактных , лучше раскристаллизованных манде льштейнах и базальтах преобладает жильный нат ечный и яшмовидный халцедон , а цеолиты сра вни тельно редки . На месторождениях шаровых ла в в соответствии с этим наблюдаются два резко различа ю щихся минерализованных горизонта : цеолит-кальцитовый - непосредственно в шаровых ла вах и халцедон-кальцитовый - в мин далекаменных базальтах , под стилающих шаровые лавы . Одновременно со свободной кристаллизацией минералов проис ходил метасоматоз боковых по род , выраженный главным образом в их хлоритизации и монтмориллонитизации . Наиболее сильно из менен мелкообломочный стекловатый ма териал шаровых лав , ме стами превращенный в практически мономинеральную монтмориллонитовую или нонтронитовую глину . В мандельш т е йнах и базаль тах эти процессы развивались гораздо слабее и только вблизи жил и гнезд . Изредка вулканическое стекло , пироксен и плагиоклаз базальтов замещены кварцем , ка льцитом и цеолитами (морденитом и гейландитом ). Представляется , чт о все многообразие м инеральных видов на месторождениях исландского шпата в эффузив ных траппах охва тывается тремя основными пар агенетическими ассоциациями : 1) палагонит-хлорит - голубовато-серый халцедон (иногда агат ) — мелкокристаллический кальцит ; ассоциация хара ктеризует обычный состав миндалин и ран них прожилков в мандельштейнах и сфероидах шаровых лав ; 2) натриево-кальци евые , редко натриевые и кальциевые цео литы (морденит , гейландит , десмин , ломонтит , натролит , томсонит , сколецит и др .), анальцнм , апофил лит - сфероидал ьный сапонит (боулингит ), сел адонит - полупрозрачный и частично прозрачный кальцит , монтмориллонит ; эта ассоциация наиболее полно развита в шаровых лавах ; 3) яшмовидный цветной или белый фарфорови дный халцедон — кварц (иногда аметист ) — исландский шпат . Могут быть в резко подчиненном количестве цеолиты (чаще всего морденит ), анальцим и сапонит ; ассоциация типична для минерализации мандельштейнов и слабо проявлена в шаров ых лавах . В мандельштейнах , залегающих непосре дственно под шаровыми лавами , она обычно в ыр а жена в виде кварц-халцедонового метаколлоидного комплекса (корковидные игольчатые агрегаты халцедона и кварца по цеоли там , кремнистые натеки и сталагмиты ), благодаря чему кристаллы исландского шпата лишены вр остков морденита. Минерализация лавовых покрово в , особе нно шаровых лав , не редко зональна . Так , ниж ние части мощных линз шаровых лав , как правило , обогащены морденитом и кальцитом , к оторые вверх по разрезу постепенно сменяются десмином , гейландитом и затем анальцимом . Субвулканические месторождения в и нтру зивных траппах отли чаются большим числом мин еральных видов . Преоб ла дают кальцит , некоторые цеолиты (десмин , гей ландит , иногда натролит ) и анальцим . Минералы группы кремнезема распростра нены не широко . Морденит , доминирующий среди цеолитов на ме стор ождениях в эффузивных породах , здесь редок . Постоянно , но в разных количествах присутствуют минералы ранней , более высокоте мпературной стадии минерализации : гранат (гроссуля р-андрадит ), диопсид , магнетит , апатит , изредка в езувиан (вилюит ). На месторождения х этой группы отм ечается очень сильный гидротермальный метаморфиз м вмещающих пород , которые скарнированы , карбо натизированы , хлоритизированы и цеолитизированы. Скарнированию подверглись главным образом вулканогенно-обломочные породы у контакта с долеритами . Апотуфовые скарны имеют перем енный диопсид-кальцит-гранатовый или гранат-хлорит кальцитовый состав и сопровождаются магнетитом . Иногда туфы и реже долериты полностью замещены кальцитом . Метасоматические тела и п ротяженные жилы карбонатных (кальцитовых , и но гда доломитовых ) пород содержат редкую вкрапленность суль фидов и местами интенсивн о окремнены. Полнокристаллические средне - и крупнозернисты е долериты бы вают преобразованы в своеобразн ые пироксен-цеолитовые породы , состоящие из ан альцима , натролита , т омсонита , гейлапдита , д есмина , эгиринизированного пироксена и содержащие до 25% сфена . Для стекловатых и палагонитсодержащих долеритов характерно перер ождение в цеолит-хлоритовые породы . Конечными продуктами метасоматоза являются хлорит-монтмориллони товые глиноподобные образования . В минеральн ом составе прожилков и гнезд ведущую роль иг рают цеолиты , кальцит и изредка халцед он. На месторождениях в интрузивных траппах можно выделить три главных минеральных п арагенезиса : 1) высокотемпературный скарновый компл екс минералов - метасоматический кальцит , гранат (а ндрадит-гроссуляр ), диопсид или салит - магнетит , апатит - хлорит (антигорит и др .), близок по составу к основной минеральной ассоциации железорудных место рождений Тунгусской синеклизы 2) среднетемперат у рная минеральная ассоциация - мелко-среднезерн истый кальцит , доломит , сульфиды (пирит , халькоп ирит , очень редко галенит ), апатит , барит , фл юорит-халцедон и кварц — натролит , томсонит ; на большинстве месторождений прояв лена очень слабо или отсу тствует ; 3) ни зкоте мпературный минеральный комплекс — хлориты , анальцим , натриевые , натриево-кальциевые и кальциевые цеолиты (нат ролит , десмин , томсонит , гейландит , шабазит , ско лецит и др .), иногда халцедон - жильный кальц ит – крупнокристаллический кальцит (исландский шпа т ) – монтмориллонит. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ИСЛАНДСКОГО ШПАТА СССР На территории СССР известно доволь но много проявлений исландского шпата , связан ных главным образом с низкотемпера турной и гидротермальной минерализацией эффузивов основного состава и толщ карбонатн ых пород . Большинство из них сконцен трировано на Си бирской платформе в пределах крупнейшей про в инции исландского шпата , а также в активиз ированных областях завершенной складчатости Горн ого Крыма , Кавказа , Южного Тянь-Шаня , Центрально го Казахстана , Тувы, Прибайкалья и Се-веро-Востока СССР. Средне-Сибирское плоскогорье В Енисейско-Ленск ом междуречье на обширных площадях бас сейнов Нижней и Подкаменной Тунгусок , Среднего П риангарья и верховьев Вилюя и Котуя распо ложена Сибирская провинция исландского шпата . Обособленный кальцитоносный район известен и в низовьях р . Оленек . Эта провинция охватывает главные области проявления траппового магматизма Сибирской плат формы — значительную час ть Тунгусской синеклизы (Тунгусской структурно-вул кан ической зоны , по М . М . Одинцову, 1962), а также Ол енекское поднятие Анабаро-Оленекской антеклизы. В геологическом строении Тунгусской синеклизы главную роль играют вулканогенно-обломочные и эффузивные обр азования ниж него триаса , залегающие почти гор изонта льно . По периферии синеклизы и в о внутренних местных поднятиях обнажены терри -генные отложения среднего — верхнего карбона и перми и иногда карбонатные породы нижнего и средне го палеозоя. Вулканогенно-обломочная триасовая толща харак теризуется сильной фациал ьной изменчивостью , и слагающие ее пирокласти-ческие и перео тложенные вулканогенно-осадочные отложения в разл ичных частях синеклизы не всегда могут бы ть сопоста влены . В настоящее время она ра зделяется на алюнскую , тутон-чанскую , нижнекорвунча нскую и верх н екорвунчанскую свиты , отли чающиеся преобладанием грубообломочных или мелкообломочных сравнительно хорошо рассортированн ых пород . Алюнская свита , выделенная по да нным глубокого бурения в центральной части синеклизы , сложена в основном крупнообломочными ту ф ами с невыдержанными прослоям и мелкообломочных туфов , туфопес-чаников и туф оалевролитов . Значительно шире распространены пес троцветные мелкообломочные туфы , туфопесчаники , ту фоадев-ролиты и туфоаргиллиты тутончанской свиты , содержащие в вер ховьях рек Тай м уры , Чуни и Илимпеи редкие прослои известня ков ; мощность свиты изменяется от 20 до 120 м , многочисленные остатки флоры указывают на ее пермо-триас овый возраст. Стратиграфически выше следует нижнекорвунчан ская свита , занимающая обширные площади Тунгу сской синеклизы , сопоста вимая с правобоярск ой свитой северных склонов Анабаро-Оленек ской антеклизы . В ее состав входят главным о бразом крупно-и среднеобломочные агломератовые ту фы и вулканические брекчии с линзами пепл овых туфов , туфоалевролитов и туфопесчани к ов , количество которых увеличивается в верхах разреза . Породы со держат многочисленые эруптивные обломки песчаников , аргилли тов и каменного угля из нижележащей пермской т олщи , а также различных туфов и долеритов , размером от нескольких сантимет ров до 15 — 20 м . Вулканическая толща , вероятно , была сформи рована в результате деятельности многих туфовых вулканов и трубок взрыва (Лурье , Обручев, 1955), вблизи которы х в агло-мератовых туфах и туфобрекчиях вс тречаются обильные вулка нические бомбы и лап илли . В бр екчиях практически нет облом ков пород фундамента платформы , что свидетель ствует о сравнительно небольшой глубине залож ения эруптивных каналов . Мощность свиты в районе пос . Туры 300 — 350 м , в бассейне Таймуры 200 — 250 м , Чуни и Илимпеи 150 — 200 м. Верхнекорву нчанская свита залегает на нижнекорвунчанской с небольшим несогласием и отличается от нее широким развитием перемытых и пер еотложенных пород — туфопесчаников и туфо-алевролитов , чередующихс я с прослоями пепловых туфов и туф-фнтов . Из редка встречаются линзы средне - и крупнообломочных туфов и единичные потоки базальта . Мощность свиты на крыльях синекли зы (рр . Учами , Тутончана , Ейка ) 100 — 250 м , а в центре (пос . Бабкино ) в среднем 20 — 40 м . Вулкано-осадочные породы верхнекорвунчанской свит ы богаты ископае мыми остатками флоры и фауны раннего триа са. Северная и цен тральные части Тунгусской синеклизы от сред н его течения р . Нижней Тунгуски до верховье в р . Хеты заняты лавовой базальтовой толще й , мощность которой в Туринской и Агатской впадинах (Центрально-Тунгусской и Сыверми нской , по Т . Н . Спижарскому ) достигает 2 — 2,5 км . В ба ссейне р . Ниж ней Тунгуски толща стратифицируе тся на нидымскую , кочечум-скую и ямбуканскую свиты. Нидымская свита обнажена в долинах ре к Нижней Тунгуски и ее притоков Виви , Ямбукана , Кочечумо , Нидыма и др ., а также в верховьях Котуя . Она привлекает внимание широким развитием миндалекаменных баз альтов , мандельштейнов * и шаровых лав , минерализованных кальцит ом , цеолитами и халцедоном . В северо западной части синеклизы в басс ейнах Северной и Курейки ее аналогом является логанчинс кая свита . Свита сложена многими лавовыми покровами , каждый из которых имеет мощность от 2 — 3 до 20 — 40 м . Пачки из нескольких покровов разделены прослоями вулкано-терригенных пород : пестроцветных туфопе счаников , туф-фитов и гравелитов . Н . В . Дреновым (1971 г .) нидымская свита расчленена на три подсв иты : нижненидымскую — интенсивно ми нерализованных лав , кандаканскую — туфолавовую и унтуун-скую — похожую на нижненидымскую , но минерализов анную гораздо слабее . Об щая мощность с виты 300 — 500 м . За границей Туринской впадины нидымские лавы фациально замещаются туфогенными породами верхнекорвунчанской свиты. Базальтовые покровы кочечумской свиты под стилаются пачкой пестроцветных вулкано-терригенных пород мощностью до 80 м и обнажены на водораздельных плато главных речных долин . Это неминерализов анные “сухие” лавы , крупные покровы которых прослеживаются на сотни километров и служа т маркирующими горизонтами . На севере синекли зы низам кочечумской свиты , вероятно , соответс т вует аянская , а верхам — хоннамакитская свита , по Я . И . Полькину. Разрез лавовой толщи в центре синекли зы в междуречье Виви — Ямбукан — Тембенчи венчается ямбуканской свитой, ' В петрографической литературе термин “мандельштейн” и “миндалекамен-ный базальт” о бычно являются синонимами . Мы считаем целесообразным отличать базальты с типичной пойкилоофитово-интерсертальной структурой и сравни тельно редкими миндалинами от шлаковидных вит робазальтов с многочислен ными миндалинами , именуя первые “миндалекаменными б а зальтами” , а вторые “мандельштейнами”. состоящей из ме лкозернистых порфировидных базальтов и анаме-зито в , подстилающихся и переслаивающихся туфопесчаник ами и туфоалевролитами . Мощность свиты достиг ает 250 м , а возраст ее по недоста точно четким палеонтологическим данным , возможно , отвечает сред нему триасу. На площади Тун гусской синсклизы , особенно в ее краевых ч а стях , широко проявлены интрузивные траппы , ср еди которых по форме и условиям залегания различаются силлы , дайки , жило-обра зные тела , штоки , хонолиты и т . п . При этом крупные пласто-образные тела долеритов харак терны для слоистых палеозойских пород , а в неоднородных туфах встречаются главным образ ом дейкн , жилы и интрузивы центрального ти па. Н . Н . Урванцевым и др. (1972) пород ы трапповой формации расчленены на восемь петрохимических рядов : известково-щелоч-ной , щслочно-известковый , субщ елочной , известково-железистый , нзвестково-глиноземистый , субкислый , субмагнезиальный и магне зиальный . На иболее широко распространен известков о -щелочной ряд , представленный нормальными ( по В . С . Соболеву, 1936) ба зальта ми и долеритами с пой килоофитово-интерсертальной и пой-килоофитовой структу рами , содержащими 48 — 49% кремнезема и не более 3% щелочей. Интересующий нас район развития месторожд ени й исландского шпата относится к вы деленной В . Л . Масайтисом (1964) Тунгус ской трапповой субпровинции , где в основном проявлены нормаль ный , жел езистый и субщелочной (натровый ) типы базальто вых расплавов . В южной и особенно в юг о-восточной частях Тунгус ск ой синеклизы (в бассейнах Чуни , Илимпеи , Чоны , Ахтаранды • и др .) кальцитовая минерализация нередко свя зана с телами суб щелочных и обогащенных водой траппов , содержащих первичные цеолиты , а нальцим , палагонит и щелочные пироксены (Лебед ев , 1957; Дмитриев, 1 963; Юдина, 1965 и др .). В составе субщелоч ных долеритов обычно присут ствует от 46 д о 50% кремнезема и от 3,5 до 6% щелочей. Между эффузивными и интрузивными траппами существует тесная комагматическая связь (Урв анцев и др., 1972). Большин ством исследоват елей сейчас выделяется четыре главные фазы траппового магматизма : 1) первая раннетриасовая , представленная тутон чанским и чал-бышевским интрузивными комплексами , синхронными образова нию туфогенной толщи и нидымских лав ; 2) вторая ранн етриасовая с нормальн ыми долеритами катан г-ского и амовского комплексов , сопоставимыми с “сухими” коче-чумскими лавами ; с этой фа зой связано внедрение не менее 90% объема всей трапповой ма гмы ; 3) ранне-среднетри асовая , характеризующаяся формированием дифференциров анных интрузи вов курейского и кузьмовског о ком плексов ; 4) срсднетриасовая с дайками долеритов аг атского и кирам-кинского комплексов , прорывающих ямбуканские лавы . Интрузив-ные траппы Оленекско го поднятия , по мнению Б . Н . Леонова и Н. II. Гогин ой (1968), обр азовались в раннем палеозое при пер вых п роявлениях траппового магматизма на Сибирской платформе . По составу они во многом схо дны с нормальными траппами Тун гусской синскл изы. В настоящее время известны данные по абсолютному возрасту траппоз, иногда оч ень интересные и неожиданные . Так , по ради о логическим определениям калий-аргоновым методом (Кузнецов и др., 1969), нормальные , палагонитовые и толеитовые долериты пластовых интрузий и крупных даек имеют возраст 250 — 350 млн . лет , что соответству ет поздней перми — раннему триасу , а мелкие секущие тела толеитовых , миндалекаменных , палагонито-вых и анальцимсодержащих траппов образовались 188 — 70,5 млн . лет назад , т . е . в позднеюрское — раннемеловое время. Наличие исландского шпата в Енисейско-Лен ском междуречье стало известно в резуль тате работ экспедиций С . Попова в 1794 г . и Р . Маак а в 1853 — 1854 гг . на р . Вилюй и А . Л . Чекановского в 1873 г . на р . Нижнюю Тунгуску . Однако в связи с трудной до ступностью месторождения начали изу чаться только в двадцат ых годах текущ его столетия и вскоре приобрели большое п рактическое значение . Огромная площадь Сибирской провинции исландского шпата подразделяется н а три района : Нижне-Тунгусский (Путо-ранский ), Ан гаро-Вилюйский (Катангский ) и Оленекский , соот ветст вующие региональным зонам траппового вулканизма . В пер вом районе месторождения исл андского шпата локализованы в эффузивных база льтах , во втором — в вулканогенно-обломочных породах и интру зивных траппах , а в третьем — в карбонатных породах с нния и кембрия , пересеченн ых дайками т раппов. 7. Нижне-Тунгусский (Путоранский ) кальцитоносный район Район охватывает бассейн среднего течения Нижней Тунгуски с ее крупными притоками — Кочечум , Нидым , Виви , Тутончана и верховьев Котуя , глубоко прорезающих лаво вую толщу . Цеолит-кальци товая минерализация и месторождения исландского шпата развиты главным образом в мандельштейнах и шаровых лавах нидымской свиты , группируясь в разобщ енные кальцитоносные поля . В южной половине района , тяготеющей к долине р . Нижней Ту нгуски и низовьям ее пр и токов , выделено десять полей : Алюн-ское (Нижне-Тунгусско е ), Тутончанское , Нидымское , Нидымкан-ское , Нижне-Темб енчинское , Средне-Тембенчинское , Туринское , Туру-Кочечум ское , Ленко-Нэлгэкэгское и Кирямкинское . Северная часть района (выше полярного круга ) изу ч ена слабее , в ней на мечается 'три кальцитоносных поля : Букан-Котуйканское , Чирин- динское и Агата-Северное . Наиболее интересны в о всех отноше ниях Нидымское и Алюнское п оля. Нидымское кальцит оносное поле расположено на южн ой окра и не лавовой толщи в среднем течении р . Нидым . В долине обна жены сре днеобломочные агломератовые туфы и туфопесчаники нижнекорвунчанской свиты , на которых лежат семь базальтовых покровов нидымской свиты . Три нижних покрова мощностью от 10 до 30 м каждый выпо лняют мульдообразную впадину , вы тянутую в субширот ном направлении на 25 — 30 м , и слегка на клонены к ее центру . Между вторым и третьим покровами зале гает прослой туфопесчаника и туфоалевро лита мощностью до 3 м . Эта пачка лавовых покровов относ ится к нижне нидымской под-свите и пере крыта мощным горизонтом (40 — 60, иногда до 80 м ) пестроцветных туфоалевр олитов и туфопесчаников , за которыми следуют четыре остальных базальтовых покрова , в с реднем имею щие мощность по 20 м . В верховьях Нидыма и Хуроиконгды раз ре з венчается двум я лавовыми покровами кочечумской свиты , раз де ленными прослоем туфопесчаника (рис. 1). Лавовые покровы нидымской свиты сложены темными столбча тыми базальтами с мощной верхней зоной манделыптейна (от 1 до 10 — 12 м ) и нижней миндалекаменной и ли пористой зоной вы сотой от 10 до 50 см . В основании первог о и третьего покровов , подстилающихся вулкано генными породами , встречаются линзы шаровых л ав , которые.иногда прослеживаются на несколько кило метров , имеют мощность до 50 м и интенсивно минерал из ованы . В районе по аэромагнитным дан ным выделена крупная зона раз лома , проходящая вдоль долины Нидыма , которая оперяется су бмеридиональными сбросо-сдвигами и субширотными т ре щинами. Большинство проявлений исландского шпата связано с шаро выми лавами трет ьего и реже первого покровов . Все они имеют в общем аналогичное строение . В качестве п римера можно при вести одну из минерализованн ых линз шаровых лав третьего по крова , вып олняющую пологую депрессию субстрата протяжен нос тью около 1,2 к м. У контакта с под стилающими туфоал евролитами шаровая лава сложена плотно упаков анными базальтовыми “подушками” разме ром 1,5 — 2 м . Затем упаковк-а блоков постепенно разрежается , и о ни приобретают эллипсоидальную или сферическую форму . При этом у крупных сфероидов поя вляется бурая мандельштейновая корка , а мелкие (размером до 0,5 — 0,8 м в поперечнике ) иногда наце ло сложены мандельштейном . Межглыбовое пространст во за полнено тахилитовой дресвой , сцементированно й кальцитом и цео литами (рис. 2). Обломки тахилита имеют вогнуто-вы пуклую форму и , очевидно , пред ставляют собой разрушенные корки сферо идов . О собенно много дресвы содержится в верхней части линзы , где встречаются только редкие плоские глыбы мандельштейна . Выше шаровая лава сменяется плотным мандельштейном с кр уп ными ка л ьцитовыми миндалинами , за которым следует обычный мелкозернистый базальт. Цеолит-кальцитовая минерализация особенно обильна в цен тральной части линзы шаровых лав на интервале о коло 300 м Здес ь была отмечена вертикальная зональност ь минерализации , фиксирующаяся по изменению со става цеолитов . Внизу шаровой лавы преобладае т морденит , окаймляющий плотно упакованные ба зальтовые глыбы . Выше по разрезу в скоплен иях дресвы по являются десмин и затем гей ландит . В зоне перехода шаровой лавы в плотный мандельштейн морденит отсутству ет или его очень мало . Кроме этих цеол итов , широко распространены апофиллит , томсонит , пренит , а также минералы группы монтморилло нита и гидрослюд (сапонит , селадонит и др .). Кальцит образует тонкие прожилки или вс т речается в гнездообразных скоплениях в меж- д.д.д.д.д.д“д .а .д.д.д.д.д.Д 'д .^.л.л.д.а.л -^ О 1 2 3 ^м ЕЗ / ЕЛЬ ЕШЗз Г ^Ъ Е ^Ь ГП /7 Рис. 2. Детали строения кальцитопосиой шарово й лавы . По Д . А . Золо тареву (1962 г .) / — базальт ; 2 — туфопесчаник : 3 — ме лкообломочный минерализованный мат ериал ; 4 — прожилки и оторочки цеолитов ; 5 — глина ; 6 — исландский шса т шаровом пространстве и в пустотах мандельштейна . Преобладают монокристальные или сдвойникованные выделения кальцита при чудливой формы весом от 1 — 2 до 30 кг , ассоциирующиеся с мор-денитом и монтмориллонитом . Кристаллы пронизаны многочислен ным и иглами морденита и только в центре полупрозрачны или про зрачны . Для практических целей более интересен кальцит второй генер ации , который сопровождается десмином и гейландитом и представлен хорошо образованными прозрачными скаленоэдри-ческими кристаллами со светло-желтой окраской. Своеобразное стро ение имеет необычно мощная (40 — 50 м ) линза шаровых лав , находящаяся вблизи устья р . Гутконгды . Ее нижняя часть почти н е обнаруживает “подушечной” текстуры и сложена компактным б азальтом с ксенолитами подстилающих туфов . Ср едняя часть линзы до высоты 20 м имеет ясно выражен- ную шаровую тек стуру . Еще выше развиты уплощенные блоки п ористого мандель штейна , разделенные сравнител ьно обширными участками дресвы . Местами эти блоки смыкаются , образуя внутрй-покровную зону мандельштейна , богатую мелкими кальцитовыми миндалинами и короткими прожилками томсонита , анальцима , ломонтита и изредка кальцита. Скопл ения исландского шпата встречаются в средней части линзы среди сильно минерализованной дресвы и обычно сопро вождаются монтмориллонитом . В цементации дресвы участвуют также гейландит , ломонтит , апофиллит , морденит , томсонит , дес-ми н , халцедон и минералы и з групп хлорита и гидрослюд . Слож ные сростки ром боэдрических кристаллов исландского шпата от деле ны от дресвы оторочкой из мелкозернистого кальцита и хал цедона или цеолитов . Хорошо ограненные кристаллы обычно имеют более высокое качество. Алюнское кальцит оносное пол е расположено в долине Нижней Тунгуски ниже р . Люлюикты . Серия лавовых покровов нидымской свиты выполняет здесь п ологую депрессию в корвунчанских отло жениях площадью около 1500 км 2 . Два нижних покрова местами перемяты , остальные за легают почти горизонтально со слабым на клоном на северо-восток под углом 1 — 2°. Лавовая толща разделена прослоями туфов и вулкано-осадоч-ных пород на несколько п ачек , каждая из которых состоит из одного- двух мощных и протяженных покровов и ряда тонких , быстро выклиниваю щихся покровов или потоков . В пределах кальцитоносного п оля нижненидымская подсвита сложена че тырьмя пачками покровов мощностью от 15 — 20 до 70 — 80 м . В основании ряда покровов встречаются линзы шаровых лав , про тяженностью от нескольких десятков метро в до 1 — 2 км и мощ ностью от 1 до 10 — 15 м . Выше следуют сравнительно однородные базальтовые покровы верхов нидымс кой свиты с выдержанными прослоями туфопесчан иков . На плоских вершинах высоких водо раздело в сохранились останцы мощного (50 — 60 м ) базальтового пок ро ва , относящегося к кочечумской свите . В районе фиксиру ются несколько широких зо н разрывных нарушений северо-восточ ного , субширот ного и северо-западного простирания , вдоль кот о рых базальты иногда цеолитизированы и окрем нены. Скопления исландского шпата о бнаружен ы в мандельштейнах и шаровых лавах 2, 2-а, 3, 3-а , З-б и 5-го покров ов . Наиболее ин тенсивная минерализация отмечается в маломощных покровах 3-а и З-б , подсти лающих шаровые лавы покрова 4. Эти покровы в среднем имеют мощность по 2 — 3 м , которая иног да увелич и вается до 10 — 15 м , и пологоволнистую бугорчатую или глыбовую поверхность . В основном они сложен ы миндалекаменным базаль том , а в местах в ыклинивания — силь но пористым мандельштей-ном . В прогибах кровли этой пачки залегают шаровые лавы круп но го 4 покрова , обычно подстилающиеся зеленоватым или крас н ым обожженным туфопесчаником . „ ^^лскЛ Горяыд ~<^д ^ Наблюдается сравнит ельно много небольших линз шаровых лав дл иной от 20 до 600 м и мощ ностью от 1,5 д о 10 м . Лавы со держат от 30 до 70% др есвы , которой особенно много в верхних час тях линз . Они обильно минерализованы кальцито м , мордени-том , гейланднтом , хлоритом , гидрослюдами и монтмориллонитом , реже халцедоном , анальцим ом и апофиллитом , образующими многочисленные прожилки и г нездообразные бесформенные ск оп ления . В гнездах , примыкающих к сфероидам миндалекаменного базальта , часто встречаются ср остки крупных , частично огранен ных кристаллов полупрозрачного кальцита , которые изобилуют О 1 2 5м ^_]2 1уу 1.? [еЦ ], \ Ж б [Ж\ 8 Б ^ Рис. 3. Детали строения кальцитоносного покро ва , залегающего под шаро вой лавой . По Г . К . Кручининои (1967 г .) / — шаровая лава ; 2 — базальт ; 3 — миндалекаменные базальты ; 4 — манд ельште йн ; Ч — прожилки цеоли тов ; 6 — халц едон ; 7 — исл андский шпат ; 8 — трещины отдель но сти ; 9 — граница покровов включениями морденита , сапонита и почти не представляют практического интереса. Продуктивная част ь минерализованной зоны ограничена ман-дельштейна ми и миндалекаменными базальтами покровов 3-а и З-б , находящимися непосредственно под шаровыми лавами . Здесь наблюдаются радиальные — клиновидные и пологие зияю щие трещины , а также сводов идные полости , стенки которых по крыты натечны м и игольчатым халцедоном , иногда морден итом и сапонитом . Центральная часть полостей занята скаленоэдриче-скими кристаллами исландско го шпата . Таких трещин особенно много в местах воздымания покровов и на крутых крыльях лаво вых куполов (рис. 3). Богатая минерализация кал ьцитом и ха л цедоном отмечается среди глыбовых лав . В Алюнском поле из вестны та кже иные структурные типы кальцитовой минерал иза- ции . Так , скопле ния исландского шпата о '^Ч : о > ^ .в скалах Суслова на правом берегу >(^\ > о -г р . Нижней Тунгуски связаны с тонким ~тЧ 2 горизонтом шаровой лавы в основании ° А ^ 0> 5 б азальтового покрова . В пределах >'Я \ <^ > о этого горизонта типичная шаровая лава , ^ 1<^ ю-сложенная мелкими сфероидами с дрес - ^-^И '- 0 > вой , чередуются с участками недораз - Ц ^ д витой подушечно й текстуры . В таких > „ /л ^' -^ местах крупные матрацевидны е блоки миндалекаменного базальта соединены с вышележащим мандельштейном . Мощ ность шаровой лавы колеблется от 10 — 15 см до 2 м , в среднем 0,5 м > )° ^ ° " ^-" (рис. 4). Среди минерализов анной дресвы ча сто встречаются небольшие неп равиль ные или изометричные полости со срост к ами полупрозрачных скаленоэдрических кристаллов кальцита и исландского шпа та размером до 1 5 см по длинной оси. ° ^> ^ ^ \\ • о ГП ^ Здесь широко распр остранены хлориты , ^ <\ ^ 2 -монтмориллон ит , палагонит и особенно Ч ^^^ > ^ морденит , который тесно ассоциируется о > оУ >о 1 --- -• с исландским шпатом и включен в е го ( §\ /(: ГЗ | кристаллы . > ^у- ° > \ ^ Б. Кальцитовая минерализация в ман - ° ^$^' и дельштейнах , не связанная с шаровыми У )*'^ 0 )-'^ 0 г ?1 ^ лавами , наблюдается в тектонической зоне , наложенной на лавовые покро вы низов нидымской свиты . Пачка , состоя щая из 1, 2 и 3 покровов , наклонена на ^.^О ^Д СЯ ^ северо-запад под углом от 10 до 60° и >|о (<^^> <'-1 '| пересечена вертикальны ми сбросами с /'^Т ^Ж /^! ^ амплитудой смещения блоков до 10 — ^у ^ — ^ г ^\ 1 15 м . Минерализаци я развита в ман- ^ ' < ^.г ^^ о | э > \ °° >\ • • = дельштейнах 2 пбкрова , мощность кото - >Лм ?т ^' ^ ^~ ^ рых в этом месте достигает 10 м , и в пе - ^^^"^ ° --I рекрывающем их покрове-сателлите 2а , ^^^^ > РП р сложенном почти нацело мандельштей - • >А ^'У ,^'\ < о |>| ^ ном. Раздробленные мандельштейны с многочисленным и миндалинами палаго-нита , кальцита и халцедон а рассекают - М 7 ?^^?^ > ё ся жилами кальцита и цветного яшмо- ' ' ^ \ ° ' видного халцедона мощнос тью от 5 до 80 см . Такие же халцедоновые жи лы были встречены в базальтах покрова 2а. ^^^^Го 1 ^ Кристаллы исландско го шпата находятся в полостях у висячего бока жил яшмовидного голубовато-синего или кирпично-красного халцедо на . Они интенсивно окрашены в желтый цвет и содержат вк лючения пирита и халькопирита. ЗАКЛЮЧЕНИЕ В результате проведенного исследования выявлены главные зак ономерности формирования и размещения месторожде ний ис ландского шпата , кот орые необходимо учитывать при поисковых и разведочных ра ботах. Месторождения исл андского шпата тесно связаны с вулканиче ским и базальтоидными формациями стабилизированных об ластей континентальной земной коры , испытавших тектоно-магматическую активизацию . О ни имею т поствулканическое гидротермальное про исхождение и локализуются как непосредственно в вулка нитах , так и в толщах карбонатных пород , подстилающих эффузивы . В соответствии с гео тектонической обстановкой различаются про винции исландского шпата древ н их платформ с проявлением трап-пового магматизма , областей завершенной складчатости с прояв лением позд него (посторогенного ) андезито-базальтового вулка низма и областей автономной .тектоно-магматической активизацией с проявлением трахибазальтового вул кан и зма. Структуры вулканических кальцитоносных район ов обуслов лены сочетанием глубинных разломов , выводивших к поверхности базальтовую магму , с впадинами грабен-синклинального типа , а т акже с котловинами и мульдами более высок ого порядка , за полненными рассл оенными ла вовыми покровами . Месторождения исландского шпата в эффузивах контролируются неровными по верх ностями контактов шаровых лав с массивными лавами “пехой-хой” , контракционными трещинами р адиальной и сводовой от дельности лавовых куп олов , первичными газовыми пустотами , по лостями вытекания лавы , трещинами проседания и тому подоб ными интраэффузивными структурами , сочетающимися с более поздними разрывными нарушениями . Различаются два геолого-структурных т ипа месторождений : связанные с шаровыми лавам и и позднего дробления лавовых пок ровов. Структуры кальцитоносных полей в туфах определяются осо бенностями строения надочаговых вулканических зон : наличием полно или части чно развитых кальдер проседания и куполо-гор-с тов . Месторождения исландского шпата контр олируются интра-вулканическими структурами ка льдерных разрывов и блоковых перемещений в пределах жерловых и прижерловых зон . Скопле- 148 нпя исландского шпата локализованы в подновленных протоинтру-зи вных трещинах сводовой и радиал ьной о тдельности в апикаль ных частях субвулканических тел долеритов или в зонах дробле ния трапповых даек и туфов прожерловых фаций . Различаются субвулканические месторождения , характерн ые для кальдер , и зоны дробления туфов на крыльях куполов и куполо-г о р стов. Размещение телете рмальных месторождений исландского шпата в ка рбонатных породах определяется глыбовыми дислока циями сбросо-взбросового , сбросо-сдвигового или над вигового типа . Круп ные разрывные нарушения ка льцитоносных полей оперяются зо нами дробл ения , рассланцевания и трещиноватости , вме щающими кальцитовые тела . Скопления исландского шпата связаны с тек-тоногенными полостями к альцитовых жил и зон дробления , а также с минерализованными пустотами древнего карста и поло стями опережающего гидротерма л ьного растворения в зонах рас сланцевания карбонатных пород . Различаются два геолого-ст рук турных типа месторождений : зон дробления и трещиноватости из вестняков и карстовых поло стей. Вещественный состав вулканических месторожде ний исланд ского шпата предс тавлен разноо бразными минеральными видами , а телетермальных месторождений — очень простой , практически мономннерально кальцитовый . Исходя из последовательности об разования минеральных парагенезисов поствулканически й гидро-термальный процесс разделяется на три главных стадии : скарно-вую (гранат-магнетитов ую ), карбонатную (сульфидно - и кремни сто-карбонатную ) и цеолит-кальцитовую . Исландский шпат кри ста ллизовался из концентрированных бикарбонатно-хлоридны х натриево-кальциевых растворов при температурах в с р еднем от 150 до 50° С и давлениях , не превышавши х нескольких десятков атмосфер . На фоне эв олюционного снижения температуры и давле ния отмечались флуктуации термодинамических параметров мине-ралообразующей среды в результате повторно го раскрытия или возник новения новых трещин. Гидротермальные растворы имели смешанное ювенильно-вадоз-ное происхождение и по мере пр одвижения к дневной поверхности изменяли сост ав и концентрацию растворенных компонентов . Г лав ные стадии минералообразования соответствуют трем осн овным термодинамическим фациям : с убвулканической зоне существова ния перегретых ра створов , имевших многокомпонентный сернисто-хлоридно-у глекислый состав , зоне выкипания этих раствор ов и приповерхностной зоне циркуляции охлажде нных тепловодных рас творов п р остого бикарбонатно-хлоридного натриево-кальциевого состава . Цеолит-кальцитовая минерализация осуществлялась под воздействием охлажденных растворов . Порядок выделения цеоли тов и кальцита регулировался процессами взаимообмена натрием и кальцием между раст в ором и боковой поро дой . Исландский шпат кристаллизовался в свобо дных полостях в условиях открытой системы при избытке иона кальция и сравнительном дефиците бикарбонат-иона . Осн овным стимулом кристаллизации являлось спокойное удален ие углекислоты из раствора , что сдвигало карбо натное равновесие системы в сторону образования труднораство-римого кальцита. • Телетермальные ме сторождения формировались , как правило , в одну стадию из горячих вод простого кальциево- натриевого хло-ридного с остава , обогащавшихся бикарбонат-ионом за счет раст ворения боковых карбонатных пород. Месторождения исландского шпата характеризую тся крайне неравномерным гнездовым распределение м полезного ископаемого , что сильно затрудняе т их разведку и оценку запасов в недрах . В основу рекомендуемого геологоразведоч ного процесса положена группировка промышленных месторождений в зависимости от раз меров минерализованных тел , их морфологии и особенн остей рас пределения кальцитоносных гнезд. Крупные минерализованные тела I группы жильной , линзовид-но й и сложной формы с многочисленными кальц итоносными гнездами оконтуриваются с поверхности канавами , а на глубине буровыми скважинам и и опробуются рядом карьеров или траншей , обеспечивающих отбор представительных валовых проб . С р едние и небольшие минер ализованные тела II группы со многими каль цитоносными гнез дами опробуются одним или двумя карьерами , вскрывающими всю или большую часть их выхода на поверхность . Кальцитоносность полей мелких разобщенных минерализованных тел III гру ппы с одиночными гнездами выясняется путем полной отработки ряда наиболее типичных жил или карстовых полостей. Запасы оптического кальцита месторождений I группы подсчи т ываются по методу геологических или эксплуата ционных блоков , а месторождений II и III — своеобразными геолого-статистиче скими методами (комбинированными и полной геологическ ой ана логии ).
1Архитектура и строительство
2Астрономия, авиация, космонавтика
 
3Безопасность жизнедеятельности
4Биология
 
5Военная кафедра, гражданская оборона
 
6География, экономическая география
7Геология и геодезия
8Государственное регулирование и налоги
 
9Естествознание
 
10Журналистика
 
11Законодательство и право
12Адвокатура
13Административное право
14Арбитражное процессуальное право
15Банковское право
16Государство и право
17Гражданское право и процесс
18Жилищное право
19Законодательство зарубежных стран
20Земельное право
21Конституционное право
22Конституционное право зарубежных стран
23Международное право
24Муниципальное право
25Налоговое право
26Римское право
27Семейное право
28Таможенное право
29Трудовое право
30Уголовное право и процесс
31Финансовое право
32Хозяйственное право
33Экологическое право
34Юриспруденция
 
35Иностранные языки
36Информатика, информационные технологии
37Базы данных
38Компьютерные сети
39Программирование
40Искусство и культура
41Краеведение
42Культурология
43Музыка
44История
45Биографии
46Историческая личность
47Литература
 
48Маркетинг и реклама
49Математика
50Медицина и здоровье
51Менеджмент
52Антикризисное управление
53Делопроизводство и документооборот
54Логистика
 
55Педагогика
56Политология
57Правоохранительные органы
58Криминалистика и криминология
59Прочее
60Психология
61Юридическая психология
 
62Радиоэлектроника
63Религия
 
64Сельское хозяйство и землепользование
65Социология
66Страхование
 
67Технологии
68Материаловедение
69Машиностроение
70Металлургия
71Транспорт
72Туризм
 
73Физика
74Физкультура и спорт
75Философия
 
76Химия
 
77Экология, охрана природы
78Экономика и финансы
79Анализ хозяйственной деятельности
80Банковское дело и кредитование
81Биржевое дело
82Бухгалтерский учет и аудит
83История экономических учений
84Международные отношения
85Предпринимательство, бизнес, микроэкономика
86Финансы
87Ценные бумаги и фондовый рынок
88Экономика предприятия
89Экономико-математическое моделирование
90Экономическая теория

 Анекдоты - это почти как рефераты, только короткие и смешные Следующий
- А у нас весна в отношениях.
- Всё цветет и пахнет?
- Не-а, говно всё наружу полезло.
Anekdot.ru

Узнайте стоимость курсовой, диплома, реферата на заказ.

Обратите внимание, курсовая по геологии и геодезии "Минеральные типы месторождений исландского шпата", также как и все другие рефераты, курсовые, дипломные и другие работы вы можете скачать бесплатно.

Смотрите также:


Банк рефератов - РефератБанк.ру
© РефератБанк, 2002 - 2016
Рейтинг@Mail.ru