Флогопитовые месторождения

Флогопитовые месторождения Слюдянки как классический объект петрографо-минералогических исследований и природный минералогический музей известны около двух столетий. В отечественной и зарубежной печати первые анализы слюдянских минералов появились еще в конце 18-го века. Уже во второй половине 19-го века выдающимся русским минералогом Н.И.Кокшаровым проведены систематические исследования кристаллографии прекрасно образованных минералов флогопитовых жил, вошедшие в его многотомные "Материалы для минералогии России" (I852-I877) и " Materialen zur Mineralogie Russlands " (1854-1886). Тогда же появляются первые сведения о геологии месторождений района. Особенно интенсивно минералого-петрографические исследования проводились в 20-50-х годах нашего столетия, в связи с разведкой и отработкой флогопитовых месторождений.

Согласно общепринятым сейчас воззрениям, флогопитовые месторождения Слюдянки можно рассматривать как абиссальные магнезиальные скарны (Коржинский,1955; Дариков,1968). Генезис флогопитоносных пироксеновых пород и самого флогопита в течение многих лет является предметом острых дискуссий (Смирнов,1928; Пилипенко,1930; Калинин,1939; Коржинский,1947; Барабанов,1954; Калинин и Роненсон, 1957; Елизарьев.1959; Шмакин.1962; Резницкий, Васильев,1971; Резницкий и др.,1977).

Однако, несмотря на существенные расхождения в генетической трактовке процессов, выделение типов флогопитовых месторождений и распределение в классификационных схемах различных метасоматитов оказывались аналогичными,поскольку основывались на вполне очевидных различиях в морфологии, строении и литолого-структурном положении флогопитоносных тел. По совокупности признаков сейчас можно выделить контактовые скарны магматической стадии и три основные группы постмагматических скарнов. В числе последних:

1. Зональные тела с сопряженным развитием апокарбонатных и апоалюмосиликатных скарнов, залегающие в контактах соответствующих пород.

2. Скарнированные основные кристаллосланпы.

3. Секущие ("трещинные") флогопитоносные жилы лестничного типа.

Контактовые магнезиальные скарны магматической стадии - нередкая, но незначительная в объемном выражении группа пород. Обычная известная на большинстве флогопитовых рудников разновидность - маломощные (до дециметров) тела зеленых диопсидитов по контактам гранит-пегматитов слюдянского типа со слоисто-полосчатыми белыми кальцит-кварц-диопсидовыми породами. Правильная зональность в экзоскарнах отсутствует, но резко проявлено специфичное изменение состава вкрест оторочек: густо-зеленый у контакта с гранитоидом диопсидит постепенно светлеет, переходя в неизмененную боковую породу. Это вызвано постепенным изменением состава диопсида, преимущественно уменьшением щелочности и общей железистости (рис. 9 ). В кварц-кальпит-диопсидовых породах встречаются участки, интенсивно насыщенные гранитоидными прожилками, приобретающими облик "эруптивных брекчий" с характерной зональной окраской блоков-ксенолитов диопсидовых пород, в некоторых схемах выделявшиеся в особый морфолого-генетический тип метасоматитов.

Иного рода оторочки образуются в магматическую стадию в контактах гранитоидов с белыми существенно кальпитовыми мраморами. Это зонки ярко-розовых перекристаллизованных мраморов, постепенно (в интервале 5-40 см) переходящие в белые породы. Зеленый клино-пироксен, сменяющий белый диопсид мраморов, концентрируется у контакта, а количество его зависит от состава мраморов. При замещении низкомагнезиальных и бедных силикатами мраморов количество образующегося пироксена невелико: до 5-10%.

Известны и более сложные по строению тела этой стадии. Во всех случаях скарны магматической стадии отличает одна общая принципиальная черта: резкий контакт с магматической породой, не затронутой наложенными (постмагматическими) преобразованиями, Диопсид - скаполитовая апогранитная зона, обязательная у постмагматических скарнов, отсутствует, а эндоконтактовые изменения выражены в отчетливой десиликации и обогащении клинопироксеном вплоть до образования пироксен-полевошпатовых (калишпатовых) околоскарновых пород, часто со значительным содержанием сфена.Клинопироксены ондоскарновых зон как бы продолжают ряд диопси-дов экзоскарнов по нарастанию натровости, железистости и, кроме того, глиноземистости (рис. 9 ).

Среди постмагматических метасоматитов первой группы (контактовых) различаются два морфологических типа: образования на контактах магматических (преимущественно - гранитоидов) пород с карбонатными и пластовые тела ("зоны") по границам слоев алгомосиликатных и карбонатных пород.Магнезиально-скарновые тела по границам гранитоидов с карбонатными породами ("корковые") распространены широко, но в большинстве невелики по размерам. Для них типично зональное строение следующего вида:

Гранитоид

Десилицированный гранитоид или диопсид- калишпатовая околоскарновая порода

Диопсид - скаполитовая порода

Диопсид - флогопитовая порода ("слюдит")

Диопсидовая порода 

Диопсид флогопитовый кальцифир

Скарнированный мрамор

Мрамор

Диопсид-полевошпатовая зона отчетлива при замещении существенно плагиоклазовых гранитоидов, тогда как десиликация и обогащение приконтактовой зоны клинопироксеном более универсальны. В передовой части колонки при замещении доломитсодержащих мраморов (кальцифиров) зона флогопит-диопсидовых кальцифиров постепенно сменяется диопсид-флогопит-форстеритовыми и затем флогопит-форстеритовыми ( ± шпинель) кальцифирами, переходящими в мрамор. Промежуточные зоны колонки очень стереотипны и всегда отчетливо выражены в мелких (сантиметры-дециметры) корковых телах. Иная картина наблюдается при интенсивном развитии процесса в мощных карбонатных горизонтах среди полей гранит-пегматитов. В метасоматические кальцифиры и диопсидиты с флогопитом здесь преобразованы крупные (до десятков метров) блоки-ксенолиты мраморов, десилицированные зоны гранитоидов достигают нескольких метров; обычна значительная перекристаллизация метасоматитов с образованием крупнокристаллического флогопита "коркового типа", искажающая правильное зональное строение тел.

Метасомагические тела (зоны) по границам гнейсовых и карбонатных слоев более разнообразны по типам, прежде всего в зависимости от состава исходных граничащих пород, первичного характера контактов и, наконец, интенсивности или масштабов метасоматоза. Зональность маломощных (до 0,5-1 м) контактовых тел аналогична зональности "корковых" оторочек, хотя слабее выражена и менее правильна.

При замещении биотитовых и глиноземистых биотитовых гнейсов диопсид-скаполитовые породы не образуются, а с измененными (калишпатизированными) гнейсами граничит непосредственно диопсид-флогопитовая зона. Обычны случаи, когда тонкие (до 3-5 м) прослои мраморов в гнейсах целиком замещены диопсид-флогопитовыми или чаще диопсидовыми с рассеянным флогопитом породами.

При прослеживании таких зон по простиранию до перехода в мраморы удается наблюдать последовательную смену метасоматических пород, повторяющую боковую зональность обычного типа.

В крупных контактовых телах-зонах (их размеры достигают иногда 20-40 м по мощности при протяженности в сотни метров) зональность всегда менее отчетливая. Такие зоны почти целиком сложены диопсидитами с крупнокристаллической вкрапленностью и гнездовыми обособлениями других минералов: флогопита и кальцита с участием апатита и диопсида. Этот флогопит представляет второй из традиционно различающихся в районе типов крупнокристаллического ослюденения -"гнездовый" или "гнездово-прожилковый".

Вторую группу постмагматических метасоматитов - скарнированные основные кристаллосланцы - можно, пользуясь терминологией В.А.Дарикова (1968), назвать "некомпенсированными эндоскарнами" (в дальнейшем для краткости -"эн-доскарнами"), имея ввиду их развитие среди алюмосиликатных пород вне обязательных контактов с карбонатными.слоями. В составе скарнируемых пород - плагио-роговообманковые и плагиоклаз-пироксеновые кристаллосланпы, много известковистых (кальцитсодержащих) со скаполитом разностей, прослои пироксеновых кальцитовых мраморов и "розовых" кальпифиров. Образующиеся за их счет магнезиальные скарны и околоскарновые породы обычно рассматриваются как результат последовательного ряда минеральных замещений: скаполитизации (и диопсидизации), паргаситизации, флогопитизапии, соответствующих зонам инфильтрационной метасоматической колонки (Коржинский,1947). Петрографически "эндоскарны" довольно разнообразны, но преобладающий тип - пироксен-скаполитовые, кальцит-пироксен-скаполитовые породы нередко с флогопитом и паргаситом. Они развиваются преимущественно по известковым плагиоклаз-пироксеновым кристаллосланцам, захватывая слойки амфиболсодержащих разностей и кальпифиров. Другой распространенный тип, диопсид-паргаситовые породы,образуются при замещении более железистых (и глиноземистых) кристалло-сланпев - пироксен-амфиболовых, амфиболовых. Среди мелкозернистых, гнейсовидных по облику "эндоскарнов" встречаются протяженные послойные зонки крупнокристаллических кальцит-паргаситовых, кальцит-диопсид-скаполитовых пород.

Частичное замещение основных кристаллических сланцев фиксируется среди всех полей развития магнезиальных скарнов, а наиболее интенсивно, до полного замещения, породы преобразованы вблизи крупных скоплений флогопитоносных жил. Но и в этих участках характерное слоистое строение замещенных пачек сохраняется, так как облик и вариации состава "эндоскарнов" заметно отражают состав исходных пород и нередко - текстурные особенности последних (полосчатость, тонкую слоистость).

В большинстве разновидностей эндоскарнов встречается рассеянный средне- и крупнокристаллический флогопит, а также его гнезда совместно с кальцитом, в принципе соответствующие "гнездовому" морфологическому типу контактовых зон.

Флогопитоносные жилы лестничного типа - очень специфичный представитель магнеэиальноскарновой формации. В отличие от большинства других флогопитовых месторождений, на Слюдянских месторождениях лестничные жилы являются главнейшим типом концентраций крупнокристаллического флогопита. Субвертикальные жилы пересекают вкрест простирания сложные по составу пласты алюмосиликатных пород и залегающие среди них тела магматических пород, иногда "накладываются" на однозначно ориентированные (поперечные) жилы более ранних гранит-пегматитов и пегматитов, причем прослеживаются и через контактовые метасоматиты и "ондоскарны". Этим жильный тип принципиально отличен от "коркового" и "гнездового" флогопита.

Средние размеры жил - десятки метров по падению и простиранию, первые метры по мощности.

В общем случае жилы имеют четкое симметрично-зональное строение (от контакта к центру):

Кристалло-сланец

Диопсид- скаполитовая зона

Диопсид-    флогопитовая зона

Диопсидовая зона

Фпогопитовая зона

Кальцитовое "ядро"

В составе центральных (гигантокристаллических) зон, начиная от диопсидовой, участвуют также апатит, скаполит, паргасит, бариевый полевой шпат (гиалофан).

В жилах сочетается два типа зональности, различных не только морфологически, но и по составу. Мелкозернистые краевые метасома-тические зоны - небольшие по мощности (5-30 см), строго выдержаны при одном типе боковых пород и закономерно меняются со сменой последних. Так, в биотитовых гнейсах отсутствует диопсид-скаполитовая зона; в контактах с пластовыми метасоматитами боковая зональность жил сокращается, как бы дополняясь граничащими скарнами; зальбанды жил в границах с диопсидитами и крупнокристалличес-кими "эвдоскарнами" сложены перекристаллизованными минералами этих пород без правильной зональности и т.п.

Гигантокристаллические (внутренние) зоны, составляющие основной объем жил, ведут себя по-иному. Колебания мощности и полное выпадение фтогопитовой зоны создают общую продольную (по падению--простиранию) зональность жил; известны небольшие жилы вообще без зоны крупнокристаллического флогопита ("кальцитовые"). Взаимоотношения минералов внутренних частей жил весьма непостоянны. В * простейшем случае (для "кальпитовых" интервалов жил) от контактов в кальцит "врастают" параллельно-столбчатые перпендикулярные стенкам жилы агрегаты диопсида, скаполита, паргасита, а кристаллы апатита "плавают" в кальцитовом ядре. При развитой флогопитовой зоне флогопит нарастает на столбчатые агрегаты, замещая их - вплоть до соприкосновения с мелкозернистой диопсидовой, иногда диопсид-фло-гопитовой зоной. Идеальная картина часто нарушается. Так, в кальцитовом "ядре" нередки хорошо ограненные кристаллы всех силикатных минералов, причем диопсид или скаполит могут включать кристаллы флогопита; апатит может концентрироваться у зальбандов жилн, содержащей силикатные минералы с кальцитом в центре или, напротив, образовывать просечки в кальцитовом "ядре" и т.п.

Количественные соотношения жильных минералов меняются очень широко, даже в различных участках (интервалах) одних и тех же жил, в целом однообразных по набору минералов.

Принципиально отличный минералогический тип лестничных жил известен только на одном месторождении района - Талинском. В этих жилах широко распространен форстерит, иногда слагающий форстеритовую зону (вместо диопсидовой) и образующий крупные (до 20-40см) кристаллы в жильном кальците. В последнем, кроме того, отмечаются включения шпинели.

Для центральной части фпогогштоносного поля Слюдянки установлена определенная площадная (латеральная) зональность в размещении разных морфологических типов месторождений флогопита (рис.10). Не рассматривая механизм формирования, подчеркнем только, что зональность не связана с каким-либо температурным градиентом или контактовым ореолом гранитоидов, а обусловлена структурными факторами (Резницкий, Васильев,1971). По своему типу это своеобразная, структурно-фациальная зональность отложения.

Породообразующие минералы

Парагенезисы магнезиальных скарнов слагаются ограниченным числом обычных породообразующих минералов, из которых в качестве экзотических можно отметить только сульфат-скаполиты и гиалофаны лестничных жил. Славу "природного минералогического музея" Слюдянке принесли главным образом совершенные формы и уникальные размеры кристаллов из лестничных жил. На месторождениях известны находки боченкообразных кристаллов флогопита до метра в поперечнике и 1,5-2 ы по высоте, призматических кристаллов апатита, диопсида и скаполита длиной в десятки дециметров и более метра. Кроме того, здесь встречаются необычные окраски минералов: белый и ярко-зеленый диопсид, сиреневый скаполит. Многие морфологические и цветовые разновидности сладянских минералов получили собственные названия: байкалит, мороксит, строгановит, лавровит, кокшаровит и др.

Ниже кратко характеризуются главнейшие минералы, примеры составов которых приведены в табл. II. Аналитический материал по пироксенам и особенно фтогопитам Слюдянки достаточно обилен в литературе и здесь не приводится.

Флогопит во всех парагенезисах близок собственно ряду флогопита-истонита, значительно варьируя по глиноземистости или по сумме В , Ti в целом, и слабо - по частной железистости (рис.11 ). Правда, в большинстве анализов (из истертых навесок) соотношения окислов железа обычно искажены в пользу окиси. Давно замечена прямая зависимость состава (железистости) флогопитов магнезиальных скарнов от железистости вмещающих (замещаемых) пород. В среднем наиболее магнезиальны слюды "корковых" тел,наиболее железисты - в лестничных жилах среди основных кристаллосланцев и "эндоскарнов" вообще, а в частности - в паргаситсодержащих ассоциациях. Флогопиты дают широкий цветовой ряд, что иногда служило причиной выделения типов флогопита: "серебрянки", "янтарного" "вишневого", "цыганки" и т.п. Соотношение F и ОН в слюдах меняется широко и незакономерно, причем в большой мере из-за той или иной степени гидратированности (вермикулитизации) слюд. Постоянно присутствие в составе флогопита ВаО от 0,6 до 2,2%.

Спецификой крупнокристаллических жильных флогопитов является цветовая зональность роста, иногда подчеркнутая зональным расположением твердых микровключений. В некоторых кристаллах насчитывается до 15-20 и более ритмично чередующихся темно- и светлоокре-шенных зон. Различия зон по железистости невелики, но по содержания» Ва, F , ОН и особенно микроэлементов бывают заметными. Например, содержания Сг и 7 различаются в 2-2,5 раза.

Клинопироксены разнообразны по облику: от серовато-белых до почти черных визуально и от бесцветных до густо-зеленых в шлифах. Судя по имеющейся довольно представительной аналитической подборке большинство пяроксенов магнезиальных скарнов близко собственно диопсиду и только в пироксен-скаполитовых "эн-доскарнах" и пироксен-полевошпатовых околоскарновых породах достигают железистости салитов (рис. 12 ).

Состав пироксенов, как и слюд, отчетливо зависит от валового химизма пород, положения в разрезе тел и парагенезиса. При этом группу постмагматических пироксенов характеризует общая особенность, отчетливо выступающая при сопоставлении с пироксенами близких по минеральным ассоциациям метаморфических карбонатных пород. В последних составы пироксенов варьируют практически в диопсид-геденбергитовом ряду, тогда как в пироксенах постмагматических скарнов наиболее резко выражен изоморфизм чермакитового типа (рис. 9 ). Основные колебания составов в них связаны с трехвалентным железом и глиноземом в обеих координациях при заметно подчиненных вариациях в содержаниях закисного железа и натрия. От общей закономерности отклоняются наиболее железистые салиты скаполитовых "эндоскарнов", но смещение их составов относительно клинопироксенов исходных пород (известковистых кристаллосланцев-кадь-цифиров) имеет тот же характер: возрастание суммы в^* при сохранении или уменьшении доли геденбертата. Содержание кальция в ряду постмагматических пироксенов сохраняется стабильным, соответствующим уровню диопсида (рис. 13 ), отклонения от состава которого, таким образом, направлены в сторону фассаита. Однако даже наиболее глиноземистые разности (до 4-6% Al2O3, ) по соотношениям Са, Mg и Z Ре не достигают подл фассаитов.

Пироксены контактовых скарнов магматической стадии образуют другой изоморфный ряд, в котором параллельно с заметными вариациями геденбергитового минала меняется натровость и содержание окиси железа (эгирина), а в околоскарновых породах и глинозема -преимущественно в шестерной координации. С ростом количества ми-налов геденбергита и огирина кальциевость закономерно понижается, т.е. изоморфные замещения в этом ряду направлены от диопсида к эгирин-авгиту и ферриавгиту.

В разрезах магнезиальноскарновых тел состав пироксена непостоянен. В зональных постмагматических контактовых телах железистость (и менее отчетливо - глиноземистость) пироксенов растет от карбонатной к алюмосиликатной породе, при обычно стабильном уровне в пределах каждой из зон колонки. Та же изменчивость пироксенов от кальцитового "ядра" к контакту обычна и для лестничных жил. Такая закономерность хорошо фиксируется при высокой яелезистости алюмосиликатной породы. В контактах тел с гранитоидами или лейкократовыми биотитовыгли гнейсами железистость пироксенов - в с том случае минимальная - варьирует незначительно. Более ясно колебания составов маложелезистых диопсидов фиксируются по содержаниям МЕнро">ле-ментов: Сг , у , Ni , Со, котоше нередко изменяются однонаправленно, но различным образом коррелируясь с общей железистостью пироксенов в разных генерациях и типах тел.

В крупнокристаллических диопсидах жил реже, чем во флогопитах, встречается грубая цветовая зональность ооста, но закономерное зональное распределение микровключсний в кристаллах довольно обычно.

Паргасит не относится к числу постоянных минералов слюдянских метасоматитов, для которых типичны низкожелезистые (rtec-паргаситовые) типы колонок. Он распространен в некоторых разновидностях апокристаллосланцевых "энодоскарнов" и в лестничных жилах среди основных кристаллосланцев, преимущественно в участках, граничащих с паргаситсодержащими "зндоскарнами". Все паргаситы месторождений железисты - как правило, железистее ассоциирующих с ними клинопироксенов или флогопитов; визуально они черного цвета. Крупные кристаллы (в жилах - до 10-25 см) имеют характерную плоскопризматическую форму с продольной штриховкой.

Малое число имеющихся анализов охватывает тем не менее почти все генерации паргаситов. Как видно из рис.14 , паргаситы принадлежат собственно паргасит-феррогастингситовому ряду со значительными отклонениями только в сторону чермакита-феррочермакита.Между генерациями не заметно закономерных различий, исключая несколько повышенную фтористость паргаситов из жил (табл. II ). Паргаситы мелкозернистых эндоскарнов отличаются, кроме того, повышенным содержанием Сг - до 0,3%, т.е. на порядок большим, чем в паргаситах лестничных жил.

Скаполиты в различных парагенезисах довольно стабильны по основности - крайние пределы от 65 до 80-85, преобладают составы с 75-78% мейонита. Исключение составляют в среднем более натровые своеобразные сиреневые скаполиты - глауколиты, но они нехарактерны для флогопитовых, а распространены преимущественно на лазуритовых месторождениях. Скаполиты всех составов относятся к дефицитной по хлору ветви, в которой замещение СОд хлором не соответствует содержанию мариалита (изоморфизм GaAl - NaSi без вариаций в добавочной анионной группе). Типоморфная особенность крупнокристаллических скаполитов из жил - высокая доля сульфатного компонента (до 2,5% SO2 ), тогда как в контактово-пластовых метасоматитах обычны карбонат-скаполиты с содержанием SO2 в пределах 0,1-0,5%. Для скаполитов типичны твердые микровключения, а в кристаллах из жил нередко наблюдается упорядоченное расположение микровключений по зонам роста.

Апатит в контактово-пластовых метасоматитах присутствует как акцессорный минерал, достигая заметного количества только в крупнокристаллических гнездовых обособлениях. Для лестничных жил апатит, напротив,очень характерен; его количество в отдельных участках жил может достигать 50% и более. Апатиты, особенно жильные, очень разнообразны по цвету - от молочно-белых, розоватых непрозрачных до голубовато-зеленых водяно-прозрачных; встречаются густо-фиолетовые пятнистоокрашенные кристаллы. Все разновидности по составу относятся к фторапатитам, заметные содержания хлора отмечены по единичным анализам апатитов из гнезд в пластовых диопсидитах (табл. II ). Кроме того, апатиты магнезиальных скарнов постоянно содержат серу, отсутствующую в апатитах метаморфических пород, причем максимальны содержания серы в апатите из лестничных жил. Для стой же генерации характерна устойчивая изоморфная примесь кремнезема - 0,8-1,0%.

Как и большинство других минералов лестничных жил, кристаллы жильных апатитов содержат комплекс сингенетических твердых микро-включений, имеющих форму игольчатых и призматических микрокристаллов, закономерно ориентированных относительно структуры минерала-хозяина. Для апатитов этот факт был обнаружен еще в 30-х годах, но только недавно удалось установить, что "микропарагенезис" апатита включает кварц, ангидрит и кальцит (Резницкий.1976). Интересно, что в макропарагенезисе жил первые два минерала отсутствуют. Суммарный объем микровклгочений незначителен: 0,1-0,3%, но вследствие малых размеров (микроны - десятки микрон) они густо насыщают апатит, тонко вырисовывая внутреннее строение кристаллов. Благодаря атому апатит отчетливее, чем другие минералы, отражает сложный ход кристаллизации в лестничных жилах. Обнаруживаются кристаллы с разнотипной зональностью роста (до десятков зон) и следами резобции и регенерации фантом-граней, а также блочные и мозаичные кристаллы. Заметим, что оттенки окраски и особенно степень прозрачности апатитов явно зависят от количества и характера распределения твердых и флюидных микровключений.

Гиалофан (барийсодержащий калиевый полевой шпат) в лестничных жилах встречается значительно рeже других минералов. Он образует хорошо ограненные изометричные или удлиненные кристаллы, достигающие 30-40 см в поперечнике, разнообразен по цвету: серый, светло-серый полупрозрачный, белый и розовый не прозрачный.Во всех аналитических проверенных случаях калиевые полевые шпаты жил оказывались высокобариевыми - 4-7% ВаО (табл.11 ). Гиалофан чаще всего обнаруживается в жилах, пересекающих гранит-пегматиты или пегматиты, калиевые полевые шпаты которых отличаются повышенными содсржаниями бария: от 0,3 до 1,6% (Шмакин,197б).

Кальцит в различных парагенезисах относительно стабилен по содержанию основных изоморфных примесей.- Ре, Mn , Mg (сотые - десятые доли %). Только в ассоциации с (Тюрстеритогл (j, шпинель) в соответствующих зонах иагнезиальноскарновых тел кальциты отличаются повышенной магнезиальностыо - до 1,5-1,7% МвСОх. Другие типичные элементы-примеси, Ва и Sr, варьируют более широко и достаточно закономерно,приобретая индикаторное значение при выделении генераций кальцита. В магнезиальных скарнах вполне четко выделяются три основные генерации первичных кальцитов: из скарнов магматической стадии, контактовопластовых постмагматических ме-тасоматитов и лестничных жил. Особенностью жильных кальцитов является специфичная форма нахождения бария, большая часть которого присутствует в виде самостоятельной фазы - тончайшдх закономерно ориентированных макрокристаллов барита. Образование последнего но ряду признаков интерпретируется как результат распада твердых растворов кальцита, первично содержащего Ва и so. в изоморфной форме ( Рвзницкий, Воробьев,1975).

Размеры монокристадьных индивидов кальцита в лестничных жилах достигают 15-30 см. Для них характерно упорядоченное расположение довольно обильных флюидных и сингенетичных твердых микровключений (последние представлены обычно ангидритом)..В удачных срезах кальцитов по распределению микровключений обнаруживаются фантом-кристаллы с периодической зональностью роста или более сложным строением, аналогичным особенностям внутреннего строения апатитов и других минералов жил.

Л.З.Резницкий