Все о геологии :: на главную страницу! Геовикипедия 
wiki.web.ru 
Поиск  
  Rambler's Top100 Service
 Главная страница  Конференции: Календарь / Материалы  Каталог ссылок    Словарь       Форумы        В помощь студенту     Последние поступления
   Геология >> Общая и региональная геология | Диссертации
 Обсудить в форуме  Добавить новое сообщение

Структурно-петрофизические условия локализации раннепротерозойских пегматитовых и магматических месторождений северо-восточной части Балтийского щита

Лобанов Константин Валентинович
Диссертация в виде научного доклада на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
содержание

Второе защищаемое положение.

Закономерности локализации мусковитовых пегматитов в складчатых структурах и зонах вторичного рассланцевания в Чупино- Лоухском слюдоносном районе обусловлены высокой анизотропией упругих свойств и пластическими деформациями глиноземистых гнейсов продуктивных горизонтов чупинской свиты беломорского комплекса на свекофеннском этапе тектономагматической активизации.

Беломорская пегматитовая провинция, охватывающая Карельское побережье Белого моря и юго-западную часть Кольского полуострова и подразделяется на два пегматитовых района Чупино-Лоухский и Енский (см. рис. 1.б). В беломорском комплексе мусковитовые пегматиты тяготеют к свитам глиноземистых гнейсов, занимающим определенное положение в разрезе и претерпевшим многоэтапную перекрестную складчатость и метаморфизм [Горлов, 1973; Салье, Глебовицкий, 1976; Металлогения Карелии, 1999 и др.].

Генезис мусковитовых пегматитов служит предметом дискуссий [Мусковитовые , 1975; Шуркин и др., 1988 и др.]. Первоначально они рассматривались как продукты кристаллизации гранитной магмы, затем возникла идея о метасоматическом генезисе пегматитов и их генетической связи с определенными фациями регионального метаморфизма, а дальнейшее ее развитие привело к разработке модели метаморфогенного образования пегматитов. Для беломорского комплекса выделяются несколько этапов метаморфизма: раннеребольский гранулитовой фации возрастом 2820 15 млн. лет [Глебовицкий и др., 1996; Другова, 1999], высокобарический амфиболитовой фации (Т = 650-730о С и Р = 6-8 кбар [Глебовицкий и др., 1996]; с возрастным интервалом 2710 15 - 2615 15 млн. лет [Бибикова и др., 2004], высокобарический эпидот-амфиболитовой фации (580-600о С и 5-7 кбар) [Другова, 1999] - 1875 5 млн. лет [Бибикова и др., 2001].

Среди исследователей нет единого мнения о структурных условиях локализации слюдоносных пегматитов. Согласно одной точке зрения главная масса жил была образована синхронно с процессами складчатости [Горлов, 1975; Родионов, 1959; Шуркин и др., 1962, 1988 и др.], а согласно другой, формирование пегматитов происходило после создания складчатых структур в условиях преобладающих дизъюнктивных дислокаций [Рыцк, 1972; Стенарь, 1976; Салье, 1982 и др.]. Размещение жил мусковитовых пегматитов контролируют северо-западные складки с субвертикальным положением осевых поверхностей, наложенных на более ранние субширотные и северо-восточные складки, сформировавшиеся на карельском этапе тектономагматической активизации и крутопадающие субмеридиональные зоны вторичного рассланцевания, образование которых происходило на свекофеннском этапе активизации Балтийского щита [Зарубин, 1975]. Деформации позднего периода в пределах беломорского комплекса осуществлялись в условиях ставролитовых и дистен-гранат-биотит-мусковитовых субфаций фации альмандиновых амфиболитов с увеличением степени наложенного зонального метаморфизма в направлении к центральной части Беломорского блока, а возраст мусковитовых пегматитов -1800 млн. лет.

На основе геологических и петрографических данных в беломорском комплексе в Чупино- Лоухском районе Н.В.Горловым [1973] выделены три свиты (снизу вверх): котозерская, чупинская, хетоламбинская, а Е.П.Чуйкиной [1975] - пять свит: западная, котозерская, чупинская, хетоламбинская и керетская (рис. 3.а). Общая мощность комплекса оценена в 10-12 км. Представления об общей структуре беломорид также различны. Согласно одним исследователям [Горлов, 1967; Чуйкина, 1973 и др.], породы беломорского комплекса моноклинально падают на северо-восток и слагают юго-западное крыло Кандалакшского синклинория, согласно другим [Дук, 1967; Мишарев и др., 1960; Стенарь, 1973; Шуркин, 1968], основной структурой беломорид является опрокинутый на юго-запад Енско-Лоухский синклинорий, ядро которого сложено породами чупинской свиты, а по современным представлениям он имеет сложную линейную покровно-складчатую структуру [Глебовицкий и др., 1996; Миллер, 2002].

Структурная закономерность локализации кустов пегматитовых жил Чупино-Лоухского района отражается также на гравиметрической схеме (рис. 3.б). При общем возрастании значений поля силы тяжести с северо-запада на юго-восток, отмечено, что все известные месторождения пегматитов приурочены к изометричным положительным аномалиям с повышенными значениями, отражающим участки проявления локальной тектономагматической активизации. Детальные гравиметрические исследования выявили приуроченность кустов жил пегматитов к участкам между полями локальных положительных и отрицательных аномалий, первые из которых присущи интенсивно мигматизированным гнейсам, плагиогранитам, а вторые интрузивам основных- ультраосновных пород, амфиболитам или слабо мигматизированным гнейсам [Корсаков, 1971]. Эти данные подтверждают локальное проявление раннепротерозойской тектономагматической активизации в Чупино-Лоухском районе, в ходе которой происходили формирование пегматитовмещающих складчатых структур и локализация жил мусковитовых пегматитов [Шуркин и др., 1988].

В Чупино-Лоухском районе исследования диссертанта были направлены на решение трех задач: 1) получение дополнительных характеристик о строении разреза беломорского комплекса и причинах литологического контроля мусковитовых пегматитов; 2) установление характеристик локальных пегматитоносных структур с особым вниманием к зонам вторичного рассланцевания; 3) модернизация структурно-петрофизического анализа применительно к глубоко метаморфизованным и мигматизированным породам с изучением наиболее информативных петрофизических параметров - плотности и KAVp.
Рис. 3. Схема геологического строения (а), гравитационного поля (б) Чупино-Лоухского слюдоносного района [Лобанов и др., 1982]. Составлена с использованием данных Е.П.Чуйкиной, Н.В.Горлова, К.А.Шуркина и др.
Беломорский комплекс (архей): 1 - керетская свита - биотитовые гнейсы, 2 - хетоламбинская свита - амфибол- биотитовые гнейсы и амфиболиты; 3-5 - чупинская свита (гнейсы и номера горизонтов в кружках): 3 - гранат- биотитовые и биотитовые (12, 8, 7х, 6х, 4х - перспективные), 4 - кианит-гранатовые-биотитовые и гранат- биотитовые (11, 10, 6, 5 - продуктивные), 5 - биотитовые и амфибол-биотитовые (9, 7, 5х, 3х); 6 - биотиотовые и амфибол-биотитовые гнейсы котозерской свиты; 7 - гранитогнейсы западной свиты; 8 -граниты; 9 - аплиты; 10 - основные-ультраосновные интрузии; 11- амфиболиты; 12 - анортозиты; 13 - границы свит; 14 - разломы; 15-16 - оси антиклиналей: 15 - северо-западных; 16 - северо-восточных; 17 - залегание сланцеватости; 18-19 - месторождения и кусты жил пегматитов: 18 - мусковитовых; 19 - керамических; 20 - места отбора ориентированные образцов, 21 - средние значения KAVp для глиноземистых гнейсов продуктивных горизонтов на пегматитовых участках. Северо-восточные и субширотные антиклинали: I - Тэдинская, II - Полярная, III - Пертиваракская, IV - Важенская, V - Малинововаракская, VI - Кябинская, VII - Лоушская. Северо-западные антиклинали: А - Сторонинская, Б - Хитогорская, В - Шатковоборская, Г - Нижнепулонгская, Д - Поповнаволокская, Е - Вицеваракская, Ж - Плотинская. I - I - опорный профиль на поверхности через Чупино- Лоухский район. Римские цифры в кружках - формализованные элементы свит беломорского комплекса: I - Западный, II - Котозерский, III - Чупинский, IV - Хетоламбинский, V - Керетский.

За основу литологического расчленения беломорского комплекса была принята стратиграфическая схема Е.П.Чуйкиной [1975], согласно которой разрез состоит из западной, котозерской, чупинской, хетоламбинской и керетской свит, а также геологическая карта района масштаба 1:50000. Структурно-петрофизическое изучение образцов пород этих свит было проведено по опорному профилю на поверхности от побережья Белого моря на востоке до зоны Беломорско-Карельского глубинного разлома на западе, что позволило дать петрофизическую характеристику всех формализованных тектонических блоков беломорского комплекса.

Для изучение условий локализации пегматитовых месторождений Чупино-Лоухского района в качестве основных петрофизических параметров для формализованного описания разреза беломорского комплекса и продуктивных горизонтов чупинской свиты, слагающих пегматитоносные складчатые структуры, были выбраны плотность пород и КAVp. Значения этих параметров рассчитаны методом средневзвешенного с учетом всех разновидностей пород, слагающих каждую свиту и горизонт (рис. 4).

Установлено, что породы чупинской свиты по сравнению с породами других свит беломорского комплекса обладают меньшими величинами плотности и большими - КAVp: керетская (V) - 2.66 г/см3 , КAVp - 1.08, хетоламбинская (IV) - 2.80 и 1.11, чупинская (III) - 2.71 и 1.14, котозерская (II) - 2.75 и 1.08, западная (I) - 2.63, КAVp - 1.09. Эти различия объясняются составом пород свит. В керетской и западной преобладают биотитовые гнейсы, хетоламбинской и котозерской - амфибол-биотитовые и амфиболиты, а чупинской - глиноземистые гнейсы. Наибольшая величина КAVp для гнейсов чупинской свиты показывает ее высокую анизотропию по физико-механическим свойствам (Лобанов, 1980). Это свидетельствует о гетерогенности разреза беломорского комплекса по этим параметрам.

Изучение физико-механических свойств метаморфических пород в разрезе продуктивной чупинской свиты было проведено с учетом всех их разновидностей для 15 формализованных стратиграфических горизонтов верхней (5-12) и нижней (1х -7х) подсвит [Чуйкина, 1975] (см. рис. 3.а и 4). Свита сложена преимущественно биотитовыми, гранат-биотитовыми и кианит-гранат- биотитовыми гнейсами, претерпевшими региональный метаморфизм кианит-альмандиновой субфации амфиболитовой фации, в которых широко проявлены процессы гранитизации и мигматизации. Продуктивные горизонты свиты отличаются тонким переслаиванием глиноземистых гнейсов, среди которых расположены тела основных и ультраосновных пород. Комплексные слюдяные керамические пегматиты залегают в биотитовых и амфибол- биотитовых гнейсах хетоламбинской свиты, а керамические - тяготеют к полям повышенной мигматизации гнейсов хетоламбинской, керетской и котозерской свит.

Глиноземитстые гнейсы продуктивных горизонтов обладают большими значениями плотности и КAVp по сравнению с другими горизонтами чупинской свиты [Лобанов, 1980; Лобанов и др., 1982]. Такое существенное отличие пород продуктивных горизонтов 11, 10, (месторождения Плотина, Малиновая Варака, Слюдозеро, Полярная гора) и 6, 5 (Тэдино и Карельское) верхней подсвиты (плотность - 2.72-2.77 г/см3 , КAVp - 1.13-1.16), и перспективных на мусковитовые пегматиты горизонтов 12 и 8 той же подсвиты (2.72-2.74 г/см3 и 1.11-1.13), а также горизонтов и 7х , 6х , 4х нижней подсвиты (2.70-2.75 г/см3 и 1.10-1.12) объясняется особенностью их литологического состава, метаморфизма и степенью мигматизации. Для них характерно преобладание глиноземистых гнейсов, которые характеризуются наибольшей пластичностью. Высокие значения КAVp показывают, что для гнейсов этих горизонтов характерна максимальная анизотропии упругих свойств. Изучение физико-механических свойств пород продуктивных горизонтов на месторождениях позволило выявить гетерогенность их пород по параметрам этих свойств (Таблица 1).

Значения петрофизических параметров для кианит-гранат-биотитовых, гранат-биотитовых и биотитовых гнейсов, слагающих пегматитовые участки на месторождениях показывают, что в пределах одних тех же горизонтов они обладают различными величинами. Это объясняется минеральным составом, текстурно-структурными особенностями этих пород, степенью их рассланцевания и мигматизации лейкократовым материалом [Алексеев и др., 1975; Голод и др., 1974; Зарубин, 1975 и др.].
Таблица 1. Петрофизические параметры глиноземистых гнейсов продуктивных горизонтов на месторождениях мусковитовых пегматитов Чупино-Лоухского района
Месторождения и горизонтыГнейсыКол-во образцовПлотность г/см3Vp км/сVs км/сКAVp
Тэдино 6 Кианит-гранат-биотитовые452.785.192.621.17
Гранат-биотитовые1402.715.242.731.15
Биотитовые442.695.262.681.12
Полярная гора 10 Кианит-гранат-биотитовые342.764.982.781.13
Гранат-биотитовые622.745.332.941.11
Биотитовые222.675.423.001.10
Карельский 5 Кианит-гранат-биотитовые642.795.212.541.15
Гранат-биотитовые1202.715.212.551.13
Биотитовые552.665.292.611.11
Малиновая варака 10, 11Кианит-гранат-биотитовые892.785.132.771.16
Гранат-биотитовые1152.745.152.771.14
Биотитовые362.675.322.821.10
Плотина 10, 11 Кианит-гранат-биотитовые552.765.092.491.20
Гранат-биотитовые1292.705.262.601.15
Биотитовые352.635.322.661.14
Слюдозеро 10, 11 Кианит-гранат-биотитовые232.845.032.651.14
Гранат-биотитовые792.785.152.891.12
Биотитовые232.665.343.011.11

Метаморфический контроль, определяющий генетическую природу беломорских пегматитов, рассматривается в настоящее время как главный фактор, контролирующий их пространственное размещение [Салье, Глебовицкий, 1976; Соколов, 1970 и др.]. К метаморфическим факторам контроля пегматитов относится также степень мигматизации вмещающих пегматитовые жилы гнейсов, так как для них характерна средняя степень мигматизации [Судовиков, 1939; Шуркин, 1959 и др.].

Изучение образцов глиноземистых гнейсов продуктивных горизонтов на участках месторождений Тэдино, Карельское, Плотина, Малиновая варака, Полярная гора показало, что их физико-механические свойства меняются в зависимости от степени мигматизации [Лобанов и др., 1982; Лобанов, Зингер, 2003]. Для кианит-гранат-биотитовых, гранат- биотитовых и биотитовых гнейсов с увеличением степени мигматизации происходит уменьшение плотности с 2.84-2.82-2.72 г/см3 (слабая степень) до 2.76-2.75-2.67 (средняя) и 2.69-2.67-2.62 г/см3 (сильная), а значения КAVp для этих пород изменяются соответственно, 1.12-1.09-1.11 (слабая), 1.22-1.19-1.18 (средняя) и 1.15-1.14-1.13 (сильная). Таким образом, установленная ранее приуроченность жил мусковитовых пегматитов к участкам складчатых структур, сложенных глиноземистыми гнейсами со средней степенью мигматизации, обусловлена высокой анизотропией этих пород в диапазоне КAVp от 1.15 до 1.30. Формирование пегматитовмещающих полостей и локализация в них пегматитовых жил происходили в тех частях складчатых структур при тектонических воздействиях, для которых присуща наибольшая анизотропия упругих свойств.

Особенность тектонического контроля месторождений мусковитовых пегматитов состоит в совмещенности их с участками наиболее четко проявленной поперечно-перекрестной складчатости, которая образуется в результате сложного сочетания складчатых структур северо-западного и северо-восточного простирания, которые сформировались на карельском этапе тектономагматической активизации Балтийского щита [Горлов, 1973, 1975; Шуркин и др., 1988 и др.]. Кусты пегматитовых жил размещены в этой складчатости избирательно. Они локализуются в переклинальных формах, отвечающих местам пересечения взаимно- перпендикулярных складок. В размещении отдельных кустов пегматитов главное значение имеют тектонические зоны, обрамляющие поднятия второго порядка, сложенные кианит- гранат-биотитовыми гнейсами. Развитые здесь основные и ультраосновные породы, анатектит- граниты, мигматиты и аплиты являются локальным магматическим фактором контроля мусковитовых пегматитов. С заключительной стадией формирования этих зон, на свекофеннском этапе активизации Балтийского щита, связано образование в жесткой среде наложенных зон вторичного рассланцевания, контролирующих размещение пегматитовых жил [Зарубин, 1975; Чуйкина, 1975; Лобанов и др., 1982 и др.].

Структурно-петрофизическое изучение условий локализации жил мусковитовых пегматитов в складчатых структурах, сложенных глиноземистыми гнейсами продуктивных горизонтов чупинской свиты, было проведено в северной (месторождения Тэдино, Нигрозеро, Полярная гора), центральной (Карельское, Малиновая варака, Плотина, Лоушки, Слюдозеро) частях Чупино-Лоухского района, а комплексных и керамических пегматитов, залегающих в породах хетоламбинской и керетской свит, в его восточной части (Хетоламбино, Чкаловское, Кив-губа) (см. рис. 3.а).

Месторождение Тэдино, приурочено к антиклинали северо-восточного простирания и включает пегматитовые участки Слюдоварака, Комсомольский, Большое Тэдино, Дядиногорский и Кунья гора, залегающих в гнейсах 6 горизонта со значениями КAVp - 1.20- 1.27. Согласно классификации структурных полей пегматитов [Родионов, 1972] для этого месторождения характерен комбинированный тип, в котором сочетается 2 вида жил - поперечно-секущие и продольно-секущие. Первые приурочены трещинам отрыва в мелких перегибах осей наложенных поперечных антиклинальных складок северо-восточного простирания, а второй приурочен к тектоническим зонам вторичного рассланцевания, выполняя сколовые трещины. Для гнейсов 10, 11 горизонтов на месторождении Полярная гора, приуроченному к центральной части Полярной антиклинали северо-восточного простирания, характерна высокая степень мигматизации, что отражается на более низких значениях КAVp - 1.15, а жилы здесь относятся к поперечно-секущему типу. Пегматитовые участки Нигрозерский, Северный, Промежуточный, Высота 129 месторождения Нигрозеро, сложены гнейсами 6 горизонта со значения КAVp 1.17-1.20 и приурочены к антиклинальным частям складок с пегматитовыми жилами поперечно-секущего типа.

В центральной части Чупино-Лоухского района находятся месторождения Карельское, Малиновая варака, Плотина, Лоушки, Слюдозеро (см. рис. 3.а). Карельское месторождение приурочено к перекрестным антиклинальным складкам - Пертиваракской, субширотного простирания и Хитогорской - северо-западного, и включает в себя, собственно Карельское и месторождение Станционное (Вуат-варака). Здесь комбинированный тип жил установлен на участках Хито-гора, Лопатова Губа, Юбилейный, где локализация жил определяется вмещающими гнейсами 5 и 6 горизонтов. Поперечно-секущие жилы располагаются в хрупких гранат-биотитовых и биотитовых гнейсах, а продольно-секущие - в зонах вторичного рассланцевания с КAVp - 1.21-1.27. Для пород участка Перти-варака присущ поперечно-секущий тип жил и КAVp - 1.21. Участок Вуат-варака приурочен к ступенеобразному перегибу северо-восточного крыла антиклинальной складки северо- западного простирания, а значения КAVp для гнейсов - 1.24, тогда как для участка Летняя варака присущи продольно-секущие жилы в зонах вторичного рассланцевания с КAVp - 1.25.

Месторождение Малиновая варака включает участки мусковитовых пегматитов Северный, Южный, Шатковоборский, Южного берега, Робака-варака, озера Долгого, Екки-варака, которые различаются между собой по структурному положению и строению. Они приурочены к попечечно-перекрестным складчатым структурам, образованным антиклиналями Важенской, Малинововаракской - северо-восточного и Шатковоборской, Нижнепулогской - северо-западного простирания. Северный и Южный участки приурочены к восточной тектонической зоне и сложены гнейсами 10 и 11 горизонтов. В структурном отношении на Северном участке жилы, залегают в линзе мелкозернистых гнейсов с КAVp - 1.20, тогда как в гнейсах, обрамляющих эту линзу, а также на Южном участке продольно- секущие жилы приурочены зонам вторичного рассланцевания с КAVp - 1.24.

Месторождение Плотина приурочено к поперечно-пекрестной складчатой структуре образованной антиклиналями Кябинской - северо-восточного и Плотинской северо- западного простирания и залегает в глиноземистых гнейсах 10, 11 горизонтов, для которых присущи поперечно-секущие жилы и КAVp - 1.20. Месторождения Лоушки и Слюдозеро находятся в складчатой структуре образованной пересечением антиклиналей Кябинской северо-восточного и Вицеваракской северо-западного простирания и сложены гнейсами тех же горизонтов, для со значения КAVp - 1.15 и 1.18.

Для восточной части Чупино-Лоухского района, расположенного вдоль побережья Белого моря, выделяются Хетоламбинское и Чкаловское месторождения комплексных и керамических пегматитов в породах хетоламбинской свиты (см. рис. 3.а). Первое приурочено к поперечно-перекрестной складчатой структуре образованной антиклиналями - Важенской субширотного и Поповнаволокской северо-западного простирания. Для гнейсов участков Северный, Центральный, Новое Хетоламбино установлено КAVp 1.14-1.19, а пегматиты относятся к типу поперечно-секущих жил. Участки Жилы-183, Уракко и Гирвас-бор располагаются на периферии и относятся к продольно-секущему типу жил в зонах вторичного рассланцевания с КAVp - 1.15-1.17. Месторождение им. Чкалова приурочено к поперечно-перекрестной складчатой структуре образованной антиклиналями Малинововаракской, субширотного и Поповнаволокской северо-западного простирания и объединяет несколько участков: Попов наволок, им. Чкалова, Будаиха, Черная Салма, для пород которых КAVp составляет 1.09-1.14. Здесь прослеживаются тектонические зоны сложенные будинами амфиболитов, габбро-пироксенитами, габбро-перидотитами, в которых жилы располагаются как в самих массивах, так и межбудинных пространствах.

Детальные структурно-петрофизические исследования условий локализации жил мусковитовых пегматитов были проведены на месторождении Тэдино (рис. 5). Здесь на участке Слюдоварака развиты две разновидности глиноземистых гнейсов 6 продуктивного горизонта, различных по минеральному составу, текстуре, структуре и степени рассланцевания [Зарубин, 1969, 1975; Лобанов и др., 1982 и др.]. Гранат-биотитовые гнейсы характеризуются мелко- и среднезернистой структурой, неясно выраженной сланцеватостью и неяснополосчатой текстурой, а кианит-гранат-биотитовые гнейсы, более грубозернисты, имеют хорошо выраженную сланцеватость и четкую полосчатость. На участке преобладают гранат- биотитовые гнейсы, среди которых располагаются кианит-гранат-биотитовые гнейсы развитые в западной и восточной частях, где слагают две зоны либо сравнительно узкие, изгибающиеся и разветвляющиеся мощностью 10-250 м и длиной до 2 км. Эти зоны имеют северо-западное и субмеридиональное простирание и падают на северо-восток и восток под углами 30-50°. [Зарубин, 1973; Лобанов и др., 1982].

Интенсивно рассланцеванные кианит-гранат-биотитовые гнейсы являются зонами динамотермального метаморфизма или вторичного рассланцевания, сформировавшиеся в условиях свекофеннской тектономагматической активизации [Зарубин, 1975, Салье и др., 1980 и др.]. Изменение текстурно-структурных особенностей пород в процессе формирования этих зон отражает тектоническую переработку мелкозернистых гнейсов со слабо выраженной сланцеватостью. Сланцеватость кианит-гранат-биотитовых гнейсов, образовавшихся в результате этой переработки, имеет тектоническое происхождение и в зависимости от ориентировки зон может или совпадать со сланцеватостью гранат-биотитовых гнейсов, или рассекать ее. Петрофизические диаграммы Vp, построенные для этих пород, отражают закономерности залегания гнейсов. Кианит-гранат-биотитовые гнейсы по сравнению с гранат- биотитовыми обладают одинаковой плотностью 2.74 г/см3 и большими значениями КAVp - 1.29.

Наличие зон вторичного рассланцевания обусловило резкую гетерогенность по упругим свойствам вмещающей пегматиты среды, что проявилось в повышенной пластичности рассланцованных кианит-гранат-биотитовых гнейсов по сравнению с хрупкими гранат- биотитовыми гнейсами. Гранат-биотитовым гнейсам, содержащим поперечно-секущие пегматитовые жилы северо-восточного простирания, присущи значения КAVp - 1.18-1.23, а вне же зон развития жил - 1.09-1.15. Подходя к зонам вторичного рассланцевания эти жилы всегда выклиниваются и нередко увеличиваются в мощности, но всегда ориентируются перпендикулярно к зонам. В зонах вторичного рассланцевания выделены только продольно- секущие пегматитовые жилы северо-западного простирания с КAVp - 1.20-1.29, а на участках без жил - 1.14-1.16 [Лобанов и др., 1982].

Зависимость размещения и залегания пегматитовых жил от положения зон вторичного рассланцевания может быть объяснена тем, что в период локализации пегматитов, слагающие гнейсы. Разница в физико-механических свойствах этих пород была достаточной, чтобы гнейсы этих зон не пересекались вмещающими пегматиты поперечно-секущими трещинами, развитыми в хрупких гранат-биотитовых гнейсах. Совокупность структурно-петрофизических и петрологических данных позволяет сделать вывод о том, что зоны вторичного рассланцевания являлись не только рудоконтролирующими, но и рудоподводящими структурами [Зарубин, 1975, Лобанов и др., 1982].

Выводы

1. В результате исследований в Чупино-Лоухском районе модернизирована методика структурно-петрофизического анализа применительно к глубоко метаморфизованным и мигматизированным породам с петроструктурно-деформационным типом упругой анизотропии. Дана петрофизическая характеристика разреза беломорского комплекса и литологического контроля мусковитовых пегматитов, а также локальных пегматитоносных складчатых структур.

2. Определены петрофизические параметры для формализованного описания пород всех свит беломорского комплекса по опорному профилю через Чупино-Лоухский район - плотность и KAVp. Породы продуктивной чупинской свиты отличаются от пород других свит беломорского комплекса высокой гетерогенностью по параметрам физико-механических свойств, а в разрезе самой свиты глиноземистым гнейсам продуктивных горизонтов присущи большие значения плотности и КAVp.

3. Для глиноземистых гнейсов продуктивных горизонтов, слагающих складчатые структуры Чупино-Лоухского района на участках с мусковитовыми пегматитами характерны особые условия деформации и высокие значения КAVp. Формирование этих складчатых структур происходило на раннепротерозойском (карельском) этапе тектономагматической активизации Балтийского щита, а локализация пегматитовых жил - в период свекофеннской активизации. Пегматитовмещающие трещины сформировались в гнейсах на участках складчатых структур с высокими значениями анизотропии упругих свойств.

4. Главную роль в размещении жил мусковитовых пегматитов на всех месторождениях Чупино-Лоухского района играют зоны вторичного рассланцевания сложенные кианит-гранат- биотитовыми гнейсами, сформировавшимися в период свекофеннской активизации, для которых присуща высокая анизотропия упругих свойств. В этих зонах локализуются только продольно- секущие пегматитовые жилы, а в более жестких гранат-биотитовых гнейсах - поперечно- секущие. Это свидетельствует о том, что зоны вторичного рассланцевания являлись не только рудоконтролирующими, но и рудоподводящими структурами.


<< пред. след. >>

Полные данные о работе И.С. Фомин/Геологический факультет МГУ

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ
   
TopList Rambler's Top100