Свойства пегматитов

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

РЕФЕРАТ

Курсовая работа состоит из 24с. 7рисунков, 1 таблицу 15 источников.

ПЕГМАТИТ, ОРТОКЛАЗ, КВАРЦ ОСОБЕННОСТИ, ТИП, ЧЕРТЫ, ЗАКОНАМЕРНОСТЬ, ОБРАЗОВАНИЕ РАССЛАНЦОВАННОСТЬ.

Цель данной работы заключается в рассмотрении и классификации пегматитов, изучении условий их образования, минеральный состав, выявление структурно - текстурных особенностей породы.

СОДЕРЖАНИЕ

Введение

1. Условия образования, характерные особенности

1.1 Характерные особенности

1.2 Образование

2. Минеральный состав, внутренние строение и типы пегматитов

2.1 Общая классификация пегматитов

2.2 Пегматиты Малханского поля

3. Структурно - текстурные особенности пород

3.1 Структурные закономерности

3.2 Пегматиты Чупино-Лоухского района

3.3 Структурно- петрофизические исследования

Заключение

Библиографический список

ВВЕДЕНИЕ

ПЕГМАТИТ (от греч. pegma, род. пад. pegmatos - скрепление, связь * а. pegmatite; н. Pegmatit; ф. pegmatite; и. pegmatite) - изверженная, преимущественно жильная горная порода, имеющая обычно анхиэвтектический состав, близкий к составу поздних дифференциатов магматических комплексов или анатектических выплавок.

Термин "пегматит" введён французским учёным Р. Ж. Аюи (1801) для обозначения породы, ныне известной как "письменный гранит", "графический пегматит", "еврейский камень", характеризующейся тесным закономерным срастанием кварца с полевым шпатом (собственно пегматитовой структурой). В геологии значение термина "пегматит" распространилось и на геологические тела, в которых устанавливаются структурно-текстурные признаки, впервые описанные для гранитных пегматитов. Некоторые пегматиты содержат наряду с главными минералами (общими для пегматитов и материнских пород) минералы редких элементов: Li, Rb, Cs, Be, Mb, Ta, Zr, Hf, Th, U, Sc и др. Пегматиты формируются в условиях умеренных и значительных глубин, в широком температурном диапазоне (примерно от 650-700° до 250-200°С), отвечающем концу магматического -- началу гидротермального процесса, при высокой активности летучих компонентов- минерализаторов (воды, фтора и др.).

1. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ, ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ

Пегматитами обычно называют жилы крупно - или гигантозернистого строения, сложенные теми же минералами, что и горные породы, с которыми пегматиты связаны по своему происхождению. В природе наиболее распространены гранитные пегматиты, они состоят из полевых шпатов (микроклина, ортоклаза, плагиоклазов), кварца, в качестве второстепенного минерала обычны слюды (мусковит и биотит), т.е. по валовому минеральному составу эти пегматиты соответствуют гранитам. Значительно менее распространены сиенит - пегматиты, нефелин-сиенитовые пегматиты, ийолит - пегматиты, габбро-пегматиты.

Образование пегматитов тесно связано с магматическими процессами, но все они несут на себе явственные следы интенсивных постмагматических преобразований. Соотношение и роль этих процессов при образовании пегматитов трактуются по-разному [15].

Гранитные пегматиты встречаются среди гранитов и других горных пород в виде жил (рисунок 1) и линз размером от 0,5 до 20 м по мощности и от 10 до 300 м в длину. В качестве самого простого определения можно было бы сказать, что пегматиты -- это жилы крупно - или гигантозернистых грани­тов. Но это определение неполное, так как состав пегматитов более сложен, а в пределах жил встречаются средне - и мелкозернистые агрегаты минералов (рисунок 2). В этом определении не отражено происхождение пегматитов. Поэтому охарактеризуем более подробно особенности минерального состава и строения, пегматитовых жил.

Рисунок 1 - Пегматитовые жилы разного возраста (Гордиенко, 1996).

Рисунок 2 - Форма и внутренние строение пегматитовых жил кольца Оленьего, Забайкалье. 1 - метаморфические горные породы; 2 - графиты; 3 - кристаллы полевого шпата чистые; 4 - кристаллы полевого шпата с вростками кварца типа еврейского камня; 5 - выделения кварца (а - дымчатого, б - молочного); 6 - кристаллы биотита (а) и мусковита (б).

Главными минералами гранитных пегматитов являются полевые шпаты, слагающие от 50 до 70% объема пегматитовых жил, и кварц, на долю которого приходится от 20 до 40% объема жил. Обычными второстепенными минералами являются слюды (мусковит и биотит). Для промышленных целей важно, что в пегматитах встречаются минералы-концентраторы бора, фосфора, урана, редких земель, тория, лития, бериллия, цезия, тантала и других редких химических элементов [11].

Рисунок 3 - Графические срастания кварца и микроклина. Боковые поверхности кварца несут индукционную штриховку (она трактуется как результат совместного роста этих двух минералов).

Рисунок 4 - Кварц из письменного гранита. Поверхность кварца покрыта индукционной штриховкой.

1.1 Характерные особенности

Характерно, что в гранитных пегматитах микроклин, ортоклаз и кварц нередко образуют друг с другом особые срастания -- это пластинчатые, веретенообразные, клиновидные и изгибающиеся вростки кварца в едином блоке микроклина (рисунок 3). Внешне они иногда напоминают древние письмена, поэтому весь сросток называется графическим срастанием, или письменным гранитом (рисунок 4), или еврейским (по форме "букв") камнем. Узор срастаний полностью подобен тем, которые образуются в металлургических процессах при одновременной (эвтектической) кристаллизации двух металлов из их совместного расплава. По представлениям А. Е. Ферсмана, микроклин (ортоклаз) и кварц в таких срастаниях также образовались при их одновременной кристаллизации из магмы. По физико-химическим диаграммам температура кристаллизации оценена в 990±20°С. Такие срастания столь характерны для пегматитов, что именно по ним эти горные породы получили свое название: термин "пегматит" (от греч. рё^та (рё^та^в) -- крепкая связь) впервые был предложен в 1822 г. Р. Гаюи для обозначения графических срастаний ортоклаза и кварца [14].

Пегматиты, как отмечалось, являются разнозернистыми горными породами и в разных участках своих жил имеют разный состав. Наиболее крупные выделения минералов характерны для внутренних зон блокового строения. Здесь кристаллы (блоки) полевых шпатов могут достигать размеров до 1, 5 х 3 м, в таких зонах обнаружены ги­гантские пластины слюды (мусковита) площадью до 2,5 м2, кристаллы берилла массой до 15 т, кристаллы сподумена более 12 м в длину.

1.2 Образование

Пегматиты образуются на глубине, возможно, около 6-8 км. Происхождение их спорно. По представлениям А.Е.Ферсмана, они являются продуктами кристаллизации остаточных порций застывающего гранитного расплава, отжатого из магматического очага в трещины в окружающих его горных породах. Этот расплав, как послед­няя часть кристаллизующейся магмы, относительно обогащен легколетучими (НгО, НР, НС1, В20з, СО2 и др.) и другими компонентами (1л, Ве, Та, №>, Се и др.). Его кристаллизация начинается при 900 -- 800°С. Главные минералы (полевые шпаты, кварц) образуются при температурах 800 -- 600°С в позднемагматический этап, после чего минералы кристаллизуются из газовых, газово-жидких и жидких растворов.

Иные представления предложены А. Н. Заварицким и развиты и дополнены В. Д. Никитиным и С.А.Руденко. Они основаны на очевидных фактах частого беспорядочного внутреннего строения пегматитовых жил, мощного проявления в них процессов перекристаллизации минералов, обычности образования одних минералов за счет резорбции, химического замещения других. А.Е.Ферсман полагает, что эти явления не главные, они соответствуют позднему преобразованию пород магматического генезиса. А согласно В. Д. Никитину, пегматиты образуются не за счет прямой магматической кристаллизации, а как раз за счет поздней перекристаллизации жил особого мелкозернистого гранита (аплита), мелкозернистых полевошпатовых жил, даек гранита и мощной их переработки под действием горячих водных растворов глубинного происхождения [4].

По особенностям минерального состава выделяют несколько типов гранитных пегматитов. Наиболее важными являются керамические (и слюдяные), топазо-берилловые и альбит-сподуменовые пегматиты. Первые разрабатываются для извлечения полевых шпатов (сырье для керамической промышленности) и мусковита, из вторых добывают пьезокварц и драгоценные камни, из третьих извлекают руды редких металлов -- цезия, тантала и др.

2. МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ, ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ И ТИПЫ ПЕГМАТИТОВ

Пегматиты, содержащие полости с идиоморфными кристаллами тех или иных минералов, - объект для классификации сложный. В известной мере следствием этого является обилие названий, используемых разными исследователями для этих образований: хрусталеносные, камерные, миаролитовые, занорышевые, пегматиты с драгоценными камнями и т.п. В отечественной литературе наиболее употребимы термины "хрусталеносные" и "миароловые" пегматиты, различающиеся по смысловой нагрузке, так как первый из них объединяет только пегматиты с горным хрусталем в качестве главного полезного компонента, тогда как второй подразумевает любые пегматиты с пустотами. Хотя подавляющее большинство миароловых пегматитов образуется в условиях малых глубин, миаролы встречаются практически в любых по геохимической специализации пегматитах: в редкометалльных, редкометалльно-мусковитовых, мусковитовых и редкоземельных. Поэтому можно говорить о миароловой фации пегматитов различной специализации [13].

2.1 Общая классификация пегматитов

Общепринятой классификации миароловых пегматитов не существует. Особенности состава и внутреннего строения выступают главными признаками при классификации любых пегматитов. Применительно к пегматитам с кристаллами различных минералов в качестве дополнительных признаков используется также наличие или отсутствие полостей, состав друзовых парагенезисов и тип миароловых пустот (первичные, вторичные). Так же, как и в полях редкометалльных и слюдоносных пегматитов, пегматитовые тела, промышленно продуктивные на тот или иной вид кристаллосырья, почти не встречаются самостоятельно, а обычно сопровождаются слабо продуктивными и непродуктивными (без миарол) пегматитами, причем последние, как правило, резко преобладают. Следовательно, классифицироваться должны не только собственно миароловые пегматиты, но и тесно связанные с ними в единые сообщества (жильные кусты, серии) пегматиты без пустот. В связи со сказанным выше представляется перспективным системный, иерархический подход к классификации миароловых пегматитов, учитывающий разнопорядковые факторы, обусловливающие особенности как пегматитовых полей (жильных серий) в целом, так и отдельных пегматитовых тел. В основе его лежит выделение трех последовательных иерархических классификационных уровней: класс - минерагенический (геохимический) ряд - структурно (текстурно) парагенетический тип. Каждый класс объединяет несколько рядов, а ряд, в свою очередь, обычно представлен несколькими генетически связанными типами пегматитов [8].

По комплексу признаков выделены три класса миароповых пегматитов:

? I - "обычные" (без признаков редкометалльности),

? II - субредкометалльные,

? III - редкометалльные.

От класса I к классу III возрастают степень удаленности от материнских гранитов, глубинность пегматитов и соответственно давление при их образовании. Температура, в том числе, и температура, начала образования друзовых парагенезисов, обычно снижается. Очевидно, степень редкометалльности есть интегральное следствие перечисленных факторов.

Целесообразность введения следующего классификационного уровня минерагенических эволюционных рядов - диктуется как теоретическими, так и практическими соображениями, поскольку поисково-оценочные критерии, особенно геохимические, для пегматитов разных рядов могут существенно различаться. В каждом классе минерагенические ряды целесообразно выделять по ведущему виду кристаллосырья в наиболее продуктивном типе пегматитов.

Для выделения типов пегматитовых тел, принадлежащих к единому эволюционному ряду, наиболее приемлем минерально-парагенетический принцип с учетом их структурно-текстурных особенностей. Естественно, типы пегматитов в разных эволюционных рядах, а тем более в разных классах могут существенно различаться.

Пегматиты Малханского, Ямаровского и Мензинского полей характеризуются большим разнообразием состава, внутреннего строения и специфики камнесамоцветной минерализации [3].

Жила Водораздельная в Мензинском поле относится к берилловому минерагеническому ряду редкометалльного класса миароловых пегматитов, имеет микроклин-альбитовый состав и хорошо выраженное зональное строение. Из цветных камней, кроме берилла, она содержит дымчатый кварц и горный хрусталь, В незначительных количествах отмечаются поллуцит, апатит, турмалин.

2.2 Пегматиты Малханского поля

Пегматиты Малханского поля относятся к турмалиновому минерагеническому ряду субредкометалльного класса миароловых пегматитов, содержащих кроме турмалина топаз, воробьевит, данбурит, гамбергит, поллуцит, дымчатый кварц, горный хрусталь, аметист, амазонит. По минеральному составу горной породы пегматиты относятся к калишпатовому, двуполевошпатовому и олигоклазовому типам [1].

В каждом типе наблюдается корреляция особенностей минерального состава, внутреннего строения и интенсивности развития полезной минерализации, что позволило разделить пегматиты на подтипы по степени их продуктивности на цветные камни. По обилию тел с полихромным турмалином и сопутствующими. камнями Малханское поле уникально.

В пегматитах Ямаровского поля, связанных с тем же комплексом гранитов, что и Малханское пегматитовое поле, камнесамоцветная минерализация не обнаружена.

2.3 Общие черты

Несмотря на существенные различия минерального состава пегматитов разных типов, в их строении принимает участие довольно ограниченное количество одних и тех же структурно-минеральных разновидностей пород, главная роль среди которых принадлежит графической, неясно-графической, мелкопегматоидной разновидностям кварц-олигоклазового и кварц-калишпатового состава. Мелкозернистые и аплитовидные структуры нетипичны и в большинстве случаев даже на контактах тел отсутствуют. Подчиненным развитием пользуются блоковые КПШ и кварц, а также поздние комплексы турмалин-лепидолит-альбитового состава.

Во всех типах пегматитов проявлена тенденция к преимущественному развитию олигоклаза во внешних частях тел, а калишпата - во внутренних; степень дифференцированности пегматитов, отражающаяся в их зональности, возрастает в ряду от непродуктивных к продуктивным подтипам. Подавляющее большинство миарол в пегматитовых телах, так же как и обычно сопровождающих их поздних альбитсодержащих комплексов, тяготеет к внутренним зонам с повышенным количеством КПШ, особенно в участках увеличения мощности последних [4].

Наряду с типичными минералами, представляющими собой свободную полость с растущими на ее стенках друзами кварца, турмалина, данбурита, топаза, широко развиты их "беспустотные" аналоги, в которых свободного объема почти нет. Границами их служат плохо образованные кристаллы полевых шпатов и кварца, а иногда участки развития поздних комплексов, графического или мелкопегматоидного пегматита. Такие миаролы целиком заполнены рыхлым кварц-полевошпатовым и глинистым материалом с большим количеством кристаллов кварца и турмалина, иногда щетками клевеландита и чешуйками лепидолита.

3. СТРУКТУРНО-ТЕКСТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД

Среди исследователей нет единого мнения о структурных условиях локализации слюдоносных пегматитов. Согласно одной точке зрения главная масса жил была образована синхронно с процессами складчатости, а согласно другой, формирование пегматитов происходило после создания складчатых структур в условиях преобладающих дизъюнктивных дислокаций. 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. 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 [9].

На основе геологических и петрографических данных в беломорском комплексе в Чупино - Лоухском районе Н.В.Горловым (1973г) выделены три свиты (снизу вверх): котозерская, чупинская, хетоламбинская, а Е.П.Чуйкиной (1975г) - пять свит: западная, котозерская, чупинская, хетоламбинская и керетская (рисунок 5 (а)). Общая мощность комплекса оценена в 10-12 км. Представления об общей структуре беломорид также различны. Согласно одним исследователям, породы беломорского комплекса моноклинально падают на северо-восток и слагают юго-западное крыло Кандалакшского синклинория, согласно другим, 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 [9].

3.1 Структурные закономерности

Структурная закономерность локализации кустов пегматитовых жил Чупино-Лоухского района отражается также на гравиметрической рисунок 5 - схеме (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. 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 [8].

3.2 Пегматиты Чупино-Лоухского района

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.

Рисунок 5 - 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.

пегматит минеральный порода малханский

За основу литологического расчленения беломорского комплекса была принята стратиграфическая схема Е.П.Чуйкиной 1975г., 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 [5].

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 (рисунок 6).

Рисунок 6 - формализованный опорный профиль через Чупино-Лоухский пегматитовый район. Построен с использованием материалов Е. П. Чуйкиной, К. А. Шуркина и др. KAVp - коэффициент объемной анизотропии Vp. FE - (I-V) - формализованные тектонические блоки свит беломорского комплекса. Условные обозначения приведены на рисунке 5.

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 (рисунок 5).

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, 1975г.) (см. Схема 1(а) и рис.5). 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 [10].

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 (таблице 1).

Таблица 1 - Петрофизические параметры глиноземистых гнейсов продуктивных горизонтов на месторождениях мусковитовых пегматитов Чупино-Лоухского района

Метаморфический контроль, определяющий генетическую природу беломорских пегматитов, рассматривается в настоящее время как главный фактор, контролирующий их пространственное размещение. К метаморфическим факторам контроля пегматитов относится также степень мигматизации вмещающих пегматитовые жилы гнейсов, так как для них характерна средняя степень мигматизации.

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. 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 [7].

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. 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 [15].

3.3 Структурно- петрофизические исследования

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) (рисунок 6 (а)).

Детальные структурно-петрофизические исследования условий локализации жил мусковитовых пегматитов были проведены на месторождении Тэдино (рисунок 7). Здесь на участке Слюдоварака развиты две разновидности глиноземистых гнейсов продуктивного горизонта, различных по минеральному составу, текстуре, структуре и степени рассланцевания. 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° [12].

Рисунок 7 - структурно-петрофизическая схема центральной части пегматитового участка Слюдоварака, месторождение Тэндино. 1 - жилы мусковитовых пегматитов; 2 - мелко- и среднезернистые гранаты со слабой сланцеватостью; 3 - крупнозернистые рассланцованные кианит-гранатбиотитовые гнейсы зон вторичного рассланцевания; 4 - плагиограниты; 5 - элементы залегания сланцеватости; 6 - места отбора ориентированных образцов; 7 - петрофизические диаграммы Vp. S - Сланцеватость; 8, 9 - значения KAVp; 8 - в зонах вторичного рассланцевания; 9 - в гранат - биотитовых гнейсах.

Интенсивно рассланцеванные кианит-гранат-биотитовые гнейсы являются зонами динамотермального метаморфизма или вторичного рассланцевания, сформировавшиеся в условиях свекофеннской тектономагматической активизации. 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 [14] .

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 [13].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В данной курсовой работе мной были рассмотрены пегматиты их характерные особенности, условия образований. Так же в курсовой работе представлены минеральный состав, внутренние строение, типы и классификация пегматитов здесь же рассматривались пегматиты Малханского поля. Были представлены структурно - текстурные особенности пегматитов и Определены петрофизические параметры для формализованного описания пород всех свит беломорского комплекса по опорному профилю через Чупино-Лоухский район - плотность и KAVp. Выявлена зависимость размещения и залегания, пегматитовых жил и разница в физико-механических свойствах этих пород.

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. Аполлонов, В.Н. Механизм и условия роста ритмичнопостроенных кристаллов // Доклад1ДВ РАН. 1999. - T. 364. № 1. - С 94 - 96.

2. Арискин, А.А. Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации Березитовых магм. - М.: Наука, МАИК "Наука / Интерпериодика", 2000. 363 с.

3. Власов, К. А. Текстурно-парагенетическая классификация гранитных пегматитов, «АН СССР. Геология», 1952, №2;

4. Магидович, В. И. Полевошпатовое сырье, его заменители и возможные новые источники в СССР, «Геология рудных месторождений петрографии, минералог, и геохимии АН СССР», 1961, вып. 48.

5. Никитин, В. Д. Пегматитовые месторождения, в кн.: Генезис эндогенных рудных месторождений. - М., 1968; Пегматиты, Сб., Л., 1972;

6. Успенский, Н. М. Негранитные пегматиты. - М., 1965;

7. Ферсман А. Е., Пегматиты, Т. 1. - М.-- Л., 1940;

8. Текстурно-парагенетическая классификация гранитных пегматитов. «ИАН СССР. Геология», 1952, № 2;

9. http://klopotow.narod.ru/mindata/locathn/Chit_obl/zabaik/malchan/pegmat.html

10. http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1179952&uri=part04.htm

11. http://www.mining-enc.ru/p/pegmatit/

12. http://kafgeo.igpu.ru/web-text-books/geology/r2-4.htm

13. http://www.bibliotekar.ru/spravochnik-181-3/165.htm

14. http://bse.sci-lib.com/article087578.html

15. http://www.dissercat.com/content/pegmatity-osnovnogo-sostava-platinometalnykh-zon-monchegorskogo-panskogo

Размещено на Allbest.ru