Розділ 2
ДОСЛІДЖЕННЯ ЗАКОНОМІРНОСТЕЙ РОЗВИТКУ ТА БУДОВИ ПЕГМАТИТОВИХ ПОКЛАДІВ
ВОЛИНСЬКОГО РОДОВИЩА
2.1. Узагальнення геологічних характеристик району розвитку пегматитових тіл
Волинське родовище п’єзооптичної сировини займає південно-західну частину
Коростенського плутону, загальною площею близько 36 км2.
Складений Коростенський плутон платформенними інтрузіями, навколо яких
розміщені геосинклінальні складчасті глибоко метаморфизовані утворення. З
півдня на захід плутон обмежений старовинними гнейсо-мігматитами та гранітами,
породи північної частини плутону утворюють контакти з породами овруцької
ефузивно-осадової серії [61, 85].
Територія Коростенського плутону вивчена нерівномірно, тому що більша його
частина перекрита осадовими відкладеннями мезокайнозою, потужність яких
збільшується до сходу і північного сходу від 5–10 до 300–400 м. Приблизно 25 %
площі плутону (близько 2200 км2) займають габро-анортизитові масиви, які
розміщуються переважно в центральній та південно-західній частинах, а інші 75 %
приходиться на граніти, які з усіх боків оточують масиви габро-анортизитів [48,
89].
Коростенський плутон – складний інтрузив, який був утворений під час укорінення
магми протягом трьох фаз магматичної діяльності [14, 48].
На першій фазі формування плутону відбулося укорінення основних порід в
метаморфічну товщу порід протерозою, на ранній підфазі утворювалися породи
крайового комплексу – переважно дрібно- та середньозернисті габро-норити та
габро-монцоніти, а на пізній підфазі відбулося остаточне становлення масиву
основних порід з утворенням центральної частини Коростенського плутону, яка
складена велико- та гігантозернистими лабрадоритами та габро-норитами [90].
Однак, за думкою М. Т. Вадимова та В. П. Бухарева габро-норитові породи
укорінювались в товщу вже сформованих лабродоритових масивів [16].
Одночасно з утворенням великих формацій основних порід, які представлені
Володарск-Волинським та Чоповичським масивами, відбувалося формування більш
дрібних покладів, які, як правило, мають субширотне простягання (Кривотинський,
Ушомирський та Федорівський масиви).
Друга фаза формування плутону характеризується диференціацією гранітної магми
[96]. Цю фазу також підрозділяють на дві підфази:
ранню, коли відбувалося утворення порфіровидних гранітів типу рапаківі та
рапаківіподібних гранітів;
пізню, яка супроводжувалась утворенням великозернистих біотитових гранітів
(лезніківських та рихтенських), а також їх похідних (велико- та
середньозернистих порфіровидних біотит-амфіболових гранітів центральної фації
та велико- і дрібноовоїдних гранітів крайових фацій).
На третій, заключній фазі формування Коростенського плутону в порушеннях
переважно субмеридіального та субширотного простягання утворились
багаточисельні тіла дайкових порід – діабази, габро-діабази, діабазові
порфірити, ортоірити та трахіандезити.
До найпізніших утворень плутону відносять метасоматичні породи типу олужнених
гранітів, граносієнітів та лужних егіринових сієнітів [49]. Ці породи
простежуються в зонах тектонічних розломів серед рапаківіподібних гранітів, де
утворюються смуги протяжністю до 500 м і шириною 200–250 м.
Камерні пегматити вміщуються переважно в гранітах ранньої підфази укорінення
(порфіровидні граніти), в той час як граніти пізньої підфази
(різноманітнозернисті біотитові граніти) є безперспективними [50], оскільки
знаходяться за межами району розвитку камерних пегматитів Волинського масиву.
Однак граніти ранньої підфази також можна розділити на пегматитоносні та
непегматитоносні. До останніх відносять граніти центральних фацій інтрузиву
(g6) та крайової фації біля зони контакту з породами гнейсо-мігматитової товщі
(g5). Пегматитоносними вважаються дрібноовоїдні граніти [36], які являють собою
крайову фацію, що розвинута на контакті з габро-анортозитовими масивами. В
межах Володарськ-Волинського пегматитового району ці граніти поширені досить
широко.
При вивченні навколопегматитових гранітів продуктивних пегматитових тіл в
центральній частині родовища (Вишяківська ділянка) був встановлений зв’язок
пегматитів з гранітами, в яких присутня пойкилітова структура основної маси
[42, 55]. Такі граніти утворюють окремий різновид g2. Окрім того, за
структурними ознаками були виділені ще три різновиди гранітів:
нечіткопорфіровидні алотріоморфно- та гіпідіоморфнозернистої структури (g1);
порфіровидні з пойкило-пегматитовою структурою (g3) та порфіровидні з
мікропегматитовою структурою (g4). На основі такого поділу та данних
розвідувальних свердловин побудовані геолого-петрографічна карта району
розвитку камерних пегматитів (рис. 2.1) та карта розміщення камерних
пегматитових тіл центральної частини Волинського родовища п’єзооптичної
сировини (рис. 2.2) [72], які підтверджують зв’язок пегматитів з гранітами типу
g2 та частково g1. Таким чином, різновиди гранітів g1 та g2 можуть бути
визначенні як пегматитоносні. Граніти g3 та g4, які мають пегматитові структури
є непегматитоносними. Непегматитоносні також великоовоїдні граніти g5 та
граніти центральної фації інтрузиву g6 [23, 53].
Всі різновиди гранітів району розвитку камерних пегматитів мають
північно-західне простягання та закономірно змінюють один одного в напрямку від
контакту з габроїдами до контакту з породами рами плутону: g1, g2, g3, g4, g5
[108].
Розвиток даних гранітів співпадає з головним напрямком структур Коростенського
плутону, підкреслюючи зональність в будові району.
Рис. 2.1. Карта району ведення гірничих робіт
1 – граніти сірі мікропегматитові; 2 – граніти рож
- Київ+380960830922