Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Пегматиты Хибинского массива и их связь с материнскими породами

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Пегматиты Хибинского массива и их связь с материнскими породами"

Р Г 5 ОЛ

'ЬШ

и государственный университет

имени М.В.ЛОМОНОСОВА

геологический факультет кафедра петрологии

На правах рукописи удк 552.322

плечов павел юрьевич

пегматиты хибинского массива и их связь с материнскими породами

Специальность: 04.00.08 — петрография, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого — минералогических наук

Москва, 1995

Работа выполнена на кафедре петрологии геологического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова.

Научный руководитель: академик РАН А.А.Маракушев.

Официальные оппоненты: доктор геолого —минералогических

наук М.Д.Дорфман (Минералоги — ческий Музей РАН им. Ферсмана); доктор геолого — минералогических наук И.Т.Расс (ИГЕМ РАН).

Ведущее предприятие: ГЕОХИ РАН

Защита диссертации состоится 21 апреля 1995 г. в 14 час. 30 мин. на заседании ученого совета К.053.05.08 по петрографии, геохимии и геохимическим методам поисков месторождений полезных ископаемых Геологического факультета Московского Государственного Университета в аудитории 60в Адрес: 119899, Москва, Воробьевы горы, МГУ, Геологический факультет.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Геологического факультета МГУ (сектор "А", С этаж).

Автореферат разослан................................ 1995 г.

Ученый секретарь диссертационного ученого совета, старший научный сотрудник

А.М.Батанова

Общая характеристика работы.

Актуальность проблемы.

Щелочные пегматиты всегда привлекали внимание исследователей как объекты с очень высокой степенью дифференциации вещества. Однако, до сих пор не выработана единая точка зрения на механизмы образования этих пегматитов. Актуальность их изучения заключается в том, что подобные образования могут служить индикатором тех специфических условий, при которых формируются месторождения фосфора, алюминия, ниобия, тантала, цериевых и иттриевых редких земель, стронция, циркония и галлия в агпаитовых щелочных массивах. Одной из ключевых проблем изучения щелочных пегматитов является установление характера связи между пегматитообразующей средой и материнскими породами.

Цели и задачи.

Целыо настоящего исследования является сравнение типов пегматитов различных комплексов Хибинского массива; выяснение генетических соотношений между щелочными пегматитами и вмещающими их породами; установление источника вещества, из которого формируется пегматит; пути образования и эволюции пегматитообразующих сред.

Методы исследования.

Основными методами служили геологические и петрографические исследования приуроченности

пегматитовых тел к определенным геологическим зонам в массиве, установление характера зональности пегматитовых полей, строения отдельных тел, взаимоотношения пегматитов друг с другом и с вмещающими породами. Для установления путей дифференциации вещества в материнских породах широко использовались петрохимические методы с привлечением большого количества литературных данных. Для выявления связи пегматитообразования с апатитовым оруденением в ийолит —уртитовом комплексе Хибин были изучены расплавные включения в апатите и нефелине из апатит —нефелиновых руд.

Фактическая основа работы.

В основу работы положены материалы, собранные автором во время полевых работ 1989 — 93 годов в составе

Кольского отряда кафедры петрологии. Нами проводилось детальное картирование пегматитовых полей; было обнаружено и описано свыше 200 отдельных пегматитовых тел. Кроме этого, нами было построено 20 детальных геологических разрезов по различным комплексам Хибин с целью выявления закономерности размещения пегматитов и взаимоотношений между различными породами Хибинского массива,

В ходе работы выполнено 33 оригинальных химических анализа и 10 анализов на редкоземельные элементы для пород и пегматитов Хибинского массива, изучено и описано более 300 петрографических шлифов, проделано и обобщено около 1200 микрозондовых анализов минералов. Это позволило впервые детально изучить вариации составов породообразующих минералов в пегматитах и вмещающих их породах. Было проделано 120 термометрических экспериментов с расплавными включениями в апатите и нефелине апатит —нефелиновых руд и около 300 силикатных анализов стекол, выполненных на РЭМ CamScan — DV с энергодисперсионной приставкой Link AN—10000

Научная новизна работы.

Впервые генезис пегматитов Хибинского массива рассматривается в связи с общей петрологической схемой становления массива. Впервые проведены систематические работы по изучению состава расплавных включений в апатите нефелин —апатитовых руд, которые показали их генетическую общность с пегматитами из пород лежачего и висячего бока рудной залежи. Впервые была проведена систематическая работа по изучению закономерностей размещения пегматитовых тел в Хибинском массиве. Впервые установлена зональность пегматитовых полей в фойяитах, ориентированная относительно скиалитов вмещающих пород. Впервые проведено сравнение различных типов щелочных пегматитов по составу породообразующих минералов.

Защищаемые положения

1. Пегматитовые поля в Хибинском массиве расположены в 4 основных дугообразных зонах, конформных с общей структурой массива и приуроченных к геологическим границам между различными типами пород (хибинитами и

породами рамы, pиq^юppитaми и трахитоидными хибинитами, фойяитами и рисчорритами, неапитами и рисчорритами).

2. По морфологическим и минералогическим признакам эти пегматитовые поля делятся на 2 группы: (1) связанные с комплексами фойяитов и хибинитов и (2) связанные с комплексами ийолит — уртитон и рисчорритов.

Пегматиты хибинитов и фойяитов образуют зональные поля, приуроченные к контактам с метаморфическими породами. Это связано с обогащением водой приконтактовых фаций расплавов, за счет взаимодействия с вмещающими породами.

При формировании комплекса ийолит —уртитов происходило отделение пегматоидного расплава и концентрация его в верхних частях магматической камеры. Из этого расплава кристаллизовались апатитовые руды и образовался ультраагпаитовый (Квт = 2 —6) пегматитовый расплав, который формировал многочисленные пегматитовые жилы и вызывал рисчорритизацию в вышележащих породах.

3. Морфология и минеральный состав ультраагпаитовых пегматитов и гидротермалитов коррелируются с масштабами оруденения. Поэтому, ультраагпаитовые пегматиты и гидротермалиты могут служить поисковым признаком на апатитовое оруденение.

Практическое значение.

В работе приведено систематическое описание пегматитовых тел Хибинского массива; проведено сравнение типов пегматитов различных магматических комплексов, что может быть использовано при построении более общих схем, касающихся классификации и генезиса щелочных пегматитов. Выявленные закономерности размещения пегматитов могут быть полезны при разведочных работах на редкометальное и коллекционное сырье.

В работе предложены пути исследования пегматитов с целью выработки критериев рудоносности и примерной оценки масштабов рудной минерализации в агпаитовых щелочных массивах.

Объем диссертации.

Диссертация состоит из введения, изложения истории изучения щелочных пегматитов в Хибинском массиве (глава

1), описания геологического строения Хибинского массива и взаимоотношений щелочных комплексов с вмещающими породами (глава 2), описания петрографии и минералогии пород и пегматитов (главаЗ), изложения методики изучения расплавных включений и обсуждения полученных результатов (глава 3), описания закономерностей размещения и строения пегматитов в Хибинах (глава 4), обсуждения механизмов образования пегматитообразующих сред для двух различных типов пегматитов, заключения и списка литературы из 375 наименований. Работа содержит 63 рисунка, 13 таблиц, изложена на 148 страницах машинописного текста.

Работа выполнена в 1989—1995 годах на кафедре петрологии геологического факультета МГУ под руководством академика РАН А.А.Маракушева, которому автор от души благодарен за постоянную помощь в проведении исследований. Автор искренне признателен коллективу каф. петрологии МГУ за постоянное внимание к ходу работы.

Автор благодарит А.П.Хомякова (ИМГРЭ) М.В.Портнягина (ГЕОХИ РАН), А.В.Бабанского, А.В.Гирниса, З.В.Шлюкову, Б.Е.Боруцкого (ИГЕМ РАН) за помощь в проведении исследований.

Содержание работы.

Общие положения

Хибинский щелочной массив вмещает в себя значительное количество скиалитов метаморфических пород (на контактах между хибинитами и трахитоидными хибинитами и между фойяитами и рисчорритами). При этом в юго-западной части массива чаще встречаются скиалиты метабазитов, соответствующие породам имандро — варзугского комплекса (РЯ), а в северо-восточной — останцы пород АН. возраста. Таким образом, скиалиты метаморфических пород внутри Хибинского массива попадают в пределы своих палеоконтуров и могут рассматриваться как несмещенные [Шлгокова З.В., 1986]. Наличие останцов вмещающих пород, приуроченных к контактам различных комплексов, отвергает возможность одноактного внедрения. Порядок образования

комплексов щелочных пород в Хибинах, который принят большинством исследователей следующий: в начало, близкоодновременно образовались хибиниты и фойяиты, а затем сформировался комплекс ийолит —уртитов и рисчорритов.

Нами выделено 4 основных зоны распространения пегматитов!,IX полей в Хибинском массиве. Эти зоны имеют дугообразную форму, конформную с общей структурой массива и приурочены к геологическим границам между различными комплексами Хибин:

а) пегматитовые поля на контакте хибинитов с породами рамы (гг. Маннепахк, Тахтарвумчорр, Айкуайвентчорр)

б) пегматитовые поля на контакте рисчорритов и трахитоидных хибинитов (гг. Тахтарвумчорр, Вудьяврчорр)

в) пегматитовые поля, приуроченные к апатит — нефелиновым рудам (гг. Кукисвумчорр, Юкспор, Расвумчорр)

г) пегматитовые поля на контакте между фойяитами и рисчорритами (гг. Кукисвумчорр, Юкспор, Эвеслогчорр)

По морфологическим и минералогическим признакам эти пегматитовые поля делятся на 2 группы:

а) пегматиты, связанные с комплексами фойяитов и хибинитов

б) пегматиты, связанные с комплексами ийолит —уртитов и рисчорритов

Вмещающие породы и пегматиты в них.

Вмещающие Хибинский массив породы можно разделить на две большие группы. Первую группу составляют гранито — гнейсы архейского возраста, а вторую — протерозойские метабазиты.

Для Хибинского интрузива характерно широкое распространение скиалитов вмещающих пород в пределах массива. Площадь, занимаемая этими скиалитами, превышает 14 кв.км (более 1 % площади массива)[Шлюкова, 1986]. Показано, что все скиалиты вмещающих массив пород располагаются в пределах палеоконтура своего распространения, т.е. незначительно перемещены внедряющейся магмой. Скиалиты архейских пород обычно сильно фенитизированы вмещающими их нефелиновыми

сиенитами. По протерозойским породам развиваются роговики самого разнообразного состава. Наиболее широко распространены биотит —полевошпатовые, кордиерит — андалузитовые с корундом и без корунда, кордиерит — плагиоклазовые, шпинель — корунд — ильменит — полевошпато — вые и др.

•8

О

3

Реконструкция первичных пород, слагающих останцы, возможна, хотя и сильно затруднена. Захваченные породы

сильно перекристаллизованы, достаточно часто ороговикованы или фенитизированы. Многие ксенолиты прослеживаются лишь по теневым структурам, сохранившимся в магматических породах массива. На основе этих данных можно предположить значительную ассимиляцию вещества метаморфических пород в приконтактных зонах интрузивных комплексов.

По изученной метасоматической колонке (юж. склон г.Айкуайвентчорр) контакта гигантозернистых хибинитов с вмещающими метабазитами Имандро — Варзугского комплекса нами были построены пучковые диаграммы /ЯЛ ¿О —//N0^0 и /7№20—/Ж.20 (рис. 1). Наиболее водные и щелочные парагенезисы непосредственно приурочены к контактной зоне, что и обуславливает присутствие в ней большого числа пегматитовых тел.

Изучение изотопного состава серы и углерода показало, что существует значительный разброс изотопных отношений (Шлюкова, Виноградов, 1967). Это достаточно наглядно показывает наличие двух гетерогенных источников серы. Один из них — мантийный, связанный с внедренной щелочной магмой, а другой — коровый, из ассимилированных метаморфических пород.

Щелочные пегматиты, развивающиеся в останцах гранито —гнейсов, обычно существенно полевошпатовые. Темноцветные минералы представлены биотитом арфведсонитом, а акцессорные апатитом, сфеном, ильменитом, ринкитом и астрофиллитом.

Пегматитовые тела в скиалитах протерозойских пород обычно имеют биотит —полевошпатовый состав. В этих пегматитах отмечено значительное разнообразие второстепенных и акцессорных минералов, таких как лопарит, ловенит, чевкинит, бритолит, виллемит, топаз, прайдерит, куприт, бадл,еллеит, куплетскит, ниоболопарит, нептунит, корунд, герцинит, циркон, кварц, эпидот, актинолит, десмин, пирит, пирротин, марказит, халькопирит, монацит, графит, эсколаит, леллингит, гадолинит, бербанкит, циркелит, рутил, троилит, сфалерит, самородное железо, гранат (альмандин — спессартин), эденит.

Хибиниты и их пегматиты.

Хибиниты пространственно приурочены к периферийным частям массива. Они представляют собой лейкократовые гиганто —, крупно— и среднезерни стые нефелиновые сиениты. По текстурным признакам выделяются массивные и трахитоидные хибиниты. Хибиниты с массивной текстурой слагают краевые зоны массива, а трахитоидные располагаются ближе к центральным частям. В комплексе хибинитов зернистость пород постепенно уменьшается от краевых зон массива к центральным. Так, массивные хибиниты изменяются от гигантозернистых разностей в близконтактовых областях до крупнозернистых в участках, примыкающих к трахитоидным хибинитам. Зернистость трахитоидных хибинитов варьирует от крупно — до среднезернистых.

Пегматиты в хибинитах менее изучены, чем пегматиты других комплексов Хибинского массива. По —видимому, это связано с тем, что в хибинитах ,в основном, пегматиты представлены мелкими гнездами, участками в материнской породе, часто не имеющими четких очертаний. Обычно такие обособления слагаются эвдиалитом, энигматитом, лампрофиллитом, нефелином и полевым шпатом.

Крупных пегматитовых тел в комплексе хибинитов мало, по сравнению с комплексом фойяитов, ийолит — уртитов и рисчорритов. Крупные пегматитовые поля встречены нами на контакте массивных гигантозернистых хибинитов с метаморфическими породами рамы (гг. Маннепахк, Тахтарвумчорр) и на контакте трахитоидных хибинитов с рисчорритами(гг.Тахтарвумчорр, Вудъяврчорр). Эти тела бывают как жильными, так и шлирообразными. Для жильных тел характерно симметрично — зональное строение. Краевая зона слагается арфведсонит —полевошпатовым агрегатом, который ближе к центру жил сменяется эгирин — полевошпатовым, а затем эгириновым. К центральной зоне обычно приурочены выделения эвдиалита, ринколита и лампрофиллита. Изометричные тела обычно имеют арфведсонит — нефелин — полевошпатовую или эгирин — нефелин — полевошпатовую краевую зону, а центральная зона сложена радиально—лучистым эгирином. Эвдиалит,

лампрофиллит и ринколит приурочены к краевым зонам пегматитов. Центральные части часто альбитизированы. При этом развиваются альбит, анальцим, содалит, натролит, катаплоит, пирохлор.эпидидимит, шабазит, Мп —нептунит, лопариг и другие минералы.

Пегматиты фойяитов и хибинитов имеют две стадии минералообразования. На раннем этапе формируется гигантозернистая блоковая зона, сложенная полевым шпатом и цветным минералом (арфведсонитом, энигматитом, биотитом, реже эвдиалитом или сфеном). На этом этапе также образуется нефелин, который присутствует либо в идиоморфных кристаллах, равномерно распределенных в массе полевого шпата, либо слагает мономинеральные оторочки по краям жил. На позднем этапе формируются минеральные ассоциации внутренних зон, которые отличаются большим разнообразием по минеральному составу от ранних парагенезисов. Обычно в поздних ассоциациях присутствует значительное количество эгирина, который образует ради ально—лучистые агрегаты или волокнистые массы. Из лейкократовых минералов для поздней стадии характерны альбит, натролит, изредка анальцим или содалит. В этих ассоциациях отмечается большее разнообразие акцессорных минералов, нежели в ранних: титанит, эвдиалит, астрофиллит, лопарит, рамзаит, ильменит, циркон, флюорит, нептунит,лампрофиллит, ринколит.

Несмотря на несколько этапов минералообразования в пегматитах хибинитов, прослеживается единая эволюционная линия, связывающая все минеральные парагенезисы, что позволяет говорить о постепенно эволюционирующей единой пегматитообразующей среде, которая принимает участие в образовании всех этих парагенезисов.

Фойяиты и их пегматиты.

Фойяиты занимают особое положение в строении Хибинского плутонического комплекса. Они расположены в центральной части массива. Главные минералы — полевой шпат, нефелин, арфведсонит и эгирин. Второстепенные минералы — сфен, эвдиалит, ильменит, астрофиллит, лепидомелан, энигматит. В альбитизированных участках

отмечаются канкринит, апатит, содалит, циркон, катаплеит и различные сульфиды.

Выделяется несколько фаций фойяитов на основе различий в фемической части породы. Эти фации располагаются в виде конформных с общими очертаниями массива дуг, закономерно сменяющих друг друга по направлению к центру интрузива. К ним относятся сфеновые, ильменит — астрофиллитовые, лепидомелановые и

пироксеновые фойяиты.

Фойяиты окаймляет сравнительно узкая зона (шириной до 1 км ) мелкозернистых пород. Автор считает, что эти породы являются ороговикованными, а затем фенитизированными вмещающими породами. На это указывают следующие факты:

В этой зоне отмечается большое количество ороговикованных ксенолитов вмещающих пород. Среди них нами отмечены гранат—амфиболовые сланцы и метатуффиты андезит — базальтового состава с сильно глиноземистым цементом. Изменение этих пород заключается в развитии по темноцветным минералам и основной массе большого количества ильменита и герцинита, а также калишпатизации вкрапленников полевого шпата. Цемент туффитов также сильно изменен, но в продуктах изменения присутствует значительное количество корунда. Породы, описываемые как мелкозернистые роговообманково —слюдяные нефелиновые сиениты, по своему минеральному составу (наличие большого количества биотита, иногда шпинели или корунда, часто ильменита) и микроструктурным особенностям сопоставимы с сильно фенитизированными метаморфическими породами. Эти породы имеют ярко выраженную гнейсовидную текстуру, причем, направление гнейсовидности невыдержано, а образует крутопадающие складки. Общее падение этих складок СВ 20 при угле падения 60 — 90 градусов. Мелкозернистые роговообманковые нефелиновые сиениты часто катаклазированны и рассечены сериями трещин, заполненных милонитизированными породами. Это может служить косвенным доказательством более раннего образования этих пород по сравнению с неизмененными фойяитами. В образцах отобранных нами вдоль южной дуги

этих пород (Кукисвумчорр, Юкспор и Эвеслогчорр) обнаружены реликты роговиковых структур, кроме того, в этих породах широко проявлены метасоматические структуры. Они выражаются в широком развитии по этим породам пойкилитового полевого шпата и многочисленных реакциях замещения (развитие по ильмениту различных титаносиликатов, замещение амфибола пироксеном и т.д.). По сравнению с фойяитами они обеднены нефелином. Пироксен часто представлен энигматитом или эгирин —авгитом в отличие от почти чистого эгирина в фойяитах. Можно также отметить, что в рассматриваемых породах роговые обманки менее щелочные, чем амфиболы арфведсонит — катафоритового ряда характерные для фойяитов.

В фойяитах Хибинского массива установлена приуроченность пегматитовых тел к контакту фойяитов с вмещающими породами. В сравнительно узкой зоне распространения пегматитов (1км) на основании различий в фемической части породы выделены корунд—шпинелевый, лопарит—лоренценитовый, титанитовый и астрофиллитовый типы пегматитов, которые закономерно сменяют друг друга при удалении от внешнего контакта фойяитов. Пегматиты пространственно связаны с крупными блоками метаморфических пород, окаймляющих внешний контакт фойяитов. Типы пегматитов различаются не только по минеральному составу ,но также и по морфологии тел и по составу общих для этих пегматитов минералов. Полученные данные хорошо сопоставляются с литературными сведениями о подобной зональности в других щелочных массивах, где также можно выделить пегматиты с лопаритом, титанитом и астрофиллитом, закономерно сменяющими друг друга.

Приведенные факты указывают на наличие общего для подобных пегматитов механизма образования, для которого характерно обогащение пегматитами контактовых зон щелочных интрузий, пространственная приуроченность к блокам метаморфических пород и зональная смена типов пегматитов при удалении от контакта к центру массива.

Ориентированность зональности пегматитовых полей относительно останцов вмещающих метаморфических пород и зависимость типов пегматитов от того, какие

метаморфические породы присутствуют в расположенных в этой зоне ксенолитах прямо указывают на то, что в процессе пегматитообразования участвовало вещество

ассимилированное из метаморфических пород. Ассимиляция вещества вмещающих пород подтверждена исследованием изотопов серы (Шлюкова, Виноградов, 1967). Это показывает, что участие вещества вмещающих метаморфических пород является одним из основных факторов процесса образования щелочных пегматитов. Среди пород скиалитов можно выделить два основных типа — архейские гранито —гнейсы и протерозойские метабазиты, метаморфизованные в зеленосланцевой фации. При этом, в областях распространения протерозойских пород, пегматитов значительно больше и они разнообразнее по своему составу.

Первичная нефелинсиенитовая ^агма, как показала Л.Н.Когарко, является высокотемпературной и маловодной. При внедрении она вызывает ороговикование вмещающих метаморфических пород. При этом, сильно водные парагенезисы зеленосланцевой фации метаморфизма переходят в маловодные или безводные,выделяя значительные количества Н20. Вода может попадать в расплав двумя способами. Один из них — захват ксенолитов вмещающих пород фойяитами при внедрении и растворение их вместе с содержащейся в них водой. Другой — непосредственное поступление воды из вмещающих пород. Для этого, температурный градиент, направленный от интрузива должен быть достаточно мал, чтобы его перекрывало влияние градиента давления, направленного вверх, и градиента химического потенциала воды, ориентированного по направлению к фойяитам [Кадик и др.]. Вследствие попадания Н20 в приконтактовые фации расплавов становится возможной глубокая дифференциация расплава и образование пегматитов. Этим же можно объяснить то, что приконтактовые фации фойяитов часто представлены гигантозернистыми разностями, а затем зернистость пород постепенно уменьшается при удалении от контакта.

Рисчорриты и их пегматиты.

Под названием "рисчоррит" в Хибинском массиве объединяются все нефелиновые сиениты с пойкилокристаллами полевого шпата. Такие образования преимущественно расположены в средней части массива. Они образуют два дугообразных тела, окаймляющие комплекс ийолит—уртитов. Исследования последних лет показали (Боруцкий, 1988 ), что образование пойкилитового полевого шпата в рисчорритах, т.е. "рисчорритизация", происходит при температуре 400 — 500 градусов и является наложенным метасоматическим процессом. При этом исходными для образования рисчорритов породами могли служить как более ранние фазы Хибинского плутона, так и скиалиты вмещающих метаморфических пород.

Породы комплекса рисчорритов весьма разнообразны как по минеральному составу, так и по структуре и текстуре. Галахов (1959) отмечает, что между внешней дугой рисчорритов и трахитоидными хибинитами часто залегают породы ийолит — уртитового ряда (горы Сев.Лявочорр, Коашва, Расвумчорр и др.). Помимо того, ийолит — уртиты отмечаются в виде линз и прожилков по всему комплексу рисчорритов.

Для внутренней дуги рисчорритов отмечается закономерное изменение минерального состава и структуры по направлению от контакта с ийолит—уртитами к контакту фойяитами. Оно выражается в постепенном уменьшении зернистости пород, уменьшении размеров ойкокристов полевого шпата. Кроме этого, при удалении от контакта с ийолит —уртитами возрастает содержание в породе цветных минералов, которые могут быть представлены лепидомеланом, эгирин —авгитом, щелочным амфиболом, астрофиллитом, энигматитом и др.

В рисчорритах нами выделены две обогащенные пегматитами зоны. Одна из них приурочена к контакту с комплексом ийолит —уртитов, другая расположена в гнейсовидных рисчорритах близ контакта с среднезернистыми нефелиновыми сиенитами и фойяитами.

На контакте с породами комплекса ийолит — уртитов отмечаются многочисленные жильные тела, сложенные полевым шпатом, гакманитом, пироксеном, нефелином,

эвдиалитом, дельхайелитом, ломоносовитом, фенакситом и другими минералами. При этом, жилы пегматитов обычно линейны и имеют малую мощность. Зональность в них выражена слабо. Чаще всего, это либо мономинеральные, либо двух — , трехминеральные прожилки, причем парагенезисы минералов могут сменять друг друга по простиранию жил.

Вторая зона в рисчорритах, обогащенная пегматитами, описана в непосредственной близости от контакта рисчорритов с фойяитами, среднезернистыми нефелиновыми сиенитами и скиалитами. Здесь отмечаются и жильные, и изометричные пегматиты. Жильные пегматиты сложены титанитом, кжспоритом, денисовитом, астрофиллитом, пектолитом, виноградовитом, сфалеритом, флюоритом и др. В них часто выделяются мономинеральные зоны сложенные тем или другим минералом из вышеперечисленных. Иногда, пегматиты в этой зоне образуют крупные ветвящиеся жилы, преимущественно полевошпатового состава с большим количеством мозандрита, иногда лоренцинита, лопарита, циркона и др.

Также в этой зоне отмечаются изометричные тела, в которых присутствуют краевая, арфведсонит — полевошпатовая, переходная, эвдиалит — полевошпатовая или эвдиалит — эгирин — полевошпатовая и центральная — эгириновая или натролитовая.

Ийолит-уртиты, апатитовые руды и пегматиты в них.

Ийолит — уртитовый комплекс сложен различными по составу и структурно — текстурным признакам породами. К ним относятся породы ряда якупирангит—уртит с преобладанием в разрезе ийолитов и уртитов, полевошпатовые ийолиты и уртиты, ювиты, малиньиты, луявриты, апанеиты, неапиты и другие породы. Выделяются трахитоидные разности этих пород, причем трахитоидность может быть выражена линейной ориентировкой пироксена, полевого шпата или апатита. В породах этого комплекса зернистость варьирует от мелкозернистых разностей до гигантозернистых.

Отмечается постепенное увеличение лейкократовости пород от нижних частей камеры к верхним, которое

обусловлено уменьшением количества пироксена и появлением небольшого количества полевого шпата в верхних частях разреза, примыкающих к апатитовым рудам.

Разделение апатитовых руд на типы проводится по количественно —минеральному составу и текстурным особенностям. Часто переходы между текстурными разновидностями руд условные и представляют собой плавное изменение минерального состава. Так, переход от массивных уртитов к мелкоблоковым рудам через апатитовый уртит представляет собой постепенное увеличение количества апатита от 4.8% до 30 — 40% с сохранением количественного соотношения остальных породообразующих минералов.

рис. 2

Апатит —нефелиновые руды по своему качественному составу однообразны и представлены следующими породообразующими минералами: нефелин, апатит, пироксен, сфен, полевой шпат и титаномагнетит. В сумме эти минералы обычно составляют 97 — 99%, на долю остальных минералов приходится 1—3%. На основе 16 погоризонтных геологических планов Большого Саамского карьера Кировского рудника,

документации скважин и собственных полевых наблюдений была построена блок — диаграмма, показывающая геологическое строение апатит —нефелинового тела Большого Саамского карьера, выработанного к настоящему времени (Рис. 2). В апатит —нефелиновом теле по количественно — минералогическому слагающих его пород можно выделить две зоны: богатую и бедную апатитом. Зона богатых апатитом пород (богатых руд) располагается в верхней части тела и занимает значительно меньший объем, чем зона бедных апатитовых руд. По падению апатит —нефелинового тела наблюдается тенденция к уменьшению мощности обоих зон, причем выклинивание богатых руд происходит быстрее, чем бедных руд. При этом, суммарная I мощность апатит — нефелиновой зоны пропорциональна мощности ийолит — уртитов.

В целом для апатит — нефелинового рудного тела характерна следующая зональность (снизу вверх): массивные уртиты (полевошпатовые уртиты) апатитовые уртиты — мелкоблоковые руды — сетчатые руды — линзовидно — полосчатые руды — полосчатые руды — пятнисто — полосчатые руды — пятнистые руды — апатитовая брекчия — сфен —апатитовая брекчия — сфеновые ийолиты и сфениты — полевошпатовые трахитоидные ийолиты — рисчорриты. В центральных частях линзовидных и линзовидно — полосчатых руд согласно общему залеганию проходит зона крупноблоковых руд. Для нее характерна выдержанная мощность и "ступенчатое" в разрезе строение.

Как хорошо известно, пегматиты в ийолит — уртитах и примыкающих к ним рисчорритах имеют тесную пространственную связь с телами апатитовых руд. На месторождениях, где апатитовые руды имеют значительную мощность (Кировский рудник, рудник "Апатитовый цирк", рудник "Центральный"), пегматиты обычно приурочены к лежачему и висячему бокам рудного тела. При этом, в лежачем боку, который сложен преимущественно массивными уртитами или апатитосодержащими уртитами, пегматиты , в основном, образуют линзовидные и гнездовидные обособления, в которых отмечается значительное количество серо —бурого или зеленоватого нефелина в срастании с

крупными призматическими кристаллами пироксена. Обычно в таких телах присутствует бурый титанит и титапомагнетит. В некоторых пегматитах этого типа появляется зеленоватый полевой шпат и эвдиалит. В лежачем боку также встречаются и крупные пегматитовые тела. В них наряду с минералами, описанными выше и приуроченными в крупных телах к краевым зонам, отмечается более поздний парагенезис минералов: дельхайелит, щербаковит, расвумит, джерфишерит, а иногда и пиллиомит, шафрановскит, ломоносовит, поздний эгирин и содовые минералы.

В висячем боку пегматитовые жилы значительно разнообразнее по своему минеральному составу. В основном это линейные жилы, часто располагающиеся по одной или нескольким системам трещин. По минеральному составу их можно разделить на несколько типов:

а) Полевошпат—эгириновые жилы.

б) Эвдиалит —полевошпатовые и дельхайелит — эвдиалит — полевошпатовые.

в) Фенакситовые и дельхайелитовые прожилки с ломоносовитом, щербаковитом, полевым шпатом и содалитом.

г) Анальцимовые, канкринитовые и содалитовые прожилки с виллиомитом и содовыми минералами. Жилы часто имеют мелапократовую оторочку, обогащенную пироксеном.

д) Термонатритовые прожилки с пирссонитом и бербанкитом.

с) Натролитовые жилы " с беловитом,

"псевдокомаровитом"и др.

Таким образом, пегматитовые жилы висячего бока отличаются от пегматитов лежачего • морфологией тел, большим разнообразием минеральных ассоциаций и наличием значительного количества мономинеральных прожилков, нехарактерных для пород лежачего бока.

На месторождениях и в рудопроявлениях, где апатитовые тела имеют меньшую мощность (Коашва, Ньорпахк, Соулуайв) пегматитовые тела отмечаются и в самой рудной толще. Из-за того, что породы на этих месторождениях сильно брекчированы, достаточно трудно установить геологические взаимоотношения между пегматитами и апатитовыми рудами.

Однако, нами наблюдались случаи пересечения пегматитами апатитовых руд, и наоборот. Этот факт косвенно указывает на их близкоодновременное образование и тесную петрогенетическую связь. На этих месторождениях встречаются гакманит —полевошпатовые пегматиты с пироксеном, в центральных зонах которых появляются поздние минералы (натролит, мурманит, беталомоносовит, виллиомит и др.).

Автором установлено, что морфология и минеральный состав пегматитов висячего бока и лежачего бока апатитовых залежей сильно различны. В лежачем — пегматиты образуют неправильной формы линзовидные либо изометричные тела, сложенные, как правило, агрегатом бурого нефелина и призматического пироксена со значительным количеством бурого титанита. Центральные части пегматитов иногда обогащены более поздними минералами: полевым шпатом, эвдиалитом, содалитом и многими другими. В висячем — пегматиты жильные; сложены преимущественно полевым шпатом, эвдиалитом, содалитом, канкринитом, пироксеном, дельхайелитом, фенакситом и другими.

В мелких рудопроявлениях связь пегматитов с апатитовым оруденением видна еще отчетливей. Например, на участке "Пик Марченко" нами описаны пегматитовые тела, в которых одну из зон слагает крупнокристаллический сахаровидный апатит, заполняющий интерстиции между крупными кристаллами щелочного полевого шпата. В массу апатита погружены также идиоморфные таблитчатые кристаллы ярко—красного эвдиалита, покрытого тонкой пленкой цирконосиликатных псевдоморфоз. Таким образом, образование апатитовых руд является частью более общего пегматитового процесса.

Этот вывод подтверждают данные по изученным нами раскристаллизованным расплавным включениям в зернах апатита из апатит —нефелиновых руд. Характер исследования заключался в изучении морфологии этих включений и закономерностей их распределения внутри зерна апатита, изучении состава твердых фаз во включениях, а также проведению термометрических экспериментов с включениями и изучении состава стекол, образовавшихся после закалки.

Анализ состава твердых фаз в раскристаллизованных расплавных включениях показал, что расплав, законсервированный во включениях, был сильно обогащен щелочами и летучими компонентами. Значительная часть включений была сложена содалитом, альбитом, калиевым полевым шпатом и Рх. Также в этих включениях часто встречаются нефелин, баритолампрофиллит и минерал типа гстценита. В нескольких включениях было отмечено значительное количество виллиомита.

Таблица 1.

БЮ2 ТЮ2 А1203 Ре О МпО МдО СаО Ыа20

уртит 44.53 2.52 22.84 7.63 0.32 1.83 4.34 9.29

стекло в нефелине 48.88 1.45 21.97 5.93 0.18 0.03 0.42 10.43

уртит — пегматит 48.80 1.63 14.43 4.52 0.30 0.12 1.23 11.87

стекло в апатите 49.12 2.01 12.82 4.77 0.38 0.01 4.42 13.52

К20 БЮ ВаО Р205 Б АСР №/К

уртит 5.12 0.0 0.0 0.31 - 0.94 1.73

стекло в нефелине 9.64 0.0 0.37 0.05 0.25 1.26 1.64

уртит — пегматит 8.36 0.0 0.03 — — 2.15 2.12

стекло в апатите 7.67 0.03 1.28 1.75 1.41 2.32 2.71

В табл.1 приведены усредненные составы пегматитов и стекол расплавных включений, из которых видно, что состав данных пегматитов сходен с составом расплава из которого возникли апатит —нефелиновые породы. Обилие содалита, баритолампрофиллита, виллиомита в раскристаллизованных расплавных включениях свидетельствует о значительном содержании летучих компонентов в данном расплаве. Анализ закаленных стекол расплавных включений показал, что эти

расплавы обладали высоким коэфициентом агпаитности (от 2 до 6).

Границы магматической камеры комплекса ийолит — уртитов определяются с одной стороны прослоем якупирангитов или меланократовых ийолитов, а с другой — апатитовой брекчией, то есть к магматическому комплексу ийолит —уртитов принадлежат якупирангиты, ийолиты, уртиты, малиньиты, ювиты лежачего бока апатитовых руд и, собственно, апатитовые руды.

Тренды составов щелочных пироксенов всегда направлены в сторону возрастания содержания эгиринового минала. Пироксены из краевой зоны пегматитов лежачего бока менее щелочные, чем пироксены из вмещающих их уртитов. С другой стороны, составы пироксенов из пегматитов и уртитов в целом, образуют практически параллельные тренды составов. Это свидетельствует об отделении пегматитового расплава на ранней стадии кристаллизации пород ийолит —уртитового комплекса.

Расслоение материнского и пегматитового расплава было обусловлено различным режимом летучих. Два сосуществующих силикатных расплава мало отличаются друг от друга по содержанию петрогенных элементов. Однако, отмечается контрастность этих расплавов в распределении Мд и Ре, а также в содержании летучих компонентов, Ва, Бг и фосфора, которыми обогащен отделившийся пегматитовый расплав. Содержание Р205 в исходном пегматитовом расплаве нами оценивается в 5 — 7%.

На рис. 3 показаны поля составов пород комплекса ийолит —уртитов, пересчитанные по методу Ритмана на диаграмму нефелин — кальсилит — кремнезем. Составы стекол расплавных включений попадают в эвтектику нефелиновых сиенитов сухой системы, что подтверждает малую глубинность формирования этого комплекса. Дорудная (ийолит — уртиты) и пострудная (полевошпатовые ийолит — уртиты) субфазы комплекса ийолит — уртитов четко различаются по составу, что отвечает общей эволюции расплава, направленной в сторону повышения содержания ЗЮг и щелочей. Силикатная часть апатитовых руд занимает промежуточное положение между дорудными ийолит —

уртитами и стеклами расплавиых включений, отражающими поздний пегматоидный расплав.

Рис. 3 Состав р^сплапнмх нключопий и пород комплекса ийолит — уртигоп на диагра мме т'фолин —кал!>силит— кварц.

Более легкий за счет большего содержания летучих, пегматитовый расплав скапливался в верхних частях магматической камеры. Процесс расслоения сопровождался фракционной кристаллизацией, значительную роль которой при образовании щелочных пород отмечает большинство исследователей. Фракционная кристаллизация может проходить полно вследствие низкой вязкости щелочных расплавов. В данном случае, фракционирование происходило за счет кристаллизации и оседания на дно магматической камеры ликвидусных минералов — пироксена и нефелина. Пироксен обладает плотностью около 3.38 — 3.72, нефелин — 2.6 г/см', и поэтому оседание раннего пироксена, кристаллизующегося совместно с нефелином, будет происходить быстрее. Этим процессом объясняется возникновение зональности в подстилающих апатитовые руды ийолит — уртитах, которая выражается в постепенном переходе от меланократовых пород ( якупирангитов,

ийолитов), приуроченных к нижним частям разреза, к практически безпироксеновым уртитам непосредственно примыкающим к апатитовым рудам.

В отделившемся пегматитовом расплаве, также как и в ийолит — уртитовом, первыми ликвидусными фазами были пироксен и нефелин, о чем свидетельствуют соотношения минералов в шлифах, а также соотношения минералов в пегматитах лежачего бока. В этих пегматитах, как было видно из описания приведенного выше, краевая зона сложена гигантозернистым агрегатом нефелина и пироксена.

Пегматиты лежачего бока апатитовых руд являются реликтами отделявшегося пегматитового расплава, которые вследствие каких—либо причин не смогли достичь верхних частей камеры. Ийолит—уртиты, подстилающие апатитовые руды являются кумулятами двух сосуществующих расплавов — пегматитового расплава, скапливающегося, благодаря значительному содержанию летучих в верхних частях магматической камеры и расплава ийолитового или малиньитового состава, который был расположен в нижних частях камеры. Апатит начинает кристаллизоваться из пегматитового расплава значительно позже начала кристаллизации нефелина и пироксена. Именно поэтому апатит не достигал нижних горизонтов камеры, а накапливался в верхних частях комплекса ийолит —уртитов.

Формирование апатитовых руд происходило в крайне неспокойной тектонической обстановке. При этом, высокоподвижный, богатый щелочами пегматитовый расплав мог удаляться из камеры. В висячем боку апатитовых залежей наблюдаются многочисленные тела ультраагпаитовых пегматитов и гидротермалитов, которые, по —видимому, являются следами удалявшегося пегматитового расплава. Кроме того, многие авторы указывают на метасоматическую природу рисчорритов. Возможным источником флюида для метасоматической проработки исходных для образования рисчорритов пород могли быть остатки того пегматитового расплава из которого формировались апатитовые руды. Действительно, по многочисленным оценкам температурных условий образования пород этого комплекса, ийолит —уртиты образовались при температуре 800— 1000°С, апатитовые руды

700 —800°С, а рисчорриты при 400-600°С. При этом наблюдается постепенная эволюция состава

минералообразующей среды. Критерием степени дифференциации может служить коэффициент агпаитности, который, как показывают наши данные возрастает от величин чуть больше 1 в исходном расплаве до ультраагпаитовых расплавов с Кагп 5 — 6. Это происходит за счет кристаллизации минералов с Кнп, меньше 1.

В Хибинском массиве ультраагпаитовые пегматиты и гидротермалиты могут служить поисковым критерием на апатитовое оруденение. Подавляющее большинство тел ультраагпаитовых пегматитов расположено в висячем боку крупных апатитовых залежей, поскольку являются производными того же расплава, из которого формировались апатитовые руды.

При этом, морфология тел и минеральные ассоциации пегматитов и гидротермалитов зависят от масштабов оруденения. На крупных месторождениях (Кукисвумчорр, Юкспор, Расвумчорр), в которых присутствует зона богатых руд, ультраагпаитовые ассоциации минералов распространены очень широко и встречаются не только в многочисленных пегматитовых жилах, но и в породах висячего бока в виде мелких гнезд, порфиробластов и мономинеральных прожилков. Мощность зоны распространения

ультраагпаитовой ассоциации составляет несколько сот метров, при мощности рудного пласта меньше 100 м.

На месторождениях среднего масштаба (Коашва, Ньорпахк, Суолуайв), где отсутствует зона богатых руд, ультраагпаитовая ассоциация минералов проявлена меньше. Пегматитовые тела приурочены к самой рудной толще и за ее прределами имеют незначительное распространение.

В мелких рудопроявлениях (ник Марченко, Поачвумчорр) пегматитовый расплав не отделяется от апатитовых руд. В результате, образуются пегматитовые тела, в которых отдельные зоны сложены сахаровидным апатитом. Ультраагпаитовая минерализация в таких пегматитах практически не проявлена.

Таким образом, наличие ультраагпаитовых ассоциаций минералов в породах, как показатель глубокой

дифференциации щелочной магмы, может служить надежным поисковым признаком на неапитовое оруденение.

Заключение и основные выводы.

Результаты проведенного исследования могут быть представлены в виде следующих основных выводов:

1. Выделено 4 основных зоны распространения пегматитовых полей в Хибинском массиве. Эти зоны имеют дугообразную форму, конформную с общей структурой массива и приурочены к геологическим границам между различными типами пород (хибинитами и породами рамы, рисчорритами и трахитоидными хибинитами, фойяитами и рисчорритами, неапитами и рисчорритами).

2. По морфологическим и минералогическим признакам эти пегматитовые поля делятся на 2 группы: (1) связанные с комплексами фойяитов и хибинитов и (2) связанные с комплексами ийолит — уртитов и рисчорритов

Пегматиты хибинитов и фойяитов образуют зональные поля, приуроченные к контактам с метаморфическими породами. Это связано с обогащением водой приконгактовых фаций расплавов, за счет взаимодействия с вмещающими породами.

При формировании комплекса ийолит —уртитов происходило отделение пегматоидного расплава и концентрация его в верхних частях магматической камеры. Из этого расплава кристаллизовались апатитовые руды и образовался ультраагпаитовый (Кат = 2 —6) пегматитовый расплав, который формировал многочисленные пегматитовые жилы и вызывал рисчорритизацию в вышележащих породах.

3. Ультраагпаитовые пегматиты и гидротермалиты, генетически связанные с апатит —нефелиновыми рудами, могут служить поисковым признаком на апатитовое оруденение, так как имеют большее распространение. Морфология и минеральный состав ультраагпаитовых пегматитов и гидротермалитов зависит от масштабов оруденения.