Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Типоморфизм минералов высокощелочных магматических комплексов

ВАК РФ 04.00.20, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Типоморфизм минералов высокощелочных магматических комплексов"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, ПЕТРОГРАФИИ, МИНЕРАЛОГИИ И ГЕОХИМИИ (ИГЕМ)

г*.

ш УДК: 549.53; 552.18; 552.33

^ На правах рукописи гс

СО =г, |

БОРУЦКИЙ Борис Евгеньевич

ТИП0М0РФИЗМ МИНЕРАЛОВ ВЫСОКОЩЕЛОЧНЫХ

МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

04.00.20 — Минералогия,

кристаллография

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в виде научного доклада

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, ПЁТРОГРАФИИ, МИНЕРАЛОГИИ И ГЕОХИМИИ (ИГЕМ)

УДК: 549.53; 552.18; 552.33 На правах рукописи

БОРУЦКИЙ Борис Евгеньевич

ТИПОМОРФИЗМ МИНЕРАЛОВ ВЫСОКОЩЕЛОЧНЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

04.00.20 — Минералогия,

кристаллография

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в виде научного доклада

Работа выполнена в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии Наук (ИГЕМ РАН)

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, академик

А.А.Маракушев (ИЭМ РАН) доктор геолого-минералогических наук, профессор

A.Г.Булах (кафедра минералогии Санкт-Петербургского Государственного Университета)

доктор геолого-минералогических наук

B.А.Кононова (ИГЕМ РАН)

Ведущая организация: Кафедра минералогии Геологического

факультета Московского Государственного Университета

Защита состоится июня 1997 г. в 15 часов на заседании Диссертационного Совета Д.002.88.01 при Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ РАН)

Адрес: 109017 Москва Ж-17 Старомонетный пер.,35

Отзывы в 2-х экземплярах, заверенные печатью учреждения, просим напралять в адрес ученого секретаря Диссертационного Совета.

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в Отделении Геологической литературы БЕН РАН, Москва, Старомонетный пер., 35

Диссертация в виде научного доклада разослана " мая 1997 г.

Ученый секретарь ~

Диссертационного Совета |; //

кандидат геол.-мин. наук ; у^с^с^-^Г К.В.Лобанов

ВВЕДЕНИЕ

Диссертант с 1958 г. работает в ИГЕМ РАН, проводя исследования в области минералогии щелочных комплексов и связанных с ними рудных месторождений, изучая породообразующие минералы и отдельные группы алюмо-, титано- и цирконосиликатов, фосфатов и карбонатов, а также закономерности их распространения в Хибинском и других щелочных массивах. Диссертант участвовал в составлении 2-томной фундаментальной монографии "Минералогия Хибинского массива", отражающей результаты 20-летних систематических исследований в Хибинах, проводившихся минералогами ИГЕМ, Минералогического музея АНСССР и Кольского Филиала АНСССР под руководством соратника акад. А.Е. Ферсмана проф. Е.Е. Костылевой-Лабунцовой (1978 г.). Вклад диссертанта в создание этой работы отмечен присуждением ему Премии Президиума АНСССР имени А.Е. Ферсмана (1983).

Научные интересы диссертанта к систематическому детальному изучению особенностей химического состава и структуры минералов были естественным образом вовлечены в исследования по проблеме типо-морфизма минералов, выполнявшиеся в ИГЕМ под руководством акад. Ф.В. Чухрова. Исследования диссертанта и руководимой им "хибинской" группы были направлены на решение проблемы типоморфизма минералов щелочных комплексов, разработка которой применительно к минералам, сформировавшимся в условиях экстремально высокой щелочности среды минералообразования и послужила основой для настоящей диссертации.

Постановка проблемы и актуальность исследований

Понятие о типоморфюме минералов впервые рассмотрено Ф. Бекке (Becke, 1903) и в 30-годы последовательно развивалось А.Е. Ферсманом. По Ферсману (Избр. Тр., Том 6, 1960 С. 296-298), "типоморфны-ми" являются минералы, занимающие по тем или иным причинам определенное место в геохимическом процессе (по аналогии с руководящими ископаемыми в исторической геологии). "Типоморфным" может быть сам минерал, как таковой, но чаще отдельные свойства минерала, характерные для данного момента процесса, изменения в химическом составе, в окраске, в содержании изоморфных примесей, в кристаллическом облике или полиморфной модификации". "В данном случае приобретает огромное значение учет мельчайших примесей, деталей строения и формы и особенно весь тот комплекс морфологических особенностей, которые в последнее время — господства теории над точным фактом — недостаточно наблюдались, неполно описывались и совершенно не учитывались".

В 60-80 годы работами акад. Ф.В. Чухрова (1969, 1972 и др.) В .А. Франк-Каменецкого (1968, 1976, 1980), A.A. Кухаренко (1970), Б.М. Шмакина (1970), А.И. Шнзбурга (1972, 1980), Н.П. Юшкина (1972), Л.Л. Перчука (1972), В.И. Павлишина (1978), А.Г. Жабина (1986) и

многих других исследователей создано цельное учение о типоморфюме минералов как фундаментальная проблема минералогии.

"Содержание учения о типоморфизме на современном этапе определяется прежде всего глубоким анализом зависимостей состава, структуры, свойств и формы выделений минералов от факторов минерало-образования" (Чухров, Петровская, 1983).

Практическое использование типоморфизма минералов в целях реконструкции условий минерало-, петро- и рудогенеза — типоморфный анализ (Лазаренко и др., 1980), т.е. выявление факторов минералообразо-вания на конкретных геологических объектах, сопряжен, однако, со значительными трудностями, потому что минералогические индикаторы связаны не с единственным фактором минералообразования, а отражают совокупное их действие. Поэтому минералогические геотермометры и геобарометры должны корректироваться на влияние других факторов, а явления конвергенции в минералогии, при более детальном анализе, оказываются несостоятельными, так как минералы из разной физико-химической и геологической обстановки всегда обнаруживают не замеченные ранее отличия.

Научный вклад диссертанта в учение о типоморфизме минералов заключается в решении проблемы типоморфизма минералов, сформировавшихся в условиях экстремально высокой щелочности среды минералообразования. Полученные выводы и методологические подходы имеют более широкое значение для разработки методологии исследований типоморфизма минералов в целом. Дополняя и углубляя представления с типоморфизме, диссертант вводит понятие о типоморфизме минералов конкретных геологических объектов [43], делая акцент не на общих закономерностях, объединяющих крупные группы генетически однотипных геологических образований (формаций, комплексов и т.п.) (Чухров, Петровская, 1984; Петровская, 1986), а на различиях между ними, обусловленных особенностями их строения и физико-химических условий во время образования и последующей геологической историей. Подобный подход позволяет на основе типоморфного анализа сделать выводы о природе, условиях образования и последующего преобразования конкретных разностей пород и руд и полнее использовать эти выводы в практических целях.

Актуальность темы исследований определяется необходимостью совершенствования теории типоморфизма с учетом накопленных данных по изучению особенностей химического состава и кристаллической структуры минералов в щелочных породах с целью выяснения природы, условий образования и геологической истории щелочных магматических комплексов, содержащих крупнейшие в мире месторождения фосфора и редких элементов.

Цель и задачи исследований

Цель работы заключалась в выявлении типоморфных особенностей минералов, сформировавшихся в условиях экстремально-высокой щелочности минералообразующей среды, установлении главных геологических, физико-химических и кристаллохимических факторов ти-

поморфизма и в выяснении возможностей использования найденных закономерностей и типоморфных особенностей минералов в качестве минералогических индикаторов.

Основными задачами, решавшимися в данной работе были:

1. Выявление главных факторов минералообразования, ответственных за проявление специфических свойств минералов высокощелочных комплексов, а также роли и влияния других минералооб-разующих факторов — геологических, химических, термодинамических, кинетических, эффекта совместного их действия. Выявление минералогических индикаторов условий образования щелочных минералов.

2. Выяснение "сохранности" типоморфных признаков минералов при изменении параметров минералообразующей и минералосохраня-ющей среды и выявление "новоприобретенных" типоморфных особенностей и свойств, отражающих посткристаллизационные превращения в них. Выявление минералов-индикаторов эволюции минерального вещества и возможностей реставрации по ним процессов преобразования в породах и рудах.

3. Изучение особенностей химического состава, кристаллической структуры, химических, физических и спектроскопических свойств, формы выделений и морфологии минералов в Хибинском вулкано-плутоническом комплексе в сравнении с таковыми в Ловозерском (Кольский полуостров) и Илимауссакском (Ю. Гренландия) комплексах, Пиланесберге (ЮАР), Мон Сент-Илере (Канада) и др., относящихся к формации агпаитовых нефелиновых сиенитов.

4. Выявление закономерных изменений в составе и структуре породообразующих и акцессорных минералов (алюмо-, титано- и цирконо-силикатов и др.) в разных типах пород и пегматитов Хибинского и сравниваемых с ним комплексов, установление степени их типичности (типоморфности) и закономерностей пространственного и временного их изменения,

5. Использование найденных закономерностей и минеральных индикаторов для реставрации геологической истории Хибинского вулка-но-плутонического комплекса, выяснения природы, последовательности и условий формирования его пород, минералов и руд.

Фактический материал. Методы исследований.

Личный вклад диссертанта

Материал для исследований собран автором во время полевых работ в Хибинах и Ловозере за период с 1958 по 1990 г.г. (с поверхности, в карьерах и штольнях действующих рудников, при просмотре керна поисково-разведочных и глубоких структурных скважин). Использовались также образцы из коллекций Е.И. Семенова (из Ловозера и Или-мауссака), А.А. Краснова (вулк. Килиманджаро, Кения) и Ж. Гийоме (вулк. Нирагонго, Заир).

Применялись современные методы изучения минерального вещества. Учитывая мелкозернистый характер ряда исследуемых пород, наличие пойкилитовых разностей с мелкими минеральными включе-

ниями, тесных сростков минералов, осложняющих выделение мономинеральных фракций для химического анализа, а также необходимость выявления в зернах микронеоднородности, зональности, структур фазового распада, изучения реакционных взаимоотношений и т.п., основной объем анализов выполнен на электронном микрозонде (MS-46 Катеса, аналитики А.И. Цепин и ТИ. Голованова, ИГЕМ). Выполнено свыше 300 полных анализов щелочных пироксенов, более 200 — нефелина, 100 — щелочных амфиболов, 80 — слюд, 70 — щелочных полевых шпатов, 30 — кальсилита, а также отдельные анализы лейцита, содалита, канкринита, пектолита, апатита, сфена, эвдиалита, лампрофил-лита, ломоносовита и других редких тигано- и цирконосиликатов. Эталонами служили химически проанализированные (ЦХЛ ИГЕМ) минералы из Хибин и стандартный набор эталонов, используемых в лаборатории. Обработка данных проводилась по специально разработанным совместно с А.И. Цепиным программам на ЭВМ. Для сравнения использованы все опубликованные химические анализы минералов, полученные другими исследователями.

При исследовании явлений тонкого фазового распада в минералах, микродвойникования, полиморфных превращений, а также для определения химического состава минералов тонкозернистых вулканогенных пород использовались методы локального микроанализа — электронная микроскопия с микродифракцией (аналитики Н.В. Трубкин и A.B. Мохов, ИГЕМ) в сочетании с оптическим и рентгеновским изучением.

Структурное состояние щелочных полевых шпатов исследовалось на рентгеновских дифрактометрах и в камерах Гинье, исходя из параметров ячейки, рассчитанных из порошкограмм по методике Д.Б. Стюарта и T.JI. Райта (Stewart, Wright, 1974) (аналитик В.П. Иванов, ИГЕМ). Использованы также измерения, выполненные на нашем материале проф. Р.Ф. Мартином (Университет Мак-Гилл, Монреаль, Канада). Посткристаллизационные превращения в щелочных полевых шпатах изучались непосредственно диссертантом Методом монокристалльной съемки по методике Дж.В. Смита и B.C. МакКензи (Smith, MacKenzie, 1955). Для 4-х опорных образцов хибинских K-полевых шпатов совместно с Н.И. Органовой и И.М. Марсий (ИГЕМ), М.А. Симоновым и Е.П. Железиным (каф. кристаллографии МГУ) выполнено полное структурное уточнение на автоматическом дифрактометре Синтакс с определением Si/Al-распределения по Т-позициям. Данные образцы широко использовались в качестве эталонных при физико-химических экспериментах в лабораториях ГЕОХИ и ИМГРЭ.

Исследования структурного типоморфизма потребовали прецизионного уточнения кристаллических структур конкретных разностей и разновидностей минералов. Подобные уточнения были выполнены совместно с Р.К. Расцветаевой (ИКРАН) для систематически подобранной и предварительно детально изученной серии эвдиалитов-эвколитов и для одной разности хибинского ринкита. Совместно с Р.К. Расцветаевой (ИКРАН) и Д.Ю. Пущаровским (каф. кристаллографии МГУ) уточнена структура К,Р-эденита с аномально высоким содержанием щелочей и кальция. Политипия хибинских флогопитов и биотитов изучалась методом микродифракции электронов совместно с C.B. Соболевой (ИГЕМ).

Лично диссертантом выбирались объекты, произведен сбор и обработка каменного материала, диагностика минералов, выполнены оптические и в значительной степени рентгеновские исследования методом порошка и монокристалльная съемка, расчеты и обработка аналитических данных. Ему принадлежат все заключения и выводы работы.

Новизна и практическое значение исследований

Диссертационная работа представляет собой собой теоретическое обобщение фундаментальной научной проблемы "Типоморфизм минералов высокощелочных комплексов", основанное на детальном: сопоставлении минералогических данных, полученным автором для Хибинского комплекса в сравнении с Ловозерским и Илимауссакском комплексами агпаитовых нефелиновых сиенитов.

1. Показано, что генетические особенности минералов определяются взаимодействием внешних (геологических, физико-химических, кинетических и т.п.) и внутренних (кристаллохимических) факторов минералообразования и могут служить индикаторами условий кристаллизации минералов.

2. Показано, что' особенности химического состава и кристаллической структуры минералов во многом зависят также от изменения геологической и физико-химической обстановки после кристаллизации, вследствие чего они могут служить минералогическими индикаторами посткристаллизационных превращений в породах и рудах.

3. Показано, что типоморфизм минералов высокощелочных магматических комплексов определяется прежде всего экстремально-высокой щелочностью среды минералообразования, но в сочетании с другими внешними и внутренними факторами минералообразования и их последующим изменением в конкретных комплексах и слагающих их интрузиях, толщах пород и рудных залежах.

■4. В ходе исследований диссертантом проведено систематическое изучение состава, структуры и свойств породообразующих и ряда акцессорных минералов в породах, пегматитах и рудных жилах в Хибинском массиве в сравнении с эталонными комплексами агпаитовых нефелиновых сиенитов — Ловозерском и Илимауссакском, и оценена степень их типичности (типоморфности) для разных типов геологических образований.

— Впервые на структурном уровне изучены щелочные полевые шпаты агпаитовых и ассоциирующих с ними пород в Хибинах, Лово-зере и Илимауссаке и (для сравнения) в фонолитах и ромбен-порфирах современных вулканов (Килиманджаро, Ньирагонго); на основе оптического, рентгеновского, И К-спектроскопического и электронно-микроскопического изучения получены данные о морфологии их выделений, вариациях химического состава, фазовых превращениях, а также составе, характере микродвойникования и 81/А1-упорядоченности продуктов фазового распада. Проведено полное структурное уточнение 4-х кристаллических структур эталонных К-гюлевых шпатов из Хибин. Выявлены характерные особенности щелочных полевых шпатов в разных геологических образованиях Хибинского комплекса, Полу-

ченные данные использованы для выяснения генезиса и реставрации геологической истории их формирования.

— Систематическое изучение фельдшпатоидов в Хибинах в сравнении с Ловозерским и Илимауссакским, а также с Сыннырским и Му-рунским комплексами выявило типоморфные особенности нефелина в разных типах пород. Впервые инструментально диагностирован фазовый распад в хибинском нефелине. Впервые в Хибинах, и в агпаитовых комплексах вообще, установлен калиевый аналог нефелина — кальси-лит, и выявлены закономерности его распространения. Показано ти-поморфное его значение, как минерала-индикатора реликтовых ультракалиевых пород в Хибинском комплексе (эпилейцититовых палео-вулканитов), аналогичных сынныритам. Впервые в Хибинах установлен неразложенный а-лейцит. Установлен процесс перекристаллизации эпилейцититов в пойкилитовые нефелиновые сиениты, сопровождающийся выносом калия и нефелинизацией пород.

— При изучении темноцветных породообразующих минералов Хибинского комплекса под микрозондом в натриево-железистых, типичных для агпаитовых нефелиновых сиенитов минералах, выявлены реликты Са, состава, признаки замещения и псевдоморфозы щелочных минералов по кальциево-магнезиальным, указывающие на возникновение агпаитовой минерализации в Хибинах на поздне/пост-магматическом этапе становления пород. Установлено несколько трендов эволюции состава: диопсид => акмит через салитовые разности с различным содержанием геденбергитового компонента, свойственные разным типам пород массива, отличающиеся от тренда: диопсид => геденбергит акмит, характерного для пироксенов Илимауссака. Для хибинских амфиболов выявлен главный тренд изменения: паргасит => гастингсит => винчит (или катофорит, или эденит) => рихтерит => арфведсонит. Установлено широкое распространение ультращелочных амфиболов с превышением возможного содержания №+К+Са в позициях 2М(4)+А. В связи с этим выполнено полное уточнение кристаллической структуры ультращелочного К,Р-эденита. Выявлены вариации состава хибинских слюд от флогопита до лепидомелана в разных породах массива и разнообразие политипных модификаций: 1М, 2М1( ЗТС.

— В результате полного уточнения семи кристаллических структур хибинских эвдиалитов с предварительно изученными химическими, оптическими, ИК-спектроскопическими и пьезоэлектрическими свойствами выявлено фундаментальное свойство минералов щелочных комплексов, сформировавшихся в условиях меняющейся щелочности, температуры и агрегатного состояния минералообразующей среды, — способность перестраивать фрагменты кристаллической структуры в связи с изменением химического состава. На этом основании диссертантом сформулировано понятие о "минералах переменного состава с переменной структурой".

— Впервые для Хибинского комплекса проведено систематическое изучение состава редкоземельных элементов в апатитах, сфенах, эвдиалитах и других титано- и цирконосиликатах (методом хроматографии на бумаге) и показано типоморфное их значение для разных типов пород, а также связь с их щелочностью — основностью.

5. Впервые в Хибинском комплексе проведено изучение минерало гии палеовулканитов, выявлены типоморфные особенности минералов, их сходство с составом минералов современных и древних щелочных вулканогенных пород и отличия от образований, возникших путем эндогенной магматической кристаллизации, сиенитизации и фенити-зации. Сопоставление показало их сходство с палеовулканитами Кон-тозера и отличия от ловозерских вулканитов и протерозойских метаэф-фузивов серии Имандра-Варзуга.

6. На основании изучения типоморфизма минералов в Хибинском комплексе и сопоставления с другими щелочными и иными породами, выявления генетических особенностей и использования их в качестве минералогических индикаторов, диссертант пришел к выводу об образовании агпаитовой минерализации в Хибинах на поздне/постмагма-тическом этапе, в результате явлений перекристаллизации и метасома-тического замещения первично-магматических пород.

7. На основании минералогических критериев диссертантом разработана новая модель строения Хибинского массива как единого вулка-но-плутонического комплекса, включающего три генетически различных группы пород: 1) вулканиты пикрит — нефелинит — фонолитовой серии и экструзивные мельтейгит — ийолит — уртиты (сохранившиеся в виде реликтов в плутонических породах), 2) плутонические нефелиновые сиениты с их жильными фациями и пегматитами (интенсивно преобразованные автометасоматическими процессами с образованием агпаитовой минерализации) и агпаитовые метасоматиты — грубозернистые массивные уртиты и пойкилитовые нефелиновые сиениты (продукты постмагматической перекристаллизации и метасоматического замещения первичных вулканических и плутонических пород).

Практическая значимость исследований определяется использованием полученных минералогических данных и выводов при поисках новых рудных месторождений и совершенствовании технологии переработки сложных по составу руд. Найденные закономерности учитывались при поисках новых апатито-нефелиновых и кальсилитовых (бесхлорное калиевое сырье) залежей и редкометальной (1г, №>, ТЯ) минерализации. Работы диссертанта использованы в учебных курсах по минералогии и геологии рудных месторождений и в справочниках.

Апробация работы и публикации

По теме диссертации опубликованы 73 научные работы (список — в конце диссертации, ссылки на работы даны в квадратных скобках), в том числе две монографии (одна из них коллективная, "Минералогия Хибинского массива", доля участия и личный вклад диссертанта в которую оценен присуждением ему в 1983 г. премии Президиума АН СССР имени А.Е. Ферсмана).

Диссертант принимал непосредственное участие в организации ряда совещаний по проблеме типоморфизма минералов и редактировании тематических сборников: "Научные основы и практическое использование типоморфизма минералов" (1980), "Типоморфизм минералов и минеральных ассоциаций" (1986) и др.

Основные положения и выводы диссертации опубликованы и обсуждались на XXVII Международном геологическом конгрессе (Москва, 1984), XI (Новосибирск, 1978), XII (София, 1982) и XIII (Стенфорд, 1986) съездах Международной Минералогической Ассоциации, XVI (Пекин, 1993) съезде Международного союза кристаллографов, IX (Турин, 1985) и XII (Москва, 1989) Европейских кристаллографических съездах, Всесоюзных минералогических съездах, совещаниях и симпозиумах, сессиях Всесоюзного и Украинского минералогических обществ, и Московского, Кольского и Карельского отделений ВМО.

Благодарности

Диссертанту посчастливилось работать вместе с блестящими минералогами, закладывавшими основы советской минералогической науки на основе лучших традиций прошлого, соратниками А.Е. Ферсмана — Е.Е. Костылевой-Лабунцовой, Э.М. Бонштедг-Куплетской, И.Д. Борнеман-Старынкевич. Диссертант учился минералогии под руководством выдающихся педагогов — Г.П. Барсанова, В.П. Черевик, А.И. Гинзбурга, М.Е. Яковлевой, Ф.В. Чухрова, B.C. Мясни-кова, В.И. Степанова. Диссертант благодарен коллегам по работе — М.Н. Соколовой, З.В. Шлюковой, В.А. Юдинцевой, O.A. Агеевой, H.H. Мозговой (ИГЕМ), Р.К. Расцветаевой (ИКРАН), М.Д. Дорф-ману, Е.Е. Семенову (Минералогический музей РАН), О.Б. Дудкину, Л.В. Козыревой, C.B. Икорскому, Т.Н. Ивановой, A.A. Арзамасцеву (Кольский НЦ РАН), В.П: Павлову, Е.А. Каменеву (Мурманский геол-ком), Ф.В. Минакову, В.В. Смирнову, И.И. Перекресту, В.В. Малыгину (Мурманская ГРЭ), А.М. Амбарникову, A.C. Деревцову, Ж.М. Кузнецову (ПГО "Апатит") и другим-исследователям за бескорыстную помощь в работе, обмен полевыми материалами, полезное обсуждение результатов. Данная работа не могла, бы быть выполнена без моральной поддержки коллектива ИГЕМ РАН и особенно работников аналитических лабораторий — А.И. Цепина, И.П. Лапутиной, Т.И. Головановой, B.C. Малова, Н.И. Органовой, В.П. Иванова, И.М. Марсий, О.В. Кузьминой, А.И. Горшкова, Н.В. Трубкина, Н.Д. Самотоина, A.B. Мохова, С,В. Соболевой, И.Б. Никитиной, ТА. Буровой, Л.П. Некрасовой, Г.М. Варшал, В.И. Павлуцкой, Г.Е. Каленчук, М.М. Араке-лянц и др. Диссертант выражает им всем свою глубочайшую признательность и благодарность.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЙ

Исследованные минералы являются породообразующими или акцессорными в породах и пегматитах высокощелочных (ультращелочных,) магматических комплексов. Под высокощелочными комплексами мы понимаем плутонические, вулканические или вулкано-плутонические комплексы (конкретные* массивы, плугоны, некки и т.п.), сложенные

целиком или частично агпаитовыми нефелиновыми сиенитами, мель-■тейгит-ургигами или другими ульгращелочными породами, вулканогенными их эквивалентами (агпаитовыми фонолитами или нефелинитами) или метасоматитами с ультращелочной (агпаитовой) минерализацией.

Максимальные содержания щелочных металлов, как в эффузивных, так и в плутонических породах, значительно варьируют от ультраосновных к кислым, достигая экстремальных значений в основных и средних породах. Точно также, в целом, меняется и содержание глинозема. При этом в плутонических породах щелочей и А1203 больше, чем в вулканических их аналогах.

Породы, в которых щелочи преобладают над А1203, называют агпаитовыми (Ussing, 1912), по местности Агпат в Илимауссаке, а отношение (Na20+K20):A1203 (атом, колич.) — коэффициентом агпаитности (Кап,). Агпаитовыми (Каш >1) могут быть любые породы от ультраосновных до кислых, при любом уровне щелочности.** Обычно под агпаитовыми породами понимают породы формации агпаитовых нефелиновых сиенитов, в которых ультравысокая щелочность сочетается с существенным преобладанием щелочей над глиноземом. Типичными их представителями являются лейкократовые фойяиты (К,№-полевой шпат + нефелин более 65%, эгирин, арфведсонит или биотит) и мела-нократовые луявриты (более 35% темноцветных), а также фельдшпато-ид содержащие пойкилитовые нефелиновые сиениты — рисчорриты, науяиты, сэрнеиты.

При этом лейкократовые минералы кристаллизуются раньше темноцветных (агпаитовый порядок кристаллизации). В пойкилитовых нефелиновых сиенитах фельдшпатоиды представлены в рисчорритах — нефелином, в науяитах — содалитом, в сэрнеитах — канкринитом.

Высокощелочные магматические комплексы с агпаитовыми нефелиновыми сиенитами немногочисленны, но представляют собой в основ-иом массивы-гиганты с крупнейшими в мире месторождениями фосфора, глинозема и редких элементов (Zr, Nb, TR и др.) и своеобразной специфической минерализацией, охватывающей не менее трети всех известных на Земле минералов: Ловозерский и Хибинский (Кольский полуостров), Илимауссак в Ю. Гренландии, Пиланесберг в Ю. Африке (ЮАР), Посос-де-Кальдас в Бразилии (штат Минас Жерайс) (Derby, 1887; Wedow, 1967; Капустин, 1974), архипелаг островов JIoc в Гвинейском заливе (Lacroix, 1908; 1911; Герасимовский и др., 1970), Мон Сент-Илер в щелочной провинции Монтериджан (Квебек, Канада),

* Нецелесообразно проводить изучение тапоморфизма минералов на таких обобщенно-абстрактных "объектах" как "Хибино-Ловозерский щелочной массив" (Семенов, Хомяков, 1986), "Хибино-Ловозерская провинция" (Хомяков, 1983) или "Хиби-но-Ловозерский комплекс" (Хомяков, 1985; 1990). Хибинский и Ловозерский массивы, хотя и находятся рядом, являются самостоятельными комплексами с различным внутренним строением, петрологическими и минералогическими особенностями и собственной геологической историей. В.И. Герасимовским (1956), породы Хибинского массива даже исключались из формации агпаитовых нефелиновых сиенитов.

** Кроме щелочных базальтов и щелочных габброидов, существенно обогащенных глиноземом и содержащих плагиоклаз вместо щелочных полевых шпатов и фельд-шпатовдов.

разгнейсованные Северный и Южный комплексы Рэд Вайн на полуострове Лабрадор (Канада) (Curtis et al, 1973; Currie et al, 1975) и др. Вулканические аналоги агпаитовых нефелиновых сиенитов — агпаитовые фонолиты, описаны с острова Святая Елена, из Сахары и из района Нью-Мехико (Azambre, Girod, 1966), с вулкана Ол-Доиньо-Ленгаи в Танзании (Dawson, 1971; Герасимовский, Поляков, 1974), из Центр. Франции (Wimmenauet, 1974), Джебель-Феззана в Ливии (Bordet et al., 1955) и др. Вкрапленники в этих вулканитах представлены K.Na-поле-вым шпатом, нефелином, эгирином или эгирин-авгитом, щелочным амфиболом (арфведсонит, рибекит, катофорит, баркевикит), содалитом или анальцимом; основная масса состоит из тех же' минералов в виде спутанно-волокнистых или пойкилитовых агрегатов. Они также характеризуются агпаитовым порядком кристаллизации, содержат типичную агпаитовую акцессорную минерализацию — ринкит, эвдиалит, ловенит, виллиомит, хотя и не столь богатую, как в плутонических породах.

Ультращелочные нефелин-пироксеновые породы — мельгейгит-ийолит — уртиты и жильные и эффузивные их аналога — мёльтейгит-порфиры и нефелиниты не являются агпаитовыми, но также как и агпаитовые нефелиновые сиениты недосыщены Si02.

Экстремальным случаем проявления агпаитности, т.е. классическим примером развития пород формации агпаитовых нефелиновых сиенитов может служить Илимауссакский щелочной комплекс.

Илимауссакский щелочной комплекс, Ю. Гренландия — (рис. 1, а) расположен в пределах Гардарской провинции, в рифтовой зоне и про-

Рис. 1. Ультращелочные магматическое комплексы, в сложения которых принимают участие агпавтовые всфелввовые свевиты:

а — Илимауссак, Ю. Гренландия, по Дж. Фергусону (Ferguson, 1954, 1970) с дополнениями X. Соренсена, С. Андерсена, X. Боза, А. Деминой, А. Стенфельда и Дж. Энгеля (The Ilimaussak intrusion.., 1981). 1 — четвертичные отложения, 2— средне/грубозернистые луявриты (луявриты "М-С"), 3 — "черные" арфведсонитовые луявриты, 4 — "зеленые" эгариновые луявриты (генерации I и II), 5 — какортокиты, 6 — пойкили-товые содалитовые нефелиновые сиениты — науяиты, 7— содалиговые фойяиты, 8— пуласкиты и гетерогенные фойяиты, 9 — щелочные арфведсонитовые граниты и кварцевые сиениты, 10 — авгитовые сиениты, 11 — эссехситы, нордмаркиты, арфведсонитовые граниты интрузии Нарсак-Дирнаес, 12 — гардарские базальтовые лавы и песчаники формации Эрихсфьорд 13 — юлианехаабские граниты кристаллического основания.

6 — Мон Сент-Илгр, Квебек, Канада, по К.Л. Kyppu (Currie,1983). 1 — мелко/грубозернистые нефелин-содалиговые сиениты, порфиры и фонолиты, эруптивные брекчии свиты."Западный холм", 2 — нефелинсодержащее оливиновое габбро, диориты и монцониты свиты "Сахарная голова", 3 — пироксениты, мелагаббро, микрогаббро и трахи-габбро свиты "Солнечный восход", 4 — глинистые сланцы, аргиллиты и известняки ордовика.

в — Пиланесберг, Ю. Африка, ЮАР, no Е.А. Ретифу (Retief, 1962) с дополнениями Дж. Лурье (Lurie, 1991). 1 — долериты, 2 — дайки сиенитов и фойяитов, 3— фойяиты формации "Ледиг", 4 — "зеленые" фойяиты, 5 — тингуаиты, 6 — щелочные граниты и сиениты, 7— "белые" фойяиты, 8 — "красные" фойяиты, 9— красные кварцевые сиениты, 10 — вулканиты. Бушвельдский комплекс: 11 — граниты, 12 — габбро-нориты.

г — Ловозгрский комплекс, Кольский полуостров, по И.В. Буссен и A.C. Сахарову (1972). Ловозерская свита (1-3): 1 — авгитовые порфиркты, андезиты и их туфы, 2 — туфос-

ланцы, алевролиты, песчаники, 3 — метаморфизованные нефелиновые и щелочные сиениты, ромбен-порфиры. Мурманитовые порфировидные луявриты V группы. "Эв-диачитовые" луявритыIVгруппы (5-12): 5—1групнозернистые, 6— среднезернистые, 7 — среднезернистые меланократовые лампрофиллитовые, 8 — среднезернистые ме-ланократовые амфибол-эгириновые, 9 — неравномернозернистые лейкократовые эвдиалитовые луявриты и эвдиалитовые фойяиты, 10 — порфировидные эвдиалитовые ювиты и содалитовые ийолиты, 11 — такситовые эвдиалитовые ийслит-ювиты и апатит-сфеновые ийолиты, 12 — кахортокиты. "Дифференцированная толща" пород III группы (13-16): 13 — фойяиты с прослоями луявритов и уршюв (верхняя толща), 14 — луявриты с прослоями фойяитов и горизонтами уртитов (средняя толща), 15 — переслаивающиеся фойяиты, луявриты и уртиты (нижняя толща), 16 — горизонты уртитов. Породы II группы {17-19): 17 — порфировидные нефелин-содалитовые сиениты, 18 — пойкилитовые нефелин-содалитовые сиениты, 19 — щелочные сиениты, неравномернозернистью нефелиновые сиениты и фойяиты. Протерозой (20-22): 20 — кварциты, 21 — пироксениты, перидотиты, серпентиниты, 22 — силлиманито-вые сланцы. Архей: 23 — гранито/диоритогнейсы

рывает докембрийские юлианехаабские граниты, перекрытые базальтовыми лавами и песчаниками формации Эриксфьорд (Аптон, 1976). Он имеет верхнепротерозойский возраст — 1165 млн. лет (Blaxlund, 1974). Площадь 136 км2. Геологическое строение Илимауссака, петрология, геохимия и минералогия слагающих его пород, последовательность их формирования и возможные пути дифференциации, а также особенности минерализации рассматривались Н.В. Уссингом (Ussing, 1912), Е.И. Гамильтоном (Hamilton, 1964), С.Е. Вегманом (Wegmann, 1938), О.Б. Бёггильдом (Boggild, 1953), Дж. Фергусоном (Ferguson, 1964; 1970), К. Сёренсеном (1965; 1976) (Sorensen, 1958; 1960; 1962; 1967; 1969; 1970 и др.), В.И. Герасимовским (1965; 1969), Герасимовским и Кузнецовой (1967), Воскресенской и Герасимовским (1977), Е.И. Семеновым (1969) и многими другими исследователями.

В строении комплекса принимают участие агпаитовые содалитовые фойяиты, разнообразные расслоенные луявриты — эгириновые ("зеленые"), арфведсонитовые ("черные"), науяказитовые и мурмани-товые, и какортокиты — арфведсонитовые ("черные"), полевошпатовые ("белые"), эвдиалитовые ("красные"), а также ультраагпаитовые пойкилитовые нефелиновые сиениты — науяиты. Характерная особенность Илимауссака — сохранение в краевой и апикальной части интрузива ранних магматических дифференциатов, давших начало агпаито-вым разностям, — оливин-содержащих авгитовых сиенитов и кислых пород — агпаитовых арфведсонитовых гранитов и кварцевых сиенитов.

Еще Н.В. Уссингом было высказано предположение, что щелочная магма, сформировавшая породы Илимуссака, была очень подвижной, способной к кристаллизационно-гравитационной дифференциации; это привело к всплыванйю наиболее легкого из кристаллизующихся минералов '—"содалита и формированию в верхней части магматической камеры обогащенных содалитом науяитов, а в нижней ее части — к аккомодации арфведсонита, нефелина и эвдиалита с образованием меланократовых луявритов и какортокитов. Эта гипотеза с дополнениями Дж. Фергусона лежит в основе и современных представлений (Тйе Ilimaussaq intrusion..., 1981). Предполагается, что породы Илимауссака сформировались in situ, близко — одновременно.

(1). Авгйтовые сиениты, слагающие прикровельную и боковые части магматической камеры, имеющие резкие закаленные контакты с вмещающими вулканитами и песчаниками, сформировались из щелочно-базальтовой недосыщенной Si02 магмы и представляют собой остатки "первичного" щелочного расплава. В ходе кристаллизации полевого шпата, авгита (ферросилита) и оливина — главных минералов авгитовых сиенитов, остаточный расплав обеднялся Si02 и А1203, но обогащался щелочами и железом, что в дальнейшем привело к формированию в той же камере агпаитовых пород. Предполагается, что кристаллизация шла сверху вниз, в последовательности: авгйтовые сиениты (1^= = 0,98) пуласкиты (0,90 — 1,30) => содалитовые фойяиты (1,32) науяиты (1,34) и сочеталась с флотационной кумуляцией содалита в верхней части и осаждением арфведсонита, нефелина и эвдиалита в нижней части столба магматической жидкости.

(2). Кристаллизация основной массы агпаитовых пород — луявритов и какортокитов проходила в кальдеропободной структуре, глуби-

ной не менее 1600 м, заткнутой пробкой науяитов. Вдоль стенок консолидировались авгитовые сиениты и пегматиты краевой фации. Ка-кортокиты по химическому и минеральному составу соответствуют арфведсонитовым луявритам, но в отличие от других разностей илима-уссакских луявритов являются гиперсольвусными, так как содержат щелочной полевой шпат, а то время как в субсольвусных луявритах одновременно кристаллизовались две полевошпатовые фазы — альбит и микроклин. Типичные какортокиты, залегающие в придонной части камеры, проявляют четкую расслоенность (29 ритмов). Полный ритм (около 10 м) представляет собой трехслойный сандвич, в основании которого лежит богатый арфведсонитом "черный" какортокит, в середине — "красный" эвдиалитовый какортокит, а сверху — преобладающий в объеме фойяитоподобный "белый" какортокит, обогащенный полевым шпатом и нефелином. Вверх по разрезу какортокиты обогащаются эгирином и переходят в типичные луявриты. Среди луявритов выделяют три толщи (снизу вверх): "зеленые" эгириновые луявриты I и II (более мелкозернистые) и "черные" арфведсонитовые. Луявриты частично брекчируют какортокиты, авгитовые сиениты, краевые пегматиты и науяиты и захватывают их ксенолиты, и следовательно, могут быть выделены в самостоятельную интрузивную фазу. Это подтверждается также обнаружением поздних даек средне/грубозернистых массивных луявритов с резкими секущими контактами с окружающими породами (пластовая интрузия таких луявритов мощностью 50 м, секущая науяиты вблизи местечка Агпат) и обособлений "очковых" луявритов, с округлыми включениями содалита или псевдоморфозами анальцима по нему. Поздние луявриты наиболее насыщены летучими и отличаются повышенным содержанием редкометальных минералов.

Указанная последовательность формирования пород Илимауссака согласуется с геохимическими данными (Герасимовский, 1969), в частности с направленным изменением K/Rb и Rb/П-отношений (Воскресенская, Герасимовский, 1977). Однако, расчет химического баланса показывает, что невозможно получить "луявритовый" расплав путем отщепления науяита от авгит-сиенитового расплава, так как в остатке не уменьшается, а растет содержание Si02, MgO, FeO, СаО и K20, и падает содержание Fe203 и A120, (Currie, Curtis, Gittins, 1975).

(3). Предполагается, что еще до консолидации науяитов в затвердевшие породы кровли интрудировали щелочные агпаитовые граниты (Каш = 1,50) и кварцевые сиениты. Ассоциация агпаитовых нефелиновых сиенитов с кислыми породами необычна и препятствует пониманию гипотезы образования агпаитовых нефелиновых сиенитов путем дифференциации щелочно-основной магмы. Она вызвала оживленные дискуссии. В закрытой петрогенной "системе с остаточными расплавами Боуэна" Si02—NaAlSi04—KAlSi04 (Bowen, 1937) минимумы кристаллизации гранитов (950°С) и нефелиновых сиенитов (1020°) разделены полевошпатовым температурным барьером (1063°) и не могут быть поэтому членами одной и той же дифференцированной серии (Schairer, 1950; Tuttle, Bowen, 1958; Fudali, 1963; Hamilton, MacKenzie, 1965). Поэтому предполагается образование гранитоидов либо из самостоятельного магматического очага (Hamilton, 1964; Ferguson, 1964; 1970), либо из слабо недосыщенной Si02 магмы (точки составов ложатся точ-

но на "полевошпатовый барьер"), способной эволюционировать как. в сторону нефелин-сиенитового минимума, так и гранитоидного (The Ilimaussaq intrugion.., 1981), либо допускается, что они возникли в результате ассимиляции луяврит-какортокитовой магмой песчаников (Sorensen, 1967; Воскресенская, Герасимовский, 1977). Последняя гипотеза согласуется с развитием вокруг ксенолитов песчаников в фойяите пуласкитовых кайм и появлением на контакте фойяита с песчаниками зерен кварца. Однако, таким путем трудно объяснить образование мощных пластовых интрузий гранитоидов, секущих авгитовые сиениты.

Для Илимауссака характерна Zr-минерализация (эвдиалитовые ка-кортокиты) и Th-U-минерализация (стенструпин).

Ловозерский щелочной комплекс, Кольский полуостров — (см. рис. 1, г), также как и Илимауссакский, является типичным примером формации агпаитовых нефелиновых сиенитов. Он крупнее Илимауссакского (587 км2) и изучен наиболее Детально. В его изучении огромную роль сыграли экспедиции А.Е. Ферсмана (1937), работы исследователей под руководством H.A. Елисеева (Елисеев, Федоров, 1953), исследования АА. Полканова, O.A. Воробьевой, P.M. Яшиной, сотрудников ИМГРЭ под руководством К.А. Власова (1959), сотрудников ГЕОХИ под руководством В.И. Герасимовского (1966) и др. Фундаментальное петрологическое описание Ловозерского комплекса дано И.В. Буссен и A.C. Сахаровым (1972). Основополагающие минералогические данные получены Э.М. Бонштедт-Куплетской, Е.Е. Костылевой-Лабунцовой, H.H. Гутковой, И.Д. Борнеман-Старынкевич, В.И. Герасимовским, Л.Н. Когарко, В.П. Волковым, А.И. Поляковым, Ю.А. Балашовым, Т.В. Сапрыкиной, К.А. Власовым, Е.М. Еськовой, М.В. Кузьменко, Л.С. Бородиным, И.П. Тихоненковым, Е.И. Семеновым, А.П. Хомяковым, Л Л. Шилиным, А.Л. Косым, Е.Д. Осокиным, Т.Н. Ифантопуло, А.Н. Кулаковым и др. Возраст массива 396—412 млн. лет (К/Аг-метод) (Kononova, Shaniri, 1971), 362 млн. лет (Rb/Sr-метод) (Когарко и др., 1983).

Ловозерский комплекс целиком залегает в плагиогнейсах кольской свиты архея. Согласно геофизическим данным, он имеет двухярусное строение: верхняя часть — чашеобразный лополит диаметром 27 км с крутыми контактами, сложена расслоенными пологозалегающими породами мощностью свыше 2 км, нижняя' — шток, диаметром 20 км прослеживаемый до глубины 6-7 км. В плане массив имеет округлую форму, зонально-концентрическое строение и в прикровельной части содержит многочисленные ксенолиты палеозойских вулканитов.

(1) Доступная исследованию верхняя часть плутона, разбуренная скважинами до 1,5-2,0 км, сложена агпаитовыми породами в основном двух типов: дифференцированной толщей уртитов — фойяитов — лу-явритов (дифференцированный комплекс III), занимающей периферическую часть плутона (42,3% его площади), и интрузивным "комплекс-плутоном " IVэвдиалитовых луявритов, прорывающим дифференцированную толщу в ядре плутона (43,8% площади).

В дифференцированной толще насчитывается около 200 прослоев: 97 луявритовых, 64 фойяитовых, 29 ювитовых и 13 уртитовых; в каждой из чередующихся пачек, вверх по разрезу уртит через полевошпатовый уртит и ювит постепенно переходит в фойяит, а фойяит через мелано-кратовый фойяит => в луяврит (т.е. менее плотные нефелин и полевой

шпат сменяются более плотным пироксеном). Граница между уртитом и луявритом подстилающей пачки резкая. Средняя часть дифференцированной толщи (мощностью 640-670 м) более меланократовая (преобладают луявриты); верхняя (200-400 м) и нижняя (600 м) — лейко-кратовая (фойяиты, переслаивающиеся с уртитами и луявритами).

В эндоконтактах плутона породы дифференцированной толщи по-левошпатизируются: луявриты сменяются фойяитами, уртиты — ювитами. На контакте с гнейсами появляются мелкозернистые фойяиты краевой фации, содержащие многочисленные ксенолиты мелкозернистых, неравномернозернистых и порфировидных (с вкрапленниками нефелина) нефелиновых сиенитов, порфировидных и пойкилитовых нефелино-содалитовых сиенитов, которые обычно рассматриваются как более ранние породы II фазы внедрения, почти полностью уничтоженные при последующей магматической деятельности (Буссен, Сахаров, 1972).

Эвдиалитовые луявриты прорывают и частично перекрывают дифференцированную толщу (мощность 600-200 м). Они также расслоены на меланократовые, мезократовые и лейкократовые разности, связанные постепенными переходами. Луявриты составляют 90%. На уртиты и ювиты приходится 10%. Толщу подразделяют на две зоны: верхняя состоит из пачки крупнозернистых эвдиалитовых луявритов с линзами какортокитов (аналогичных илимауссакским, содержащих до 70-80% эвдиалита), эвдиалитовых ийолитов и "очковых" эгириновых луявритов (150—200 м), подстилаемой пачкой среднезернистых эвдиалитовых луявритов (200 м); нижняя представлена пачкой лейкократовых луявритов, переходящих в неравномернозернистыепорфировидныемурма-нит-содержащие фойяиты (30—120 м) и "серые" эвдиалитовые луявриты (100—120 м), подстилаемой пачкой сфеновых луявритов и ийолитов, а также такситовых их разностей. Отличительной особенностью пород этого комплекса является идиоморфизм эвдиалита, обтекаемого лейстовым полевым шпатом и эгирином.

Краевая фация эвдиалитовых луявритов (а также жильная их фация) сложены мелкозернистыми порфировидными меланократовыми лово-зерит-содержащими эвдиалитовыми луявритами (закалка луявритово-го расплава). Однако, разности, близкие по составу к обогащенным редкометальными минералами (ломоносовит, мурманит, лампрофиллит, энигматит, рамзаит) тингуаитам, вслед за O.A. Воробьевой, выделяют в самостоятельную Vинтрузивную фазу. Они образуют мощные дайки или пластообразные залежи в эвдиалитовых луявритах.

(2) Главной дискуссионной проблемой Ловозерского комплекса является объяснение природы расслоенности пород дифференцированной толщи. В выделенных элементарных ритмах уртит => фойяит => луяврит (Елисеев, Федоров, 1953; Яшина, 1953; Герасимовский и др., 1966) наиболее плотные породы лежат сверху. Это трудно объясняется с помощью гипотезы гравитационной или гравитационно-кинетической дифференциации (Елисеев, 1941; Елисеев, Федоров, 1953; Полканов, 1953; 1954). O.A. Воробьева (1940), A.A. Чумаков (1947) и В.И. Герасимовский (1947), указывая на резкие контакты между уртитами и луявритами, полагали, что дифференцированный комплекс образовался при повторяющемся послойном внедрении расплавов*, а И.В. Буссен и

Л.С. Сахаров (1962, 1963, 1972), исходя из концепции изначальной неоднородности силикатной магмы, выдвинули гипотезу о внедрении уже уже расслоенного на глубине расплава. Большинство исследователей разделяют представления об образовании пород комплекса на основе гипотезы ритмической кристаллизации, как естественного хода процесса направленной магматической кристаллизации расплава, осуществлявшейся при определенном соотношении скоростей охлаждения и поступления породообразующих компонентов в диффузионную зону перед фронтом затвердевания породы (Ярошевский, 1964; 1970). Исходя из анализа петрологических систем Ne-Ks-Q и Ne-Ks-Q-Ac, предполагается, что первым из магмы кристаллизовался нефелин (образование уртита), после чего состав остаточного расплава попадал на нефелин-полевошпатовую котектику (фойяит), а затем смещался к нефелин-по-левошпат-эгириновой эвтектике (луяврит). Направленность кристаллизации снизу => вверх определялась лополитообразной формой интрузии, так как магма излилась на "холодные" вмещающие породы (Когарко, Волков, 1963; Герасимовскийидр., 1966; Когарко, 1977). Последовательность: уртит => фойяит => луяврит на уровне элементарных ритмов (JI.H. Когарко выделяют ее как "сингенетическую "или "кристаллизационную" серию) совпадает с последовательностью формирования пород Ловозерского комплекса в целом: пойкилитовые нефелин-содалитовые сиениты => породы дифференцированного комплекса => эвдиалито-вые луявриты => порфировидные эвдиалитовые луявриты ("эпигенетическая" серия). В противоположность этому, Л.С. Бородиным и B.C. Гладких (1973) выдвинута гипотеза об образовании ритмичной полосчатости путем послойного замещения агпаитовой магмой вмещающих вулканогенно-осадочных пород ловозерской свиты палеозоя.

(3) Вторая важная петрологическая проблема Ловозера — выяснение природы пойкилитовых нефелин-содалитовых сиенитов, залегающих в виде ксенолитов в породах дифференцированной толщи и эвдиа-литовых луявритах. По ряду антагонистических химических и минералогических признаков ясно, что это гетерогенные образования, и ко II интрузивной фазе следует относить только мелкозернистые, порфировидные и пойкилитовые нозеан-нефелиновые их разности, богатые Si02, А1203, К20, SrO, F и S с бедной редкометальной минерализацией. Пойкилитовые гакманит-нефелиновые сиениты, с высоким содержанием Fej03, Na20 и С1 и богатой редкометальной минерализацией, являются наиболее,поздними образованиями в Ловозерском комплексе и могут быть вьщелень! в У1 интрузивную фазу (Воробьева, 1937; 1971; Семенов, 1972; Яшина, 1984). Именно они являются аналогами илимауссакских науяитов. Ловозерские науяиты и тавиты (эгирин-содалитовые разности) не являются ксенолитами, а образуют пластообразные залежи и

* X. Соренсеном для образования подобной ритмичности в породах Илимауссак-ского комплекса также предлагался механизм пульсационной кристаллизации (Богепзеп, 1969; 1970); СА. Чапмен (Щелочные породы, 1976) полагал, что плутоны со слоистостью, подобной Ловозерскому, возникли при послойной многократной кристаллизации лавы, изливавшейся поверх проседавших по кольцевым разломам блоков.

ветвящиеся жилы в породах вблизи депрессии оз. Сейдъявр, обогащены пегматитами и редкометальными гидротермалитами и могут рассматриваться как наиболее щелочные улътраагпаитовые образования. Однако, согласно данным А.И. Полякова и Е.В. Костецкой (1965) и JI.H. Когарко (1977) они имеют ликвационную природу. Предполагается, что "хлоридная жидкость" — легкая и с малой вязкостью могла как всплывать в силикатном магматическом расплаве, так и отжиматься в трещины в соответствующей тектонической обстановке. Отнесение науяитов к последней интрузивной фазе, очевидно, вносит коррективы в выделенную "эпигенетическую" последовательность формирования пород Ловозерского комплекса.

Как отмечают наиболее фундаментально изучившие петрологию Ловозера И.В. Буссен и А.С. Сахаров (1972), "одноименные породы из различных частей разреза аналогичны, но не идентичны и совершенно одинаковых пород нет даже в соседних пачках. Поэтому детальное изучение породообразующих минералов является необходимым при исследовании расслоенных комплекс-плутонов". Однако, данных для выводов о типоморфизме ловозерских и илимауссакских минералов явно недостаточно.

Для Ловозерского комплекса характерна TR-Nb-минерализадия (ло-парит-содержащие уртиты) и Zr-минерализация (эвдиалитовые луяв-риты, эвдиалититы).

Мои Сент-Илер, Квебек, Канада — (рис. 1, б) представляет собой вулканический эродированный некк (O'Neill, 1914) размером 4,0x3,5 км, прорывающий алевролиты, глинистые сланцы и известняки нижне/верхне ордовикского возраста (ороговикованные на контакте с магматическими породами). Его возраст 124—125 млн. лет (Currie et. al, 1986; Foland & Gilbert, 1987). Шток имеет асимметричное внутреннее строение — в западной его части наблюдается ядро, сложенное якупирангитами, пироксеновым, амфибол-пироксеновым и амфибо-ловым мелагаббро с участками анортозитов (Свита "Солнечного восхода"), окруженное биотитовым габбро, нефелиновыми диоритами и монцонитами (Свита "Сахарная голова"), а в восточной части развиты ультращелочные породы (Свита "Восточного холма"). Они представлены грубозернистыми агпаитовыми нефелиновыми сиенитами с фе-нокристами содалита — аналогами пойкилитовых содалитовых сиенитов Ловозера и науяитов Илимауссака, переходящими в порфировид-ные мелкозернистые разности вплоть до фонолитов, а также разнообразными эруптивными брекчиями, состоящими из обломков всех перечисленных выше пород и роговиков в фонолитовом цементе (Adams, 1903; Currie 1970; 1983; 1987; 1989; Currie et al., 1986; Foland et al., 1986). Среди обломков найдены также известняки с сохранившейся ордовикской фауной, что указывает на относительно невысокую температуру щелочного расплава (Gold,, 1963). Несмотря на тесную пространственную связь агпаиговых и щелочно-основных пород внутри некка, генетическая их связь вызывает сомнения; предполагается, что ультращелочные породы сформировались из самостоятельного магматического очага, возникшего, возможно, при плавлении каких-то щелочных пород кристаллического основания.

Минералогия Мон Сент-Илера представлена больший числом разно-. образных редких агпаитовых; минералов — аналогов илимауссакских и ловозерских, в том числе новых минеральных видов (Agos et al, 1971; Boissonnault, Perrauet, 1965; Chao, 1967; 1971; 1972; 1973; 1978; 1980; 1985; Ansell & Chao, 1987; Chao etal, 1967; 1974; 1978; 1980; 1985; 1990; Chao & Baker, 1979; 1982; Chao & Hounslow, 1966; Chao & Watkinson, 1972; 1974; Chen & Chao, 1974; 1974; 1980; Horvath & Gault, 1990; Van Velthuizen, 1990 и др.). Характерной особенностью их нахождения является приуроченность к пустотам в фонолите и прекрасная огранка кристаллов, что позволяет сделать вывод об их образовании из флюидной фазы.

Щелочной комплекс Пиланесберг, Южная Африка — (см. рис. 1, в), представляет собой массив центрального типа, по размерам близкий к Ловозерскому (530 км2), верхнепротерозойского возраста, 1250 млн. лет (Snelling, 1963). Сформировался он в ослабленной зоне диагональных разломов на пересечении плоскости контакта габбро-норитов и гранитов Бушвельдского комплекса (1950 млн. лет) с Франспуртской линией щелочных интрузий (вдоль которой обнаружено девять малых щелочных массивов: Леувфонтейн, Круидфонтейн, Франспурт, Лейв-крааль и др.). Первая карта района дана У.Х. Хамфри (Humphrey, 1912, 1913). Первое картирование и классическое описание Пиланесберга сделано С.Дж. Шендом (Shand, 1928), после чего массив был дважды перезакартирован Е.А. Ретифом в 1960 г. (Retief, 1962, 1963) и в 19681973 годах Дж. Лурье (Lurie, 1973).

Значительную часть поверхности комплекса слагают мощные покровы фонолитовых туфов, перекрывающих ложе габбро-норитов и гранитов. Проседание кальдеры под тяжестью толщи вулканитов способствовало подъему щелочного расплава и последовательному внедрению "красных" (шпреуштейнизированных), "белых" (лейкократовых) и "зеленых" (меланократовых, луявритоподобных, с эвдиалитом) фой-яитов и фойяитов формации "Ледиг" (с радиально-лучистым эгири-ном, максимально обогащенных редкими элементами). Предполагается, что "белые" фойяиты образуют две кольцевые структуры: окружающую раннее ядро "красного" фойяита и в периферической части комплекса. Тингуаиты образуют большое пластовое тело, подстилающее фонолитовые туфы, "кольцевую дайку" и ряд маломощных даек. Периферическая часть сложена более кислыми "красными" сиенитами, внедрение которых, согласно ЕА Ретифу, разделяет два периода вулканизма: формирование вулканического конуса из пирокластов и последующую вулканическую активность, давшую пирокласты и лавовые потоки. Д.Р. Клотом (Cloete, 1957) детально изучены выходы долеритов и шток щелочных гранитов, окаймленных щелочными сиенитами, которые он, в отличие от С.Дж. Шенда, рассматривает как интрузивные образования (не реликты габбро-норитов), внедрившиеся одновременно с щелочными породами (так как содержат ксенолиты сиенитов, нефелиновых порфиров и микрофойяитов). .

Согласно Дж. Лурье (Lurie, 1991), последовательность образования пород следующая: "красный" сиенит => "красный" фойяит => "белый" фойяит (уменьшение содержания Si02 и увеличение Na20+K20) => "зеленый" фойяит => луяврит => Ледиг-фойяит (изменение указанной тенденции на обратную). Вулканиты, сиениты и "красные" фойяиты

не являются агпаитовыми породами (K^l). Агпаитовыми являются "зеленые" фойяиты, луявриты и фойяиты-Ледиг.

Для Пиланесберга характерна TR-Nb-минерализация, проявляющаяся на контакте фойяитов с тингуаитами (бритолит, алланит, чералит), в фонолитовых туфах (бастнезит, бетафит, колумбит, пирофанит, рутил) и в фойяитах-Ледиг (пирохлор в кальцитовых прожилках с малаконом, йльваитом, рутилом, галенитом и сфалеритом).

Хибинский щелочной комплекс, Кольский полуостров — (рис. 2) является самым крупным высокощелочным комплексом в мире (1327 км2). Его возраст среднедевонский — 365 млн. лет (Когарко и др., 1981), 398 млн. лет (цля карбонатитов) (Дудкин и др., 1984), определен 87Sr/8SSr-MeroflOM. K/Ar-определения по сосуществующим биотиту, нефелину и полевым шпатам [49] дают в среднем 380 млн. лет.

Массив прорывает кристаллическое основание на стыке пород архея и протерозоя, так что северная его часть лежит в палеоконтуре архейских гранитогнейсов и мигматитов колъской серии, а западная и юго-западная — в палеоконтуре среднепротерозойских пород серии Имандра -Варзуга, представленной в прихибинье метавулканитами пурначской (амфиболиты), кукшинской (амфиболиты, метадиабазы), сейдореченской (меланократовые метабазальты, метаандезито-базальты, метадациты), полисарской (меланократовые метабазальты, метаандезито-базальты), умбинской (пикритовые метабазальты, метабазальты, метатрахибазальты, метатрахиандезиты), иаьмозерской (метаандезито-базальты, метадациты) и томингской (пикритовые мегапорфиры, метадиабазы) свит (Федотов, 1979). На контакте с массивом гнейсы фенитизированы, а метавулка-ниты, метаморфизованные в фации зеленых сланцев, превращены в андезит-диопсидовые роговики. Крутоуходящие под массив (90-70°), выполаживаюхциеся на глубине (60-40°) контакты прослеживаются, по геофизическим данным (Шаблинский, 1963; 1965), до 6-8 км; однако, на востоке они пологие (45°) и прослежены до 2-2,5 км.

(1) Хибинский комплекс — массив "центрального типа", с концентрически-зональным (в плане) строением. На 83,8% он сложен лейко-кратовыми нефелиновыми сиенитами, которые лишь условно можно отнести к агпаитовым нефелиновым сиенитам, так как К^ незначительно превышает единицу Различают 6 "субинтрузий" (от периферии к центру): грубозернистые трахитоидные хибиниты *, среднезернистые трахитоидные хибиниты 2*, неравномернозеркистые эгириновые нефелиновые сиениты1*, среднезернистые трахитоидные арфведсонитовые фой-яиты4*, слюдяные трахитоидные фойяиты 5* и массивные пироксеновые фойяиты центрального ядра 6*. Максимальные значения К^, при наименьшей Si02 имеют трахитоидные хибиниты и лявочорриты. Они в наибольшей степени обогащены агпаитовыми акцессорными минералами: эвдиалигом, энигматитом, лампрофиллитом, ринкитом и т.п. Луявриты в Хибинах практически отсутствуют, образуясь лишь как меланократовая фация лявочорритов, в виде пропластов в мельтейгит-

* Для краткости будем именовать их просто хибинитами, г* — трахитоидными хибинитами, 3* — лявочорритами, 4* — амфиболовыми фойяитами, 5* — слюдяными фошитами, — пироксеновыми фойяитами.

уртитах или поздних даек. В отличие от Ловозерского комплекса, отсутствует расслоенность пород. Контакты между "субинтрузиями" нечетко выражены и устанавливаются лишь по зажатым реликтам древних пород, относящихся либо к метаморфизованным породам архейско-

Рис. 2. Хибииский ультращелочвой комплекс, Кольский полуостров. По С.И. Заку, Е.А. Каменеву и Ф.В. Минакову (1964, 1972) с использованием материалов поисковых и разведочных работ 1964• 1980 г.г.:

/-четвертичные отложения. Палеозой: 2 — карбонатиты, 3 — щелочные трахиты, тин-гуаиты, 4 — альбититы и карбонатизированные фойяиты, 5 — перекристаллизованные гнейсовидные (а) и катаклазированные (б) нефелиновые сиениты, 6 — рисчор-риты гнейсовидные, 7 — фойяиты пироксеновые массивные, 8 — фойяиты эгирин-арфведсонитовые трахитоидные, 9 — лявочорриты массивные; 10 — луявриты (а) и малиньиты (б) трахитоидные, 11- ийолиты трахитоидные, 12 — апатиг-нефелиновые и апатит-сфеновые руды, 13 — уртиты грубозернистые массивные, 14 — рисчорриты массивные, 15 — ювиты массивтге, 16 — хибиниты среднезернистые трахитоидные, 17 — хибиниты грубозернистые трахитоидные, 18 — приконтактовые нефелиновые сиениты. Девон. Ловозерская свита: 19 — ромбен-порфиры. Протерозой: 20 — гранофиры, 21 — габбродиабазы, 22 — диабазы, 23 — зеленые сланцы, 24 — туфоб-рекчии (а), шаровые лавы (б), 25 — сланцы глинистые и углисто- глинистые, 26 — сланцы актиночитовые и туфогенные (а), квардито-песчаники (б), 27 — роговики биотат-полевошпатовые и кордиерит-аадалузитовые фенитизированные. Архей: 28 — диориты роговообманковые гнейсовидные (а) и массивные (б), 29 — тейсы биоти-товые, 30 — зоны фенитизацик, 31 — зоны ороговикования, 32 — зоны мигматиза-ции, 33 — интрузивные контакты: установленные (а), предполагаемые (б)

протерозойской рамы (Шлюкова, 1986), либо к проявлениям предшествовавшего палеозойского вулканизма (Елисеев и др., 1939; Тихо-ненкова, 1967; Зак, Каменев, 1964; Зак и др., 1972), [49] (см. 4.1). Они подсекаются также скважинами на глубине. В качестве метасоматиче-ских изменений нефелиновых сиенитов обычно рассматривались только зоны их альбитизации в амфиболовых фойяитах и лявочорритах (Зак, Каменев, 1964).

(2) В аналогичной геологической позиции находятся породы центральной дуги, зажатой между подстилающими трахитоидными хибини-тами и срезающими толщу с востока лявочорритами и фойяитами. Наибольшим распространением здесь пользуются пойкилитовые нефелиновые сиениты** (10,5% площади массива) — гигантозернистые породы с крупными (5—10 см и более) пойкилокристаллами (точнее пойкилобластами) существенно-калиевого адуляровидного ортоклаза, включающего как идиоморфные, так и корродированные зерна нефелина. Рисчорриты отличаются от всех остальных пород массива резким преобладанием К над Na, что выражается в широком развитии в них K-полевого шпата, слюды и калиевых акцессорных минералов. Различают слюдяные рисчорриты и пироксеновые, а также разгнейсованные слюдяно-астрофиллитовые разности — гнейсовидно-порфировидные рисчорриты (выделяемые в так называемую, Эвеслогчоррскую зону смятия). Обогащаясь нефелином рисчорриты постепенно переходят в ювиты, полевошпатовые и бесполевошпатовые грубозернистые массивные уртиты***. При обогащении темноцветными минералами они превращаются в малиньиты. Для всех этих разностей характерна гиганто-зернистость, пойкилитовая структура (не только полевого шпата, но и пироксена, амфибола, слюды, титаномагнетига) и развитие адуляровидного ортоклаза.

Осевую часть центральной дуги слагают мелко/среднезернистые гнейсовидно-трахитоидные мельтейгит — ийолит — уртиты с отчетливой расслоенностыо на меланократовые мельтейгиты и лейкократовые ийолиты и уртиты. В настоящее время они выделяются в самостоятельный мельтейгит-уртитовый расслоенный комплекс, подразделяемый на верхнюю зону (190—240 м) с пачкой IA (среднезернистые мезократовые полевошпатсодержащие грахитоидно-порфировщщые ийолиты с вкрапленниками нефелина — 150 м) и пачкой 1Б (мелкозернистые мезократовые трахитоидные сфеновые ийолиты — 40-80 м), среднюю зону (150180 м), наиболее дифференцированную, с ритмами (снизу вверх) от пятнистого такситового (прорастание пироксена нефелином) или лин-зовидно-полосчатого (линзы и угловатые включения ийолита) мельтей-гита к неравномернозернистому мельтейгиту, постепенно переходящему в мезократовый ийолит и затем в трахитоидно-порфировидный уртит, состоящую из четырех пачек: ILA. и ИГ — наиболее расслоенные и IIB и IIB — менее дифференцированные, состоящие из среднезернистых трахитоидно-порфировидных и мелкозернистых трахитоидных мезокра-товых ийолитов соответственно, и нижнюю зону (200-250 м) с двумя

** В дальнейшей они обозначаются как рисчорриты,

"** — "массивные уртиты".

пачками: IliA (среднезернистые) и 1ПБ (мелкозернистые) мезократовые ийолиты. Низы толщи обогащены полевым шпатом с микрографическими прорастаниями с нефелином (Арзамасцев и др., 1987). Подробнее проблема мельтейгит-уртитов рассмотрена в разделах 4.1.4. и 4.3.

С породами центральной дуги пространственно связаны все апати-то-нефелиновые месторождения Хибин (см. 4.4).

(3) Породы Хибинского комплекса рассекаются дайками нефелиновых сиенит-порфиров, тингуаитов, тералит- и эссексит-порфиров и мончикитов; широко распространены разнообразные пегматиты. Установлены эруптивные трубки взрыва, содержащие обломки всех пород массива, а в наиболее молодом жерловом аппарате Хибинского субвулкана в ядре массива — шток карбонатитов, с интенсивным замещением (карбонатизацией и альбитизацией) вмещающих пироксеновых фойяитов и секущих их даек тингуаитов и щелочных пироксенитов (Минаков, Дудкин, 1974; Минаков и др., 1981; Дудкин и др., 1984).

По геологии, петрологии и минералогии Хибин имеется огромное число научных работ В. Рамзая, А.Е. Ферсмана, Б.М. Куплетского, Э.М. Бонштедг-Куплетской, А.Н. Лабунцова, Е.Е. Костылевой-Лабун-цовой, И.Д. Борнеман-Старынкевич, O.A. Воробьевой, Н.П. Лупановой, Л.Б. Антонова, М.П. Фивега, H.A. Елисеева, И.С. Ожинского, E.H. Володина, E.H. Егоровой-Фурсенко, Л Л. Солодовниковой, A.B. Галахова, М.Д. Дорфмана, Л.С. Бородина, И.П. Тихоненкова и Р.П. Тихонен-ковой, Е.И. Семенова, Т.Н. Ивановой, В.Н. Горстки, О.Б. Дудкина, Л.В. Козыревой, А.Н. Кулакова, С.И. Зака, ЕА Каменева, Ф.В. Мина-кова, A.C. Михеичева, М.М. Калинкина, A.C. Фаныгина, А.Д. Тимченко, A.M. Амбарникова, Ф.М. Онохина, А.Д. Козловского, Ж.М. Кузнецова, И.А. Петерсилье, C.B. Икорского, В.А. Припачкина, В.К. Каржавина, A.A. Кухаренко, С.А. Руденко, В.Ф. Барабанова, А.И. Серебрицкого, A.B. Сергеева, Г.М. Вировлянского, Ю.Н. Благоде-телевой, М.П. Казаковой, В.Н. Титова, В.И. Ноздри, В.Д. Саморуковой, Б.Н. Мелентьева, Л.М. Делицына и Л.В. Делицыной, Л.Н. Когарко, Д.А. Минеева, С.М. Кравченко, А.Ю. Белякова, М.Н. Соколовой, З.В. Шлюковой, А.П. Хомякова, О.Л. Снятковой, Н.И. Пронягина, Т.М. Маркитахиной, В.П. Павлова, И.И. Перекреста, В.В. Смирнова, A.A. Арзамасцева.и JI.B. Арзамасцевой, Е.Г. Балаганской, Ю.П. Меньшикова и др. Хибинский комплекс стал благодатным научным полигоном для проверки новейших концепций и гипотез в области минералогии и петрологии учеными разных научных школ и направлений.

(4) До недавнего времени альтернативными гипотезами формирования пород Хибинского комплекса были: гипотеза Б.М. Куплетского 1928; 1937) о близко-одновременной кристаллизации всех нефелиновых сиенитов и более позднем формировании пород центральной дуги (мельтейгит-уртиты при этом рассматривались как жильная фация рисчорритов) и гипотеза H.A. Елисеева (Елисеев и др., 1939) о последовательной кристаллизации пород комплекса от периферии к центру. Гипотеза Куплетского была поддержана A.B. Галаховым (1959), предположившим существование двух "субинтрузий" рисчорритов: "полно"-и "неполнокольцевой". Впоследствии он отказался от этой идеи (1975), а затем высказал предположение о полигенности Хибинского комплекса — формировании нефелиновых сиенитов и пород центральной

дуги из разных магматических очагов (1985), что было поддержано A.A. Арзамасцевым и ТН. Ивановой (1985). Гипотеза Елисеева подтверждена геологической съемкой 1957—1970 г.г. (Зак и др., 1964; 1972) и геолого-петрологическими исследованиями A.B. Галахова (1970; 1975), но из-за необъяснимой эволюционной последовательности кристаллизующихся пород: нефелиновые сйёниты (хибиниты, трахитоидные хиби-ниты) рисчорриты => мельтейгит-уртиты => вновь нефелиновые сиениты => (лявочорриты, фойяиты), было выдвинуто предположение о существовании в Хибинах двух субвулканов, разорванных во времени (Иванова, 19бЗ; Зак и др., 1964; 1972).

(5) Вместе с тем, минералогические исследования указывают на более сложные взаимоотношения в породах центральной дуги — признаки формирования грубозернистых массивных уртитов путем перекристаллизации мелкозернистых уртитов (Руденко, 1964; 1965; Титов и др:, 1971), последующую их ортоклазизацию с образованием полевошпатовых уртитов => ювитов => рисчорритов (Солодовникова, 1937; 1959). И.П. Тихоненковым (1963) была выдвинута принципиально новая гипотеза о метасоматическом формировании пород центральной дуги путем разрастания зон метасоматической колонки вдоль предполагаемого глубинного разлома в нефелиновых сиенитах с проявлением сменяющих друг друга параллельно со снижением температуры процессов нефелинизации ортоклазизации => альбитизации => цеолитизации. Метасоматическая гипотеза Тихоненкова объясняла наблюдающуюся в плане смену мельтейгит-уртитов рисчорритами и положение в массиве зон альбитизации. На основе этой гипотезы диссертантом объяснена повышенная щелочность-основность и более высокие значения К^ прилегающих к породам центральной дуги трахитоидных хибинитов и лявочорритов, обусловившая развитие в этих породах агпаитовых ассоциаций породообразующих и акцессорных минералов, приуроченность к этим областям пегматитовых полей, ореолы высокой углеводородной газоносности и т.п. [27-31, 33, 36, 37, 42, 44].

(6) Благодаря детальным минерал ого-геохимическим и петрологическим исследованиям, основанным на 1:10 ООО геологической съемке и структурном и поисково-разведочном бурении в 1970-1990 г.г. были получены новые данные о строении Хибинского комплекса на глубину. Оконтурены многочисленные "утопленные" ксенолиты древних пород в нефелиновых сиенитах, установлено широкое развитие брекчирован-ности пород, в том числе в нарушенных апатито-нефелиновых залежах. Эти данные согласуются с представлением, что Хибинский массив является гигантским вулкано-плутоническим комплексом, сложенном как эффузивными (сохранившимися в кальдерах проседания), так и глубже залегающими интрузивными породами, прорываемыми гипа-биссальными жилами, дайками, трубками взрыва и Карбонатитовым штокверком. Показано, что толща мельтейгит-уртитов, рассматривавшаяся ранее как молодая кольцевая интрузия, сформированная в III-V самостоятельных интрузивных фаз (Иванова, 1963; Зак и др., 1972) или путем длительной гравитационно-кристаллизационной дифференциации производных щелочноультраосновной магмы (Когарко, 1977; 1984; Кравченко и др., 1976; 1979; 1981; 1985), представляет собой крупный серповидный ксенолит, подстилаемый на глубине трахитоидными

хибинитами и круто срезаемый с востока лявочорритами. Опираясь на вывод A.B. Галахова (1966) о проявлении в пределах Хибинского комплекса предшествовавшего каледонского щелочно-ультраосновного магматизма (находки ксенолитов перидотитов и гранат-содержащих пи-роксенитов в нефелиновых сиенитах), И.И. Перекрест и В.В. Смирнов (1985) и О.Б. Дудкин и др., 1986) предложили гипотезу о формировании хибинских мельтейгит-уртитов путем нефелинизации ("ийолити-зации") древних щелочно-ультраосновных пироксенитов, как это предлагалось ранее JI.C. Бородиным (1971). Доводом в пользу этого были находки среди мельтейгитов оливиновых пироксенитов.

Развитие представлений о Хибинах как палеовулкане выводит исследователей на "решительное" изменение существующих концепций. Так, А.И. Серебрицким с соавторами (1990) предполагается, что исходным субстратом для образования щелочных пород Хибинского комплекса была вулканогенно-осадочная толща, трансформированная в результате "ультраметаморфизма" в "палингенно-метасоматические" нефелиновые сиениты и мельтейгит-уртиты. Различия в составе пород при этом определялись первичными литологическими особенностями субстрата. С позиций этой гипотезы апатитовые месторождения являются результатом переотложения залежей фосфоритов.

Несмотря на существенный прогресс в знаниях многие генетические вопросы по-прежнему оставались неразрешенными. В частности: 1) проблема палеовулканитов — их состав, возраст, соотношение с палеозойскими вулканитами ловозерской и контозерской серий, протерозойскими метавулканитами серии Имандра-Варзуга, степень их ме-таморфизованности, фенитизации и сиенитизации; 2) проблема мета-соматитов — критерии отличия их от интрузивных образований, условия формирования, различия в зависимости от состава замещаемого субстрата, источник метасоматирующих растворов, соотношения с процессами магматической сиенитизации и т.п.; 3) проблема генезиса хибинских апатитовых месторождений — несмотря на блестящие физико-химические эксперименты, предложенные генетические "модели" основаны на ряде упрощений и допущений и входят в противоречие с радом геологических данных.

В представленной работе диссертант на основе полученных им систематических минералогических данных, использованных в дальнейшем как минералогические индикаторы, попытался разрешить некоторые из поставленных проблем.

Таким образом, все высокощелочные комплексы имеют ряд общих особенностей: сложены ультращелочными породами (в основном агпа-итовыми нефелиновыми сиенитами с подчиненным развитием мельтейгит-уртитов, фонолитов или нефелинитов) с широким развитием ультращелочных минеральных ассоциаций, являются крупными вулка-но-плутоническими комплексами, содержащими как вулканиты, так и плутонические породы, с концентрически-зональным внутренним строением (массивы "центрального типа"). В данных комплексах не наблюдаются постепенные переходы между щелочными породами и щелочно-основными или щелочно-ультраосновными, конечными дифференциалами которых они предположительно являются. За исключением Илимауссака, где хотя и в небольшом объеме присутствуют авгито-

вые сиениты, в остальных комплексах такие породы вообще отсутствуют. Интрузии габброидов (Нарсак в Илимауссаке, тела гафброидов в Пиланесберге и Мон Сент-Илере) или щелочных гранитоидов' (Илй-мауссак, Пиланесберг), по-видимому, не имеют отношения к образованию высокощелочных пород. Т.е., гипотеза происхождения агпаитовых нефелиновых сиенитов путем длительной дифференциации щелочно-основной или щелочно-ультраосновной магмы не находит геологического подтверждения. , ^ :

Вместе с тем данные комплексы имеют существенные различия как во внутреннем строении, так и в наборе слагающих их пород, минерализации и характере рудоносности, образующей крупные месторождения. Данные различия представляют наибольший интерес, так как в результате их изучения могут быть поняты и объяснены реальные процессы петрогенеза, минерало- и рудообразования конкретных геологических объектов.

ПОЛОЖЕНИЕ 1

Тшюморфизм минералов высокощслочаых магматических комплексов определяется прежде всего экстремально-высокой щелоч-1ГОСТЫО среды милералообразования во взаимодействии с другими вне шв ими (геологическая позиция, Р—Т-Х-усдовия, кислотность-основность расплава, кинетика мииералообразующих аре-цессов и т.п.) ив «утренним и (кристаллохимйческими) мине -ралообразугащими факторами, что проявляется в раде специфических особенностей их состава, структуры и конспггуции.

Зависимость типоморфных особенностей минералов от условий их образования (факторы типоморфизма) рассматриваются в трех аспектах: 1) Особенности химического состава, кристаллической структуры, морфологии й свойства минералов определяются не только внешними (геологическими, физико-химическими), но и внутренними (кристаллохи-мическими) факторами минералообразования. 2) Влияние факторов минералообразования на типоморфные особенности минералов должно рассматриваться в их совместном (совокупном) взаимодействии (синергетический подход). 3) При исследовании типоморфизма минералов могут выявляться как общие закономерности, свойственные всем геологическим объектам какой-либо их совокупности, так и частные, отражающие индивидуальное сочетание минералообразу-ющих факторов на конкретных объектах, усиливающее или ослабляющее проявление общих зависимостей вплоть до проявления качественно новых состояний.

Сложность и неоднозначность использования выявленных типоморфных особенностей минералов для типоморфного анализа, т.е. в качестве минералогических индикаторов для определения условий минералообразования, как раз и определяется множественностью факторов, их взаимодействием и своеобразием в каждом конкретном случае. Развиваемое нами представление о типоморфизмг конкретных геологичес-

ких объектов специально предусматривает выявление общих закономерностей с последующей критической проверкой применимости их к исследуемому конкретному объекту [43].

С учетом Р—'Г—Х-факторов, типоморфные особенности минералов высокощелочных магматических комплексов могут быть поняты и объяснены на основе двух фундаментальных законов: принципа кислотно-основного взаимодействия Д.С. Коржинского и правила полярности или максимальной нейтрализации X. Рамберга.

1.1. Состав и содержания петрохимических компонентов в расплаве предопределяют потенциальный химическимй состав породообразующих и акцессорных минералов и потенциальную рудоносность. Р-Т-условия конкретизируют видовой состав минералов, порядок их кристаллизации, соотношения компонентов в сосуществующих минеральных фазах и изменение их во времени, агрегатное состояние расплава-раствора, наличие сосуществующей флюидной фазы и т.п. Геологические и тектонические факторы определяют скорость остывания системы, кинетику минералообразующих процессов, достижение или недостижение равновесности при магматической кристаллизации и на последующих стадиях становления породы, скорость роста кристаллов и т.д. В зависимости от петрохимического состава пород меняется их кислотность-основность. Высокощелочными могут быть породы любой основности, но наиболее высокая щелочность характерна для агпаитовых нефелиновых сиенитов и мельтейгит-уртитов, т.е. пород средней и высокой основности.

Минералого-геохимические особенности агпаитовых нефелиновых сиенитов детально рассмотрены А.Е. Ферсманом (Избр. Тр., 1960 Т. 6 С. 392-395; 416) и В.И. Герасимовским (1963, 1967, 1968; Герасимов-ский и др., 1966). А.Е. Ферсман подчеркивал промежуточное положение этих пород между габброцдами и гранитоидами по химическому составу (Ка20+К20»А1203, КаЖ, Ре203>Ре0, 8г>Ва>Са, Тг>Ш, №»Та, ТЬ>и, Се,Ьа-составу РЗЭ, присутствию Р, В, Ве, 1л, Мо, составу таких летучих компонентов как С1, Д 8, С02), обращал внимание на С1>Р, на избыток щелочных металлов и превращение многих амфо-терных катионов в комплексные анионы, а также на обратный порядок кристаллизации. Согласно В.И. Герасимовскому, образование агпаитовых нефелиновых сиенитов сопровождается существенным обогащением щелочного расплава Ы, №, К, Ш), (Се), Ве, (Бг), В, А1, У, ТЯ, (П), XI, Ж, №>, Та, Мо, ТЬ, и, (Мп), Хп, вг, (Т1), Бп, (РЬ), а также С1, Р, & (содержание выше, чем во всех других типах магматических пород) и обеднением его Мв, Са, Си (ниже всех других типов пород) и Сг, Со, N1 и Ре (ниже, чем в основных и ультраосновных породах). Но при этом резко возрастает роль РеЗ+ относительно Ре2+. Подчеркивалась тенденция к накоплению редких и рассеянных элементов к концу процесса, в поздних членах дифференцированных серий и пегматитах.

Предполагается, что типичная агпаитовая минерализация (свойственная агпаитовым нефелиновым сиенитам)образуется магматическим путем (Когарко, 1977). На основе расчетов и экспериментальных физико-химических данных Л.Н. Когарко пришла к выводу, что агпаитовая щелочная магма является конечным продуктом длительной диффе-

ренциации недосыщенных Si02 щелочио-ультраосновиых (мелилит-оливи-новые нефелинигы) или щелочно-базалътовых (нефелин-нормативные оливиновые щелочные базальты) мантийных магм, обогащение которых щелочами и Ca обусловлено плавлением вещества мантии при высоком давлении под влиянием кислотных летучих компонентов С02, F, Р205. Кристаллизация агпаитовых нефелиновых сиенитов шла в восстановительных условиях, из мантийной, пересыщенной щелочами, "сухой" магмы, поскольку из-за высокой щелочности отделение летучих компонентов (Н20, F, CI, S2~, С02) в сосуществующую газовую фазу было затруднено; они растворялись в расплаве и вошли в состав кристаллизовавшихся магматических минералов. С таким выводом согласуется отсутствие грейзенов в агпаитовых нефелиновых сиенитах.

Затруднением в приложении данных представлений к конкретным щелочным комплексам, например, к Хибинскому или Ловозерскому, является большой объем агпаитовых нефелиновых сиенитов (до 90% всех пород комплексов) и отсутствие комплементарных агпаитовым нефелиновым сиенитам более основных промежуточных членов дифференцированных серий или весьма ограниченное их развитие в виде реликтов древних эффузивно-экструзивных образований или поздних, даек щелочных лампрофиров. (Приходится предполагать, что огромные массы таких пород либо уничтожены эрозией, либо скрыты на глубине.)

Альтернативной гипотезой формирования агпаитовых нефелиновых сиенитов является взаимодействие ультраосновного или базальтового расплава любой щелочности с кали-натровыми флюидами (сквозьмаг-матическими, трансмагматическими) (Коржинский, 1967; Зырянов, Козырева, 1981).

Минеральные ассоциации, характерные для агпаитовых нефелиновых сиенитов, наблюдаются также в пегматитах и гидротермалитах в этих породах (постмагматические образования), а иногда образуются в связи с менее щелочными миаскиговыми нефелиновыми сиенитами, например в пегматитах Инагли, Лангезундфьорда, Магнет-Ков и др. (Кравченко, Власова, 1962; Barth, 1945; Landes, 1931). Т.е. ультравысокая щелочность в минералообразующей среде может возникать в остаточных расплавах или растворах локально и независимо от агпаи-товой нефелин-сиенитовой магмы. Физико-химическим обоснованием этому служат эксперименты Д.К. Бэйли и Дж.Ф. Шайрера (Bailey, Shairer, 1966), исследовавших систему с пересыщенными щелочами остаточными расплавами: Na20—Si02—А1203—Fe203, в которой альбит, эгирин и нефелин кристаллизуются совместно с метасиликатом натрия Na2Si03, дисиликатом натрия Na2Si205, а также Na2Si409 и Na5FeSi4Ol2, а также известные эксперименты О.Ф. Татгла (1961), осуществившего непосредственный переход от водосодержащего гранитного расплава к высокощелочному концентрированному водному раствору-рассолу.

На основании обнаружения реликтов первично-магматических каль-циево-магнезиальных минералов в минеральных индивидах типично агпаитовых натриево-железистых минералов в Хибинском комплексе диссертант пришел к выводу, что ультращелочная минерализация в Хибинах возникла на стадии автометасоматического или постмагматического замещения пород нормальной щелочности [12, 17, 21, 25, 27—31, 33, 35, 37, 42, 44, 49]. Данные ассоциации аналогичны тем, что наблюда-

ются в агпаитовых нефелиновых сиенитах Илимауссака и Ловозера. Агпаитовая минерализация установлена в отдельных участках или в некоторых разностях хибинских пород. Позднее их формирование подтверждается реакционными замещениями, образованием коронитов и псевдоморфоз с сохранением реликтов ранних минералов [6, 12, 14, 17-19, 21, 23, 24, 27-31, 35-37, 42-44, 49, 55, 60, 68, 69].

1.2. Фактор температуры. Изменение температуры существенным образом меняет свойства щелочной минералообразующей среды. Эксперименты О.Ф. Таттла (1961) показали возможность непосредственного перехода остаточного гранитного расплава, насыщенного водой и щелочами, в концентрированный гидротермальный раствор (точнее рассол) без отделения воды в газовую фазу. На их основе сделан вывод о сохранении растворенной воды в агпаитовом щелочном расплаве до самых последних стадий его существования, в результате чего сильно снижается температура его раскристаллизации и возрастает подвижность. Экспериментальная проверка показала, что при расплавлении ловозерского фойяита и еще более пересыщенного щелочами пегматита в фойяитах в расплаве может раствориться до 8-9 вес % Н20 (Когарко, 1977).

Такую же высокую растворимость в агпаитовом расплаве обнаруживают НС1 и HF. Суммарно это может снизить температуру кристаллизации агпаитовой магмы ~ на 400° по сравнению с модельными "сухими" системами (Sorensen, 1962; Когарко, 1973). Согласно Л.Н. Когарко, растворение летучих компонентов в магме идет по схемам: Н20(газ) + 02-(распл.) 20Н-(распл.) (Hamilton et al, 1964); HF(ra3) + 02~ (распл.) => F"(pacroi.) + ОН-(распл); НС1(газ) + 02~(распл.) => Cl~ (распл.) + ОН-(распл.), а также H2S(ra3) + 02-(распл.) => S2~(pactoi.) + + 20Н-(распл.) (Когарко, 1977), вследствие чего частично снижается высокая основность расплава.

Минеральными индикаторами образования из высокощелочных магматических расплаво-растворов являются малостойкие водорастворимые щелочные силикаты, карбонаты, фосфаты, сульфаты и галоге-ниды, обычные в ультращелочных (ультраагпаитовых) пегматитах и гидротермалитах (Буссен и др., 1975, 1978; Хомяков, 1980, 1988, 1990; Соколова, 1986); [27, 28, 30, 31, 33]. Одним из наиболее надежных таких индикаторов является ярко окрашенный виллиомит NaF, растворимость которого в воде с повышением температуры сначала возрастает, а затем резко падает и при 300-400°С (предполагаемая температура расплаво-раствора) ничтожна (Равич, Валяшко, 1965, 1971).

Другим типоморфным для подобных условий минералом является природный дисиликат натрия Na2Si205 — натросилит (Тимошен-ков и др., 1975; Хомяков, 1982). Данное соединение получалось в качестве конечной эвтектической фазы вместе с альбитом и нефелином в экспериментах О.Ф. Таттла. Эта эвтектика принимается за модель агпаитового щелочного расплава (Когарко, Рябчиков, 1980). Изучение частного разреза 95% альбита 5% натросилита, 2% воды в системе "альбит—натросилит—вода" при давлении 5 кбар Д.А. Ма-стартом (см. Когарко, 1977) экспериментально подтвердило возможность постепенного перехода такого агпаитового расплава в водный раствор при снижении температуры.

Однако, химические анализы данных пород не показывают более 1,5% Н20, и следовательно, либо агпаитовые расплавы были действительно "сухими", либо при их раскристаллизации 2/3 воды было утеряно. Это может означать, что относительно низкотемпературные остаточные расплаво-растворы в дальнейшем постепенно переходят в водные растворы. Этим, в частности, объясняется отсутствие надежных критериев отличия пегматитов в агпаитовых породах от более поздних гид-ротермалитов ("эпигенетических жил") (Дорфман, 1972; [28, 37]; Гинзбург, 1983). ...,..• - V

1.3. Фактор давления. Возможность постепенного перехода агпаито-вого расплава в пересыщенный щелочами расплаво-раствор зависит также от общего давления в системе и химизма среды. Для систем без критических явлений при давлениях выше максимума, на трехфазной кривой: кристаллы + Н20(жидкость) + Н20(пар) концентрация воды в силикатном расплаве в ходе изобарической кристаллизации будет непрерывно возрастать вплоть до образования существенно водных щелочных, расплавов, плавно переходящих в высококонцентрированный щелочной рассол-раствор; при давлениях ниже этой точки на определенной стадии изобарической кристаллизации произойдет вскипание расплава с отделением паровой фазы и последующей ее конденсацией в низкоконцентрированный гидротермальный раствор при охлаждении. Аналогичное поведение должно наблюдаться и при критических явлениях: выше верхней критической точки на разорванной трехфазной кривой будет осуществляться постепенный переход силикатного расплава в высококонцентрированный раствор; при давлениях ниже критической точки произойдет вскипание и отделение водяного пара.

Положение критических точек зависит от химического состава кристаллизующихся силикатов. Для системы Si02—Н20 Ркр.= 9,7кбар (Kennedy et al., 1962), для системы №281205(натросилит)—Н20 Ркр. = = 1кбар (Mustart, 1972), а для K2Si03-H20 и K2Si205-H20 Ркр. = 75атм и 11атм, соответственно (Morey, Fenner, 1917).

Таким образом, ультращелочные первоначально "сухие"расплавы могут постепенно эволюционировать в водонасыщенные ультращелочные расплавы, а затем в высококонцентрированные щелочные рассолы-растворы вплоть до очень низких значений давления. Это существенно, так как большинство высокощелочных комплексов представляют собой гигантские "субвулканы", формирующиеся на относительно небольшой глубине в условиях низкого литостатического давления!

Однако, "постепенное" развитие магматизма может быть нарушено, если будет нарушен изобарический характер кристаллизации [49]. Причины перепадов давления могут бьггь различными: обрушение кровли, по кольцевым разломам в вулканические кальдеры с выжйманием порций расплава в вышележащие структуры, внедрение даек, субинтрузий, образование трубок взрыва и т.п. Прямым доказательством разрядки тектонического напряжения является широкое распространение эруптивных брекчий, отмечаемых и в Илимауссакском (Sorensen, 1958), и в Ловозерском (Герасимовский и др., 1966), и в Хибинском (Зак, Каменев, 1964; Галахов, 1966, 1975; Балаганская, 1985, 1987; Арзамасцев и др., 1988) комплексах, проявление внутримагматической и позднемагматической тектоники в хибинских апатит-нефелиновых за-

лежах (Вировлянский, 1985; Вировлянский, Благодетелева, 1964, 1965, 1971; Калинкин, 1967, 1969) и вмещающих их породах (Вировлянский, Благодетелева, 1972,1973). В некке Мон Сент-Илер агпаитовые породы вообще представлены исключительно брекчией ранних пород в фоно-литовом цементе (Сите, 1970, 1983, 1989; Сите е1 а1., 1986).

Проведенный диссертантом [25, 27-28, 49, 60, 61] сравнительный анализ тектоно-магматической обстановки формирования рассматриваемых комплексов показывает существенное усложнение ее в Хибинах по сравнению с типично-агпаитовыми Илимауссакским и Ловозерским, которые характеризуются проявлением тонкой, выдержанной на десятки километров ритмичной расслоенности, указывающей на относительно спокойную кристаллизационную дифференциацию с небольшим чйс-лом магматических инъекций-с глубины (например, эвдиалитовых лу-явритов в Ловозере). В Хибинах ритмичная расслоенность практически не проявлена (за исключением мельтейгит-уртитовой толщи) и устанавливается ряд "субинтрузий", разделенных системой крутых и пологих тектонических контактов, вдоль которых происходило опускание громадных блоков раздробленных и брекчированных палеовулка-нитов, выдавливающих порции расплава в верхние горизонты (на что указывает чередование массивных и трахитоидных разностей нефелиновых сиенитов). "Сухке" контакты массива (отсутствие протяженных зон фенитизации вмещающих пород), "сухие" брекчии с признаками, в основном, термального метаморфизма указывают на "сухость" первичного магматического расплава. Однако, это не означает, что вследствие последовательной его эволюции или в результате резких перепадов давления при тектонических подвижках, не могли конденсироваться щелочные водные растворы. •,.,•-■■.■-.■■

Диссертант согласен с выводом В.И. Герасимовского (1967, 1968), что хибинские нефелиновые сиениты не являются типично агпаитовы-ми. Действительно, первично-магматические минералы, кристаллизовавшиеся из расплава, как в нефелиновых сиенитах, так и в хибинских мельтейгит-уртитах (эгирин-диопсид, эгирин-салит, рихтерит, эденит, гастингсит, катофорит, флогопит, сфен, апатит, ильменит, титаномаг-нетит) не являются агпаитовыми, так как существенно обогащены магнием и кальцием. Однако, в Хибинах широко распространены типично агпаитовые минералы (эгирин, арфведсонит, щелочные алюмо-, цирконо- и титаносиликаты), образующиеся позже, па стадии автометасоматического замещения первично-магматических минералов пород, в пегматитах и в гидротермалитах, на что указывают коррозионные взаимоотношения с ранними минералами [1—3, 24, 2731, 35-37, 49, 60, 72]. Это позволило сделать вывод о постмагматйчес-ком (после магматической кристаллизации) характере агпаитовой минерализации в Хибинах.

В отличие от пегматитов, агпаитовая минерализация в которых могла возникнуть и из "остаточного щелочного расплава", метасоматиты образовались несомненно из растворов, отщепленных от щелочной магмы, так как замещения накладываются не только на магматические породы, но и на сформировавшиеся в них пегматиты (наложенная эгиринизация, микроклинизация, альбитизация и цеолитизация), на жильные фации нефелиновых сиенитов и на секущие их дайки [6, 12,

14, 17, 21, 27-29, 33, 35-37, 42, 44, 49, 60]. Поскольку наиболее интенсивные замещения с образованием агпаитовой минерализации и агпа-итовые пегматиты приурочены к области "центральной дуги" Хибинского комплекса, т.е. к зоне наивысшей тектонической активизации в массиве, можно предполагать, что отщепление метасоматизирующих растворов происходило по рассмотренному выше механизму из-за перепадов давления. Мы не склонны предполагать какого-либо чужеродного источника растворов, связывая их появление с изменением физико-химических условий в самом Хибинском комплексе.

Иную возможность демонстрирует агпаитовая минерализация некка Мон Сент-Илер, где многообразные в видовом отношении редкие щелочные алюмо-, цирконо- и титаносиликаты образуют прекрасно-образованные кристаллы в пустотах среди практически неминерализо-ваного фонолита. В этом случае отделение ультращелочной субстанции скорее всего произошло путем ликвации или через газовую (паровую) фазу в результате вскипания фонолитового расплава при внедрении его в раздробленное тело щелочных габброидов (см. рис. 1, б); дальнейшая спокойная их раскристаллизация протекала по типу раскристаллиза-ции миароловых пустот или захваченных включений минералообразу-ющей среды в минералах.

1.4. Минералогические индикаторы окислительно-восстановительных условий петрогенеза. В экспериментальной петрологии для контроля за Р(02) в сосуществующей газовой фазе используются твердофазовые буферные смеси, стабилизирующие Р(02) на определенном уровне (Eugster & Wones, 1962). Возрастание летучести кислорода Ю2, т.е. смена восстановительных условий окислительными происходит в следующей последовательности буферов: кварц—фаялит-железо (Si02—Fe2Si04— Fe) (QFFe) =>вюстит—железо (FeO—Fe) (WFe)^> => вюстит—магнетит (FeO—Fe304) (WM) кварц—фаялит—магнетит (Si02—Fe2Si04—Fe304) (QFM) никель—окись никеля (Ni— NiO){NNO) => гематит—магнетит (Fe^Oj—Fe,04) (HeM). В природных условиях Ю2 в сосуществующей с расплавом газовой фазе буфериру-ется составом кристаллизующихся твердых фаз и магматической жидкости, снижаясь с падением температуры.

Минералогическими индикаторами Ю2 могут служить железосодержащие минералы. Появление эгирина в области температур магматического процесса, в присутствии воды указывает на окислительные условия, соответствующие буферам HeM, NNO и QFM, а арфведсонита — на восстановительные условия, соответствующие буферам WM и WFe (Bailey, 1960). Однако, для арфведсонита* агпаитовых нефелиновых сиенитов Ловозера и Илимауссака Л.Н. Когарко (1977) экспериментально установлено более широкое поле устойчивости с Ю2 вплоть до буферов QFM (до 780-870°С) и NNO (до 700-750°) (при более высоких

* Химические анализы (Семенов, Капитонова, 1964; Буссен, Сахаров, 1972; Семенов, 1972) показывают более высокое отношение РеЗ+/Ге2+ (0,91; 1,00 и 5,00 соответственно) при содержаниях РеЗ+ более 1,0 формульной единицы (обычный состав арфведсонита №3(Ре2+,;^)4реЗ+[518022](0Н,]р)2), практическом отсутствии А1, высоком содержании # и полностью занятых натрием позициях М(4) и А.

температурах амфибол замещается слюдой: Amf + Fsp + Lt => Bi + L2).-Эгирин в условиях буферов WM и WFe (800-850°) разлагается с образованием более основного пироксена эгирин-геденбергит-дкопсидового состава, амфибола и слюды. Зниглш/п¡¡m Na2Fe2+5Ti[Si60]8]12-02** устойчив в восстановительных условиях (буферы WFe, QFM) и разлагается при повышении ГО2 (NNO, НеМ) (Lindsley, 1970), что полностью соответствует его поведению в агпаитовых породах Ловозера и Илима-уссака (устойчивость при WFe, WM и QFM и разложение при NNO) (Когарко, 1977).

Таким образом, ассоциацию эгирин — арфведсонит — энигматит можно считать природным индикатором окислительно-восстановительных условий, соответствующих Ю2 буфера QFM\ с ростом Ю2 неустойчив энигматит (QFM => NNO => НеМ), при уменьшении Ю2 разлагается эгирин (QFM=> WM=> WFe).

Магнетит образуется при Ю2 буферов НеМ и NNO (715-720°) за счет инконгруентного плавления эгирина и не образуется при ГО2 буфера QFM(Пироксен плавится без разложения). В агпаитовых породах Л6-возера и Илимауссака магнетит отсутствует, что указывает на более восстановительные условиях их образования (Когарко, 1977). Вьшол-ненные Л.Н. Когарко эксперименты по плавлению ловозерских и или-мауссакских агпаитовых пород с учетом предполагаемого Р(02) в сосуществующей газовой фазе (буфер QFM) дают следующие температуры на ликвидусе: 1070°С (в сухих условиях), 910° (при Р(Н20) = 1 кбар) — для среднего состава пород "дифференцированного комплекса", 990° и, 870°, соответственно, для "комплекса эвдиалитовых луявритов. Эксперименты в более окислительных условиях (буфер NNO) повышают температуры ликвидуса на 30—40°. Отклонения от этих цифр в конкретных разностях пород (луявритах, фойяитах, уртитах) объясняются кумуляцией нефелина, К,№-полевого шпата и темноцветных минералов в расплаве (Когарко, Волков, 1963). Растянутый интервал плавления (-200°) должен способствовать кумуляции.

Возрастание ГО2 в газовой фазе расширяет поля кристаллизации лейкократовых минералов за счет темноцветных (Piotrowski & Edgar, 1970), способствуя таким образом агпаитовому порядку кристаллизации. Возрастание Р(Н20), наоборот, расширяет поля кристаллизации темноцветных минералов за счет лейкократовых (Clark et al., 1962). Т.е. магматичесхая кристаллизация агпаитовых пород по-видимому проходила из "сухой" магмы и (по нашему мнению) в "умеренно"-восстано-вительных условиях (буферы QFMk NNO).

Минеральная ассоциация эгирин — арфведсонит -энигматит широко распространена в породах и пегматитах Хибинского комплекса (Ко-стылева,1937; Галахов, 1959, 1975; Дудкин, 1959; Дорфман, 1962; Дуд-кин и др., 1964; Тихоненков, 1963; Иванова, 1963; Иванова и др., 1970), однако, по нашим данным, она не является парагенетической [28, 31]. В первично-магматических породах пироксен представлен чаще всего

** В энигматите содержится в основном только Ре2+. Например, в хибинских энигматитах Рс3+/Ре2+ варьирует в пределах 0,074—0,136 (в среднем, 0,094) [18, 28).

не эгирином, а эгирип-салитом или эгирин-диопсидом, а щелочной амфибол — не арфведсонитом, а катофоритом или гастингситом. Собственно эгирин и арфведсонит образуются в позднемагматическую стадию в результате автометасоматических замещений. Для ранней стадии этого процесса характерна ассоциация арфведсонита с энигматитом (и ильменитом) (предположительно в условиях буфера QFM) . Эгирин образуется позже, и его выделение растянуто во времени: эгирин /ассоциирует с арфведсонитом II, а поздний "зеленый" эгирин II-III корродирует и арфведсонит, н энигматит, (с образованием эгирин-астрофиллитовых коронитов) и, естественно, ранние пироксен и амфибол. Ильменит при этом замещается лейкоксеном. Это указывает на переход к более окислительным условиям (буфер NNO), что согласуется с выводом Д.К. Бэйли (Baily, 1960). При этом, по-видимому, возрастает и роль Н20, судя по тесной ассоциации эгирина III с натролитом, интенсивно корродирующим более ранний анальцим.

В отличие от агпаитовых пород Ловозера и Илимауссака магнетит в Хибинах обнаружен как в виде самостоятельных выделений, так и как продукт посткристаллизационного фазового распада в титаномагне-тите (ульвёшпинель Fe2H04 + магнетит FeFe204 или ильменит FeH03 + магнетит) и в герцините (герцинит FeAl204 + магнетит) (Шлкжова, 1986); [28]. Титаномагнетит широко распространен в хибинских щелоч-ноультраосновных породах (пироксенитах, мелилитолитах) (Галахов, 1966; 1975), в авгититах, фонолитах и ромбен-порфирах [49], в щелочных лампрофирах (мончикитах, тералит-порфирах), в нефелиновых сиенитах (хибинитах, лявочорритах, фойяитах, ювитах, рисчорритах), но более всего характерен для мельтейгит-уртитов, пегматитов в этих породах и ' апатито-нефелиновых рудных залежей (Иванова, 1963; Дудкин и др., 1964; Иванова и др., 1970); [28, 31]. Герцинит установлен в ксенолитах фенитизированных биотит-полевошпатовых роговиков и развитых в них сапфир-содержащих пегматитах (Шлюкова, 1986).

Присутствие в породе титаномагнетита вместо магнетита не может быть указателем на существенно более окислительную обстановку ми-нералообразования, т.к. Fe3+/Fe2+ в нем ниже, чем в магнетите. К тому же, в некоторых породах титаномагнетит ассоциирует с энигматитом. Но появление магнетита при посткристаллизационном фазовом распаде титаномагнетита несомненно указывает на возрастание окислительных процессов (хотя Ю2 в со существующей газовой фазе с падением температуры должно снижаться). Ниже 600°С титаномагнетит распадается по спинодальному механизму на ульвёшпинель и магнетит (Vincentetal, 1957; Kawai, 1956; Basta, 1960; Мясников, Боярская, 1965; Rumble, 1970; Price, 1981; Патнис и Мак Коннел, 1983; Хисина, 1987). В следующую стадию идет окисление Fe2+ ульвёшпинели: 6Fe2Iî04 + +02 = 2Fe304 4- 6FeIï03 (Buddington & Lindsley, 1964), и общее содержание магнетитовой фазы возрастает. (Так, если при исходном Mt:Usp = = 1:1 Fe3+/Fe2+ = 2:3, то после окисления ульвёшпинели Mt:Ilm = 4:3 и Fe3+/Fe2+ = 16:14, т.е. 1,14). Кроме того, сам ильменит содержит в твердом растворе гематит (Цветков и др., 1965).

Постоянная распада (размер пластин ульвёшпинели в магнетитовой матрице) в титаномагнетите из апатито-нефелиновых пород месторождения Кукисвумчорр соответствует максимальной величи-

не X = 4000 ммк (Мясников, Боярская, 1966), а различие в содержаниях Ре2ТЮ4 в фазах Д = 80%изр, откуда время распада т оценивается в 0,5-2,1 млн. лет при конечной температуре I = 300°С (Хисина, 1987). Это чрезвычайно длительная экспозиция в сравнении данными для титаномагнетитов из мелилитита Африканды (к = 650 А, Д =40%и5р, т = 30-45 суток, I = 475°) или эффузивов рифтовых зон Африки (А. = =425 А, Д = 35%изр, т = 4-6 суток, I = 500°) (Хисина, 1987).

Собственно магнетит в Хибинах редок и связан с эндоконтакта-ми массива (трахитоидные хибиниты Сев. Лявочорра) [6, 28] или с сильно измененными породами (альбитизированные и карбонати-зированные фойяиты [28] и карбонатиты (Дудкин, Минаков, 1975; Дудкин и др., 1984).

1.5. Щелочно-осповпые свойства. Определяющая роль щелочности в образовании минералов высокощелочных комплексов следует из самого определения. Однако, высокая концентрация щелочей (в закрытой системе) или высокий их химический потенциал (в случае вполне подвижного их поведения) проявляется в сочетании с остальными петроген-ными компонентами (определяющими какие минералы будут кристаллизоваться и в какой последовательности). Щелочные металлы составляют только только часть основных катионов в расплаве, т.е. должны рассматриваться на фоне его основности.

1.5ЛКислотно-основные свойства химических элементов определяются сродством к протону. Основность расплавов, сформировавших породы изучаемых высокощелочных комплексов, оценивались нами [33,

но

49] с помощью коэффициентов основности Д^2" (Маракушев, 1976, 1979), соответствующих свободной энергии реакций гидратации: ,

п/2т М<2т/П)+ +1/2 Н20 (газ) = 1/2т МпОт + Н+, Аг"2°, ккал, рассчитываемых для окислов элементов различной валентности на основе протонно-эквивалентных формул пород. Например, для пород Хибинского щелочного комплекса получены следующие данные (&7.29г):

Вулканиты

Мелилитит: А2 = 5,10

Мелинитовый пикрит: ЫЬ = 5,72 Ко.и^а^С^ 528г0 мВа0,01М£Ц 47МЦ) иРе2+1 ^БеЗ+^И«, ¿г/М^З^ ,яРо,озС0 |08О4,,57^0,13

Пикрит-порфириты (2ан.): Д2 = 3,81

K0^8Nal,56C¿зlзíSr0l02Mg8,,lMn()t0{Fe2+зlз^FeЗ+0l96Tl1^1Zr0l0IAl1J5Si1зlИPW2C0lMO4?l„F0^1

Пироксениты (2ан.): Д2 = 3,89

, 70 Р), 19^0,06^49,77^0,23

Мельтейгаты (2ан.): КЬ = 4,05 ^о,8й^а1_36Са5 щБг,) ^Ва«, щМ^ 178МПо 06Бг2+1551% З-!-1 95И]2,&0 щА^ ,1з§1п,юРо,280>,1о045,б8р>,з2

Авгитит-порфириты (Зан.): = 3,25

,13^49,58?»,42

Нефелиниты (2ан.): ДЪ = 3,90 ^1.12^а5д9Са214з8г0>09Ва010зМ£21РМп0д4ре2+,1,1р^З+1^5Т1,122А15109811з174Р01з()С^111О45125Р0175

Полевошпатовые нефелиниты (4ан.): = 3,22 К1мМа4>иСа||з5г007Ва^кМ81д7Мпд10Ре2+1яРеЗ+01^

Нефелиновые мелафонолиты (Зан.): Ь.Ъ = 3,21 К-1,з5^та55,Са1)15,5г0108Ва<1|озМ&,54Мп<1,071:е2+0174КЗ+(,,5зТ1<) ,Зз2гомА17,6о5115,51Ро,1оСо,1504^7б1'о,24 Ромбен-порфиры (4ан.): &2< = 2,96

Эпилейцитофиры (Зан.): КЬ = 5,64

К<,7о^,1а1,9бСао.225го,ооВа)1.ооМбо,обМп01о1ре2+0124РеЗ+0149Т10,10А18|з28115186050

Мельтейгит-уртиты дифференцированного комплекса (109ан.)*: = 4,75

Kl,7lNafil46Ca2lз6Mgll2,Mno,07Fe2+1,02FeЗ+Il22Гl0l74A]4l74Si1J)75P0l20O50

Ийолиты среднезернистые мезократовые верхней толщи (21ан.)*: = 4,62

К-1.78^а651Са2ИМ£1112М11007Ре2+о,95реЗ+1,2з'Г1о,71А1«1585114

,0()Ро,18^50

Ийолиты мелкозернистые мезократовые сфеновые верхней толщи (9ан.)*: = 4,68

,49^0,20^50

Ийолиты мелко/среднезернистые мезократовые средней толщи (21ан.)*; дг298 = 4 , 67

Kl.62Na6íl,Ca2l51MgI|55MnOl()SFe2-l-1,0OFeЗ^-lll8Гl0l61Al4,26SiI4>15P0,1зOS0

Ийолиты среднезернистые мезократовые нижней толщи (Юан.)*: дг298= 4,72

Ийолиты мелкозернистые меланократовые сфеновые нижней толщи (15ан.)*: дг298= 4,57

К1,75На6рб,Са2гг,Мк1117Мг1о,(15ре2+1,02РеЗ+1104Г1(,,79А17_2581и,з2Р0>2зО5(,

Трахитоидные уртиты расслоенных пачек средней толщи (16ан.)*: Д2298= 5,05

Kl,85Na7l2зCall8(¡Mgo,84Mll0l()5Fe2-^0l86FeЗ-l-ll()4Tl0l59Al8l20Si1зl20P(1>16050

Мельтейгиты расслоенных пачек средней толщи (Пан.) *: Д2^,8 = 3,91

K0,75Naзl5SCa4l7зMg2,71MnouFe2+2lз9FeЗ+2l4ITl1>ззAlзMSiI2l70P0,í7O50

Нефелиновые сиениты: Хибиниты (40ан.): дг298 = 3,60

K2,44Na5lзICa0l55Sr0l02Mgo,28Mn0,o6Fe2+ 078FeЗ+o,5^10^7

,22^116,0iP0.03O49.87F0,13

Лявочорриты (32ан.): 3,69

Луявриты (12ан.): Д^98 = 3,97 K2,96Na4>79Calll5Mg<)l7зMn()lИFe2+lllзFeЗ+0l74Гlo,5^Al4>з2Si15 Фойяиты (17ан.): Д^а = 3,34

К2,15^а5з2Са0>448г001Вас,/)2М£а>25Мп(,(>)Ре2+01ЯРсЗ+()14 ¡110,17-^17,33^1(^30?о.мОи^О^зРо.о?

Лгпаитовые метасоматиты.

Массивные грубозернистые уртиты (91ан.) *: = 4,73 K■l,94Naíl89CaU2Mg0l54Mn<)l05Fe2+0J67FeЗ^-0l82Tl0J44Al8l22Si1зl48P0,48O50

Ювиты (107ан.) *: Д^» = 4,73 Kз,o4Na5,97CalJз2Mg0l54Mn0l()5Fe2+0>6зFeЗ+0,,6Гl()l48Al7|87Si14l26P0.20050

Ювиты (39ан.) дг2?8 = 4,42 K2.7зNa5,9(;Cal,lбSг0,o3Ba()l01Mg0,4,Mn0,мFe2+o,5aFeЗ+0l74T^0l51Al7_,oSi^4,41Po.l4Co

,15^49,85рО,15

Рисчорриты (46ан.)*: Л2298 = 4,03 ^>«На41взСа|)1лМ&,1з)Мпв1МЕ«2+017,РеЗ+(,157Т^1МА1714581,51б5Р()1(,7О50 Рисчорриты (98ан.) **: ЬХЖ = 4,15

15,5оР0,05О|,09О49Лр),09

Анализ этих-данных: показывает: 1) Основность высокощелочных пород Хибинского комплекса и суммарное содержание щелочей в них существенно выше, чем в породах нормальной щелочности, причем основность растет пропорционально возрастанию содержания щелочей, тогда как обычно для пород щелочно-трахитовой, фонолитовой и нефелинитовой серий (1а-в на рис. 3) она падает с возрастанием щелочей, так как определяется в основном содержанием Са, и Ре. Доля №+К от суммы основных компонентов, определяющих величину ЛZ хибинских пород, составляет 77% в фойяитах, 76% в хибинитах, 75% в лявочорритах, 72% в луявритах и 78% в рисчорритах. На диаграмме

(Na+K) коэф.ф, 10-

Рис. 3. Положение пород Хибинского комплекса ва диаграмме А.А.Мараку-шева (1979) "(Na+K)

коэф. ф.- äz"28°":

Палеовулканиты: 1 — мелилитит, 2 — мели-ливый пикрит-порфир,

3 — пикрит-порфиры,

4 — щелочные пироксе-ниты, 5 — мельтейгиты;-

6 — авгигит-порфиры,

7 — дефелиниты, 8 — полевошпатовые нефе-линиты, 9 — нефелиновые мелафоналшы, 10 — ромбен-порфиры, 11 — фрагменты брекчии с полевошпат-нефелини-товым цементом, 12 — эпилейцититы. Трахи-тоидные мельтейгит-ур-титы: 13 — ийолит (пачка 1а), 14 — ийолит (пачка 16), 15 — ийолит (Нб+в), 16 — мельтешит (Ila+r), 17 — трахитоид-ный уртит (Ila+r), 18 — ийолит (111а), 19 — ийолит (Шб), 20 — среднее для трахитоиднога ийо-лита. Нефелиновые сиениты: 21 — хибинитъг, 22 — фойяиты, 23 — ля-вочорриты, 24 — луяв-ритьi. Агпаитовые мета-

соматиты: 25 — рисчорриты, 26 — ювиты, 27 — массивные уртиты. 1а- щелочно-трахитовая, 16- фонолитовая, 1в — нефелшштовая серии, по A.A. Маракушеву

5

Д Zwft0

* Рассчитано из данных АА. Арзамасцева с соавт. (1987). " Для сравнения, по нашим данным.

ТТ 0

щелочность—основность " ((Иа+К) коэф.форм. - (Мараку-

шев, 1979, рис. 64) эти породы группируются по-диагонали снизу — вверх, слева — направо, образуя собственный тренд, резко отходящий от конца тренда нефелинитовой серии (см. рис. 3). 2) Агпаитовые ме-тасоматиты показывают более высокую основность и щелочность, чем нефелиновые сиениты, снижающиеся в направлении массивный уртит => ювит рисчоррит, что указывает на подкисление растворов к концу формирования метасоматитов. 3) Основность и щелочность палеовулканигов практически не выходит за пределы нефелинитового тренда, но отклоняется от него в экструзивных трахитоидных мельтей-гит-уртитах дифференцированной толщи, варьируя в широких пределах, причем лейкократовые ийолиты характеризуются большей щелочностью и основностью, чем меланократовые мельтейгиты. Породами наивысшей основности и щелочности являются трахитоидные мелкозернистые уртиты, а также заключенные в породах "центральной дуги" лей-цитофиры, служащие субстратом для постмагматических агпаитовых метасоматитов, что объясняет экстремально-высокую щелочность ми-нералообразующей среды при их образовании.

1.5.2. Попытки оценить щелочно-основныеусловия минералообразова-ния по составу кристаллизующихся минералов предпринимались многими исследователями. Для этих целей по аналогии с щелочными породами использовались отношения (№+К)/А1 (коэффициент агпаитнос-ти) и (Ка+К)/8ь А.И. Гинзбургом и А.М. Портновым (1966) для характеристики менее щелочных парагенезисов Бурпалы К^ был модернизирован в виде (№+К+Са+8г)/(АИ-ре3+4-Т1) и выделен промежуточный тип ассоциаций между миаскитовым и агпаитовым. С другой стороны, нами для описания ультращелочных парагенезисов Хибин и Ловозера был выделен ультраагпаитовый тип ассоциаций [27—31, 33, 36, 42]; (Соколова, 1986), и среди минералов Хибинского комплекса выделены три ассоциации: агпаитовая, ультраагпаитовая и миаскитовая. Однако, недостатки использования Кат в приложении к минералам еще более очевидны, чем к горным породам. Например, отношение (№+К)/ А1 в фельдшпатоидах такое же, как в щелочных полевых шпатах, однако, существенно-нефелиновые породы образуются несомненно в условиях более высокой щелочности-основности, чем существенно-полевошпатовые. (№+К)/А1 в эгирине стремится к бесконечности, однако, очевидно, что это не является показателем высокой щелочности-основности минералообразующей среды, так как в роли А1 в данном случае выступает РеЗ+. Поэтому в минералах целесообразно различать щелочность (содержание Иа+К) и основность (соотношение основных и кислотных компонентов) точно так же, как в породах.

Е.И. Семенов (1980) для характеристики щелочности (А) относит (№+К) (а также, Б г, Ва) к общему числу атомов в формуле (без водорода); минералы с А>15% оснесены им к ультращелочным, с А 15— 5% — к щелочным и с А<5% — к гипощелочным. В качестве минералогических индикаторов щелочности минералообразования он предлагает использовать амфиболы, щелочность которых (А) варьирует в широких пределах. А.П. Хомяков (1980) при оценке щелочности (К^) относит (Ь'а+К) только к сумме катионов, что более целесообразно,

так как щелочи в структуре никогда не занимают место анионов. Минералы c.Kjk = 0 он выделяет как миаскитоеые (сфен, циркон), с К^ 15-25% как промежуточные (астрофиллит, ринкит, ловенит), с К^ от 25 до 30-40% как агпаитовые (эвдиалит, лампрофиллит, вадеит, ката-плеит, рамзаит, нептунит) и с К^ 40—55% как ультраагпаитовые (ломо-носовит, вуоннемит, казаковит, цирсиналит). Такая же система использована нами. При анализе породообразующих минералов нами использовалась также позиционная щелочность (Alk), т.е. содержание щелочей в занимаемой ими структурной позиции, например, Na/(Na+Ca) в пироксенах и амфиболах.

Основность минералов оценивалась нами с помощью коэффициен-

TT л

тов основности АZj2 (по методу A.A. Маракушева, 1976). [33]. Сочетание величин щелочности и основности позволяет выделить следующие группы породообразующих и акцессорных минералов (табл. 1).

Таблица 1

Типы минеральных ассоциаций, выделенных по соотношению величин щелочности (А1к.%) и основности ( ) минералов

Щелочность AlkX, Основность, AZiono К

(Na+K) от суммы

катионов

низкая, <5 j средняя, 5-7 высокая, 7-9 | сверхвысокая, >9

Сверхвысокая - - - Содалит

40-55% Лононосовит Ловозерит Вуоннемит Фосинаит Хибинскит Келдышит

Высокая К-полевой шпат Анальцим Нефелин Кальсилит

40-20% К,На-полевой Натролит Канкринит Дельхайелит

шпат Эгирин- Чкаповит Коашвит

Альбит диопсид Лампрофиллит Илимаусит

Эгирин Эгирин-салит Щзрбаковит Юкспорит

Арфведсонит Фенаксит Канасит

Эвдиалит Тинаксит Пектолит

Катаплеит Эвдиалит

Рамзаит Вадеит

Лабунцовит Тундрит

Виноградовит Ловенит

Средняя Плагиоклаз Астрофиллит Mg-астрофиллит Ринкит

10-20% Энигматкт Ненадкевичит Са-ринкит Ферсманит

Низкая Фаялит Гортонолит Сорстерит ... -

0-10% Геденбергит Сфен Циркон Невкинит Диопсид Алофиллит

Минеральные поля данной таблицы лучше соответствуют природным ассоциациям минералов; Поле сверхвысокой щелочности одновременно является и полем сверхвысокой основности (св/св); все попадающие сюда минералы соответствуют выделенной нами "ультрааг-паитовой" ассоциации [30, 31]. Минералы высокой щелочности сильно различаются по основности, занимая все четыре возможных поля (в/н, в/с, в/в, в/св); попадающие сюда минералы относятся к "агааитовой" (поля в/н — в/в) и "ультраагпаитовой" (поле в/св) ассоциациям [27, 28, 31]. Минералы средней щелочности характерны как для агпаитовых, так и для миаскитовых образований, но минералы поля "с/св" — только для агпаитовых. Наконец, минералы низкой щелочности — типично миаскитовые и не характерны для агпаитовых образований. Наиболее распространенные из обозначенных в таблице минералы могут использоваться в качестве индикаторов для оценки щелочности-основности среды минералообразования. Однако, независимо от способов оценки, щелочно-основные свойства минералов отражают взаимодействие между слагающими их основными и кислотными компонентами, корректируя избыток щелочей в минералообразующей среде. Поэтому минералы одной и той же парагенетической ассоциации могут сильно отличаться по кислотно-основным свойствам.

1.5.3. Использование в качестве индикатора щелочности-основности замещения одних ассоциаций породообразующих минералов другими, выявляемых при парагенетическом анализе (Бородин, 1961; Тугаринов и др., 1963; Перчук, 1963, 1964; Маракушев, 1972 и др.) показывает, что по мере возрастания щелочности в координатах цКа20—цК20 кварц-полевошпатовые ларагенезисы сменяются полевошпатовыми, нефелин-полевошпатовыми и затем нефелиновыми без полевого шпата. Калиевый характер щелочности устанавливается ассоциацией калиевого полевого шпата с биотитом, натриевый — альбита с амфиболом, к которому при более высокой щелочности присоединяется пироксен. Наиболее щелочной парагенезис: нефелин + пироксен.

Однако, поскольку набор минералов в породах высокой щелочности остается практически одним и тем же, существенное значение приобретают вариации их химического состава. В соответствии с принципом кислотно-основного взаимодействия в щелочной среде и в согласии с данными табл. 1, в породах более высокой щелочности-основности состав пироксена должен смещаться от геденбергита к диопсиду и от эгирина к эгирин-диопсиду, а нефелин обогащаться кальсилитовым компонентом. Это может объяснить существенное обогащение первичного пироксена магнием, а нефелина калием в грубозернистых массивных и мелкозернистых трахитоидных уртитах Хибинского комплекса, которые, как отмечено выше, выделяются наиболее высокой основностью. Однако, последующее подкисление растворов приводит к интенсивной эгаринизации пироксена.

1.6. Принцип кислотно-основного взаимодействия компонентов (Кор-жинский, 1956, 1959, 1960) универсален как для сухих силикатных расплавов, так и для водных растворов: растворение сильного основания в расплаве или растворе повышает активности всех основных и понижает активности всех кислотных компонентов; чем сильнее основание или кислота, тем больше эффект изменения их активностей. В результате, в

минералах, кристаллизовавшихся из высокошелочных водонасыщенных остаточных расплавов или высокощелочных водных растворов, а также возникших при перекристаллизации или метасоматическом замещении под влиянием таких растворов, слабые основания замещаются сильными, сильные кислоты замещаются слабыми, а амфотерные элементы диссоциируют по кислотному типу, проявляя кислотную функцию. В сухом силикатном расплаве повышенной основности повышаются температуры кристаллизации оснований и понижаются температуры кристаллизации кислот (пропорционально их силе), что приводит к расшире'-нию полей кристаллизации наиболее основных компонентов за счет менее основных и кислотных. Данный принцип является основополагающим и. позволяет объяснить многие типоморфные особенности минералов щелочных комплексов, в частности, широкое развитие в них алюмо-, цирконо- и титаносиликатов, .в которых Al, Zr и Ti являются анионами или участвуют в строительстве общего анионного радикала совместно с кремнием.

1.6.1. Согласно A.A. Маракушеву (1979), основность окислов петро-генных элементов снижается в следующей последовательности: К20 > >Na20 > Li20 > BaO > SrO > CaO > MgO > MnO > FeO > BeO > A1203>

> Cr20, > Fe203 > Zr02 > Ti02 > Si02 > P205. Таким образом, в ультращелочной среде активность К выше Na и Ca, Ва и Sr выше Ca и т.д. В парах элементов: K/Na, Rb/K, K/Ba, Na/Ca, Ca/Mg, Ba/Ca, Sr/Ca, Ba/Sr, Ca/TR, La/Ce, Mn2+/Fe2+, Al/Si, Fe3+/Si, Ge/Si, Al/Fe3+, Al/Ga, Nb/Ti, Nb/Ta, Zr/Hf, U/Th — левый является более основным, и следовательно, должен накапливаться в минералах, образующихся в высокощелочной среде, в большей степени, чем правый. Меняются, следовательно, отношения между элементами, но и те и другие входят в структуру, обогащая минералы высокощелочных комплексов изоморфными примесями. Таким образом, парные корреляции элементов-примесей могут служить индикаторами щелочности-основности среды ми-нералообразования. Обычное их использование как индикаторов диф: ференцированности пород , основанное на эффекте избирательного вхождения тех или иных элементов в структуру кристаллизующихся минералов ("оливиновый", "пироксеновый", "плагиоклазовый" эффекты) и накоплении в остаточном расплаве, должно быть скорректировано с учетом кислотно-основных характеристик расплавов.

Диссертантом парные корреляции элементов использовались для оценки изменчивости щелочности-основности среды. Так, повышенные отношения Nb/Tî были найдены в сфенах и лопаритах, a Rb/K в калиевых полевых шпатах и нефелинах рисчОрритов [28], высокие Nb/Ta — в рамзаитахи энигматите [18, 28]. В рисчорритах пер. Обманного (Хибины) установлена уникальная натролитовая жила со Sr-Ba минерализацией (Sr-апатит, стронцианит, эдингтонит, анкилит) с высоким La/Ce в Sr-минералах и высоким содержанием Sr и Nb в сфене [4, 5, 28, 71].

1.6.2. Уменьшение основности редкоземельных окислов отклоняется от последовательности порядковых номеров элементов; для TR3+: (57)La > (58)Се > (59)Pr > (61)Рш > (60)Nd > (62)Sm > ( 63)Eu>

> (64)Gd > (67)Но > (70)Yb > (39)Y > (65)Tb > (66)Dy > (69)Tm > (68)Er. (Основность Eu2+ резко выше и сопоставима со Sr, чем может быть

объяснена европиевая аномалия.) По величине AZ^ TR существенно различаются и могут рассматриваться как хорошие индикаторы оценки щелочности-основности среды. В ряду падения основности петрогенных окислов TR попадают в интервал между Са, Мп и Mg.

Состав TR изучался нами как для собственно-редкоземельных минералов, так и для содержащих редкие земли как микропримесь [7, 8, 22]. Микрокомпоненты не зависят от собственных их концентраций и должны напрямую отражать содержание их в расплаве или растворе при фиксированной температуре (Рябчиков, 1965). Однако, состав TR в хибинских апатитах, сфенах и эвдиалитах оказался заметно различным для каждого из этих минералов. Апатиты в наибольшей степени обогащены цериевыми землями, особенно лантаном (средний состав — La315Ce4S3Pr44Nd143Sm22Gd18Dy0 3... (Y40 — относительно суммы TR), £TRce =' La'+Ce+Pr+Nd = 95,5). Сфены обогащены неодимом (I^lwCe45,9Pr5i6Nd21,8Smj,sGd3i6Dyu... (Y96), XTRce = 91,3). В эвдиалитах относительно накапливаются тяжелые редкие земли и иттрий (La25,8Ce41,0Pr4,iNd15,0Sm3)5Gd4i3Dy,0Ho0,4Er1)4Yb0,9... (YH9), XTRçE = 86,4). Селективно цериевый состав TR с повышенным La/Ce указывает на высокую щелочность-основность минералообразующей среды, но кри-сталлохимические факторы (прежде всего размеры и форма координационных многогранников, в которые входят редкоземельные элементы) корректируют спектр редкоземельных элементов. Интересно, что при этом проявляется антагонизм между основностью минерала-хозяина и характером спектра TR: основность №,7г-силиката (эвдиалит) > основности Са.Тьсиликата (сфен) > основности Са-фосфата (апатит), однако La и Се максимально обогащают наименее основной апатит. Данная закономерность характерна вообще для всех титано- и цирконосилика-тов: Са-титаносиликаты, как правило, образуют собственно-редкоземельные существенно-цериевые минералы (ринкит, тундрит, илимаусит и др.), хотя Na-гитаносиликаты редких земель практически не содержат (энигматит, ломоносовит, лампрофиллит и др.), а цирконосиликаты, как кальциевые, так и натриевые, не известны как собственно-редкоземельные минералы, содержат TR как изоморфную примесь и существенно обогащены тяжелыми редкими землями и иттрием.

1.7. Правило полярности или максимальной нейтрализации X. Рам-берга (1952), основанное на экзотермической направленности реакций минералообразования, указывает что наиболее устойчивыми являются соединения сильных кислот с сильными основаниями. Оно является основополагающим для объяснения многих типоморфных особенностей химического состава и кристаллической структуры минералов высокощелочных комплексов. Чем выше щелочность-основность минералообразующей среды и чем в большей степени наиболее основные компоненты вовлекаются в состав кристаллизующихся в этих условиях минералов, тем более кислотного радикала они требуют для нейтрализации в кристаллической структуре минерала.

1.7.1. Правило X. Рамберга позволяет объяснить обогащение минералов высокощелочных комплексов кислотными компонентами, присутствие которых нелогично с точки зрения принципа кислотно-основного взаимодействия в щелочной среде: вхождение в минералы F,

Cl, S2-, SOj-, COj" (содалит, канкринит, эвдиалит, джерфишерит и

др.), вхождение в кремнекислородный каркас фосфора с образованием силико-фосфатов (минералы ломоносовитовой группы и др.), замещение А1 на Ре3+ в алюмосиликатах (полевые шпаты, нефелин, тетрафер-рибиотиты и др.)

1.7.2. Правило X. Рамберга показывает, что обменные равновесия между компонентами в минералах смещены в сторону образования соединений сильных оснований с радикалами сильных кислот + соединения слабых оснований с радикалами слабых кислот. В соответствии с выделенным им рядом кремнекислородных и алюмокремнекисло-родных радикалов со снижающейся кислотностью ([А18^08р- > [А^О,]2- > [А^Ю,]1- > [814О10]4- > [Б^Оц]6- > [8Ю3]2- > [81207]е- > ^Од]4-), равновесное распределение М5 и Ёе в породообразующих силикатах должно меняться следующим образом: Ре01 > Ре^ > РеАшрЬ > РеВ; и М£01 < МяРх < М^,, < Мяш. Эволюция минералообразующих процессов направлена, таким образом, в сторону образования фаялита, геден-бергита или эгирина, рибекита, арфведсонита, катофорита или другого Ре-амфибола, биотита или лепидомелана, т.е. замены ассоциаций магнезиальных породообразующих минералов все более железистыми, с учетом перераспределения Ре и между сосуществующими фазами.

Высокая магнезиальность породообразующих минералов, наблюдаемая в вулканических и плутонических породах указывает, таким образом, на нарушение "равновесных соотношений" в отношении Мв/Те-распределения при высоких температурах. Очевидно, что при снижении температуры магнезиальность породообразующих минералах должна снижаться в соответствии с кислотностью радикалов, приближаясь к равновесной при данной температуре. На этом основано использование Мд/Ре-минералов в качестве геотермометров. В исследуемых щелочных породах в перераспределение компонентов вмешиваются также Са и Ыа и ГО2, в результате чего Ре2+ в значительной степени переходит в РеЗ+ . Поэтому процессы эгиринизации и арфведсонити-зации могут рассматриваться как эффект снижения температуры и увеличения ГО2 в сосуществующей газовой фазе.

1.7.3. Характерной особенностью многих минералов высокощелочных комплексов является их цеолитоподобность, позволяющая изменять содержание щелочных металлов в структуре в зависимости от изменения щелочности-основности минералообразующей среды, благодаря наличию полостей в каркасе или внутри кремнекислородных колец с ослабленными электростатическими связями.

1.8. Специфической особенностью минералов щелочных комплексов является сопряженное изменение химического состава и отдельных структурных фрагментов в пределах неизменной общей кристаллической структуры минерала. Подобное явление характерно для ряда минералов, устойчивых в условиях меняющейся (в определеннох пределах) щелочности минералообразующей среды, температуры и концентрации компонентов. Они рассматриваются диссертантом как "минералы переменного состава с переменной структурой".

1.8.1. Наглядным примером минералов переменного состава с «временной структурой "может служить ломоносовит №10"Щ814Р2Ог5]. Такой вывод можно сделать после структурного уточнения конкретных разностей минералов ломоносовит — беталомоносовит — мурманито-

вой группы из Хибин и Ловозера (Расцветаева и др., 1971, 1975; Белов и др., 1977; Расцветаева, Андрианов, 1986; Расцветаева, 1986,1988, 1989), существенно дополняющих прежние представления (Халилов, Макаров, 1963, 1966; Халилов и др., 1965, 1965).

В основе структуры этих минералов лежат трехслойные пакеты {^та2Т12[81207]04}4~ "бафертиситового" типа (точнее "сейдозеритового" или "ринкитового", поскольку Бе в них замещается на 11), скрепленные натрофосфатными прослойками. Сердечник такого пакета представляет собой плотноупакованную (ребро к ребру) "катионную стенку" из "брукитовых" колонок Г1(1-2)-октаэдров, соединенных через колонки Ка-полиэдров (рис. 4, а). Для № найдены две позиции: №(1) — искаженные октаэдры и №(2) — тригональные призмы; однако, реальные атомы № одновременно не могут находиться в соседних позициях и следовательно, распределены в них статистически. С обеих сторон "сердечник" прикрыт "анионными сетками", в которых колонки с чередующимися "П(3,4)-октаэдрами и Ыа(3,4)-восьмивершинниками (гексагональные бипирамиды) соединены кислородными вершинами с диортогруппами [Б^О?] (см. рис. 4, б). N3-позиции заселены также только наполовину и статистически. Такой пакет остается постоянным во всех структурах ломоносовитов, различаясь только интенсивностью изоморфных замещений И(1-2) на ТеЗ+ в стенках и Т1(3-4) на №>, Ъх и Мп в сетках, и может существовать самостоятельно при замене 04 на (ОН)4, что реализуется в структуре мурманита (см. 2.4.)

Зато натрофосфатная прослойка в исследованных разностях оказалась существенно различной. Так, в "беталомоносовите" Ш6Т14[814Р2Ог2(ОН)4] (Семенов и др., 1961; Соколова и др., 1971) было зафиксировано уменьшение количества № и высокое содержание Н20, что послужило основанием для выделения его в качестве самостоятельного минерального вида. Последние структурные данные (Расцветаева и др., 1975; Расцветаева, 1986, 1988, 1989) показывают, однако, что в натрофосфатной прослойке можно выделить пять различно ориентированных тетраэдрических позиций фосфора Р(1—5) и шесть позиций натрия: №(5) — октаэдр, №(6) и №(9) — пятивершинники, Ыа(7) — семивершинник, №(8) — шестивершинник и №(10) — тетраэдр (см. рис. 4, в). Одновременное заселение всех этих позиций невозможно из-за чрезмерного сближения атомов. В собственно ломоносовите Р занимает только Р(2)- и Р(3)-тетраэдры, ориентация которых позволяет заселить все шесть выше перечисленных позиций натрия. Незначительный разворот Р-тетраэдров приводит к невозможности заселения №(10)-позиции; в случае заселения Р(2)- и Р(5)-тетраэдров невозмож-

Рис. 4. Фрагменты кристаллической структуры ломовосовита как минерала переменного состава с переменной структурой. По Р.К. Расцветаевой и В.И. Андрианову, 1986; Р.К. Расцветаевой, 1986, 1988, 1989:

а — "кагионная стенка" из зигзагообразных "брукэгговых" колонок ТЩ-2)-сктаэд-ров, чередующихся с колонками из Nа-шестивсршинников: Ка(1)-искаженных октаэдров и №(2)-тригснальных призм. Проекция на (001); 6 — тройные пакеты, состоящие из "катионных стенок" и периферических "анионных сеток" с чередующимися Т1(3-4)-октаэдрамии крупными №1(3-4) -восьмивершинниками (гексагональные бипирамиды) и зажатыми между ними диортогруппами [81207], разделенные натрофосфат-

ным прослойкой. Проекция на (010). в — возможные позиции Р(1-5)-тетраэдров и Ка(5-12)-полиэдров в натрофосфатной прослойке исследованных разностей ломоно-совита-беталомоносовита. Проекция на (010). Степень заселенности позиций атомами Ыа соответствует полноте залитости кружков: 25 — 50 — 75%. г — возможные сочетания ячеек вдоль оси Ь с различающимся заполнением Р- и ^-позиций в ломо-носовите (I) и беталомоносовитах (И-У1). Проекция на (100)

но заселение Na(7)- и На(9)-позиций, при заселении пар Р(1)—Р(4), Р(1)—Р(2) и Р(3)—Р(4) должны остаться пустыми позиции Na(9) и Na(10), а при заселении пары Р(4) и Р(5) — позиции Na(7) и Na(10). Следовательно, распределение того же количества фосфора в "бетало-моносовитах" по большему числу возможных позиций входит в противоречие с Na-окружением, что объясняет уменьшение содержания Na в натрофосфатной прослойке вплоть до двух атомов на ячейку.

Таким образом, в конкретных структурах ломоносовита при той или иной заселенности позиций фосфора и натрия в натрофосфатой прослойке возможно проявление различной степени упорядоченности-разу -порядоченности, идущей с изменением как химического состава, так и структуры, что можно представить как сочетание различных типов ячеек . Р.К. Расцветаевой (1989) найдено, что в ломоносовите — 100% ячеек типа I, в беталомоносовите из Хибин — 100% ячеек типа V, в "упорядоченном" ловозерском беталомоносовите — 20% типа I и 60% типа V, в "неупорядоченном" ловозерском беталомоносовите (Пр. гр. Р 1) - 70% типа II + 30% типа VI, либо 55% типа II + 15% типа III+ 30% типа У, либо 40% типа II + 30% типа ГУ + 30%_типа V (см. рис. 4, г). При этом может меняться симметрия PI => Р 1 и удваиваться параметр b ячейки. Однако, все изменения являются статистическими, и в каждой конкретной разности ломоносовита — беталомоносовита могут сочетаться ячейки разных типов в любом процентном соотношении, т.е. существует бесчисленное множество разностей, различающихся полнотой и степенью упорядоченности заселения позиций в структуре минерала; Поэтому мы согласны с решением Комиссии CNMMN IMA о дискредитации беталомоносовита как самостоятельного минерального вида.

1.8.2. Более сложным, но весьма показательным примером "минералов переменного состава с переменной структурой " является эвдиалит NanCasFe3Zr3[SijO»]2 [Si,0240H3]2, кристаллическая структура конкретных разностей которого была уточнена нами совместно с Р.К. Расцветаевой (Расцветаева, Андрианов, 1987) [50-52, 54, 56-59] на материале из Хибин с детально исследованными вариациями химического состава и физическими и спектроскопическими свойствами [7, 11, 15, 22, 28, 48, 53, 56, 64].

В структуре эвдиалига выделяется постоянный каркас, состоящий из трёх типов колец, ориентированных перпендикулярно оси с : трёхчленных [Si309] и девягичленных [Si9027] из кремнекислородных тетраэдров и шестичленных из Са-октаэдров, связанных между собой Zr-октаэдрами (рис. 5, а, 5).

Трёхчленные кольца с различной ориентировкой кремнекислородных тетраэдров (Si(2) — свободной вершиной вниз и Si(5) — вверх) прикрывают сверху и снизу шестичленные кольца из Са-октаэдров по углам гексагональной ячейки. Девятичленные кольца спарены и также различаются по ориентировке: верхнее с тетраэдрами, ориентированными вверх и нижнее — вниз. Каждое из колец состоит из трёх диор-тогрупп [Si207], связанных одиночными тетраэдрами [SiOJ, развернутыми свободными вершинами внутрь кольца, так что там остаются ненасыщенными валентные связи. (Таким образом различаются позиции: соответственно — Si(l) и Si(4) в верхнем кольце и Si(3) и Si(6) в

Рас. 5. Фрагменты кристаллической структуры эвдиалита минерала переменного состава с переменной структурой:

а — Постоянный каркас эвдиалита с трёхчленными и девяшчленными кольцами [ 5130,] и [5ц027], связанными 2г-октаэдрами, в гексагональной ячейке, б — Чередование вдоль тройной оси с трёхчленных [51309] и девятичленных колец [51,027] с шестичлен-ными кольцами из Са-октаэдров и связь их через ^г-октаэдры в ромбоэдрической ячейке, в — Шестичленные кольца из Са-октаэдров, прикрытые трехчленными кольцами [5130,] в углах гексагональной ячейки и девятичленные кольца [519027] между ними; пунктиром показаны дополнительные [8Ю]4-тетраэдры. г — Шестичленное кольцо из Са-окгаэдров, прикрытое сверху и снизу трёхчленными кольцами |51309]

нижнем) (см. рис.5, в, г). В целом, каркас {Сабгг3[Я1309]2 [819027]2}24~ заряжен, и для компенсации заряда необходимо вхождение дополнительных катионов.

Дополнительные катионы входят в полости между кольцами и внутри колец, застраивая промежутки по-разному в соответствии с зарядом, формой и размерами координационных многогранников. Кроме того, так как эвдиалит образуется в ультращелочной среде, для компенсации избыточной основности компонентов в структуре в нее помимо дополнительных катионов входят и дополнительные анионы (С1, Ц Б2-, ОН) (рис. 6, а).

Рас. б. Дополнительные катионы в анионы в структуре эвдиалита с сответствующей перестройкой структурных фрагментов:

а — Положение дополнительных атомов в гирлянде полостей, чередующихся вдоль оси с (проекция на (НО) [51, 52]. б — Изменение формы координационного многогранника М(2) при замене Ге2+ (плоский квадрат) на РеЗ+ (полуоктаэдр) и Мп, И (октаэдр). Внизу — полностью выполняющий полость между тремя смежными шес-тичленными кольцами из Са-октаэдров кластер из дополнительных окгаэдра М(1) (А1, Т1, N5, XI) и полиэдров М(2) (Ре2+, ГеЗ+, Мп, П) и М(3) (N3, Бг, Мп, ТЯ) [57,

Уникальной особенностью эвдиалитовой структуры является способность застраивать центры девятичленных колец [Si9027], т.е. достраивать каркас. Ориентированные внутрь кольца тетраэдры с ненасыщенным зарядом должны быть протонированы, и кольца превращены, следовательно, в [Si90240H3]15-. Дополнительные Si тетраэдры могут занимать четыре позиции: две в верхнем кольце и две в нижнем, различаясь ориентировкой свободной вершины — вверх и вниз (Si(9) и Si(7), Si(8) и Si(10) соответственно). Распределение дополнительных атомов Si по этим позициям, естественно, статистическое: одновременно могут быть заняты только две из них и так, чтобы тетраэдрыне были ориентированы одновременно внутрь полости между спаренными кольцами. Кроме Si, данные позиции могут достраиваться дополнительными октаэдрами Al, Ti, Nb или Zr — (М(1)] (но так, чтобы октаэдр не был ориентирован внутрь кольца (см. рис. 5, г и 6, а,в,г). Таким образом, девятичленное кольцо превращается в десятичленный сплошной диск [Si10O27OH]9- или [SijAlOj.OHj]12-, [Si9Zr0240H3]"-, [Si9NbOJ4OH3]10:. В любой разновидности эвдиалита и в любом отдельно взятом участке эвдиалитовой структуры возможно статистическое распределение незастроенных девятичленньрс колец с застроенными дополнительными тетраэдрами или октаэдрами. Для каждой пары колец (верхнее/нижнее) возможны пять вариантов. [52]: SiU/AlU, Sifi/АШ, Sift/Sift, АШ/АШ, Alii/Sift [52]. Наблюдается, однако, определенная избирательность: Si в эвдиалитах концентрируется преимущественно в позиции Si(7), т.е. в верхнем кольце внутри полости, a Al, Ti, Nb и Zr — в позиции Si(10)=M(l), т.е. в нижнем кольце вне полости, что обусловливает асимметричность структуры вдоль оси с. Эта тенденция усиливается при переходе к эвколитам и становится полной в барсановите (см. рис. 6, в) [57, 58].

Железо в эвдиалите также является дополнительным катионом. Аналогично его положению в джиллеспите, Fe2+ имеет в эвдиалите 4-координацию в виде плоского квадрата, стягивающего смежные шес-тичленные кольца из Са-октаэдров. Необычная координация Fe определяет специфическую малиновую окраску эвдиалита и его спектроскопические (мёсбауеровские) ЯГР-свойства [48, 53, 67]. Однако, при окислении Fe2+ до Fe3+ или замещении Fe2+ на Мп или И, в эвко-литах происходит структурная перестройка данной позиции ([М(2)]) с присоединением к атомам кислорода "квадрата" ОН-групп и превращением его в (Fe3+)-полуоктаэдр или (Мп,И)-октаэдр (см. рис. 6, б). Структурная перестройка данной позиции, также как и изоморфные замещения в ней являются статистическими, что подтверждается и методом ЯГР, так как кроме дуплета Fe2+(I), характерного для эвдиалита, в эвколитах проявляется также дуплет Fe2+(II), свидетельстую-щий, что часть Fe2+ находится в полуоктаэдрах.

61]. в — Застройка центров девятичленных колец [Si,027] дополнительными различно ориентированными (вверх или вниз) [8Ю)4-тетраэдрами и [(AI, Ti, Nb, Zr)06]-OKTa3-драми (выделены пунктиром) в эвдиалите (Г), эвколите (II) и барсановите (ИГ). Цифрами у символов показана заселенность позиции данным элементом [57, 58]. г — Позиции дополнительных катионов в проекции на (001) в гексагональной ячейке

Дополнительные атомы Na, К, ОН, С1 распределены в крупных полостях структуры также статистически по ряду позиций, часть из которых расщепляется, с различной степенью заселенности (см. рис. 6, а,г). Число их сокращается от 30 в эвдиалите до 26 в эвколите и 19 в барсановите (в том числе катионов соответственно 22, 19 и 14). Например, для Na в эвдиалите установлено 12 позиций, в эвколите — 18, в барсановите — 8 [57, 58]. В одной й той же позиции могут присутствовать разные катионы, при этом существенно меняются форма и размеры координационных многогранников. Например, в восьмивершиннике М(3) в одном кластере с М(1) и М(2) (см. рис.6, б) могут присутствовать Na, Sr, Мп и TR; сочетание NbM1—Fe2+M2—TRM3 в барсановите, например, может быть заменено на ZrM1—Fe3+M2—Мпмз [58].

1.9. Взаимодействие внешних и внутренних факторов типоморфизма было показано практически во всех рассмотренных выше пунктах. Учет влияния других факторов на рассматриваемый обычно дается в виде соответствующих поправок. Например, температура критической точки сольвуса щелочных полевых шпатов преувеличении давления сдвигается, возрастая на 17К/бар (Bachinski, Muller, 1971). Однако, совокупный эффект взаимодействия может существенно отличаться от действия суммы факторов по-отдельности [73]. Например, положение кривой сольвуса для серии крайне-неупорядоченных в отношении Si/ AI-распределения щелочных- полевых шпатов: "санидин—высокий альбит" отличается от сольвуса для серии "микроклин—низкий альбит" с максимально-упорядоченным их распределением в полевошпатовой структуре (Smith, Parsons, 1974; Bachinski, Muller, 1971), и для практических оценок нужно выбирать либо ту, либо другую. Взаимозависимый расчет изменения функций смешения KAlSi3Og и NaAlSi3Og совместно со степенью Si/Al-упорядоченности в зависимости от температуры показывает, что суммарная кривая, "истинноравновесный сольвус" отличается как от первого, так и от второго, занимая некоторое промежуточное положение (Севдеров, 1990), и именно его целесообразно использовать для интерпретации условий образования природных полевых шпатов. Однако, от нее отличаются кривые сольвуса щелочных полевых шпатов, распавшихся по спинодальному механизму, рассчитанные с учетом энергии напряжения кристаллических решеток, возникающей при когерентном сочленении фаз распада в пертитах (когерентная спи-нодаль и когерентная бинодаль) (Sipling, Yund, 1974; Yund, 1975; Пат-нис, МакКоннелл, 1983).

Образование сверхтонких (видимых только под электронным микроскопом) ортоклазовых модулированных структур оказывается энергетически более выгодным, чем непосредственное фазовое превращение санидин => микроклин; в результате температура фазового перехода понижается почти на 200° (300 вместо 500), и широко распространенные в природе ортоклазы оказываются устойчивыми в поле стабильности микроклина. Можно привести другие примеры совокупного взаимодействия факторов, например, фазовый распад в ти-таномагнетите на ульвёшпинель и магнетит, идущий одновременно с окислением продуктов распада до ильменита и гематита (Buddington, Lindsley, 1964; Хисина, 1987) и др.

Привлечение неучтенных ранее факторов может дать неожиданный результат. Например, низкая растворимость апатита в воде (Валяшко и др., 1968) послужила основанием для критики гипотез гидротермального генезиса хибинских апатитовых руд, переотложения их постмагматическими щелочными растворами (Когарко, 1977). Однако, недавно показано (Дернов-Пегарев, Малинин, 1974, 1976, 1985), что растворимость кальцита и апатита значительно возрастает в водных растворах карбонатов щелочей в виде ассоциированных молекулярных комплексов,, согласно реакции:

Са3(Р04)2 + 9№2С03° = 3(№2С03 СаС03°).+. 2№3Р04°.

При этом эффект растворения определяется только концентрацией С032+ ионов в растворе и не зависит от температуры и давления; насыщаясь Са и Р при 200-500°С, щелочно-карбонатные растворы могут сбрасывать кальцит и апатит просто в результате упаривания.

Несмотря на общие черты сходства высокощелочные комплексы имеют существенные различия. Илимауссакский и Ловозерский сложены в основном меланократовыми агпаитовыми нефелиновыми сиенитами (луявритами). Луявриты и тингуаиты широко распространены и в комплексе Пиланесберг. В Хибинском комплексе эти породы редки; он сложен лейкократовыми нефелиновьми сиенитами фойяитового типа. Вулканиты в Илимауссаке перекрывают агпаитовые породы; в Пиланесберге предполагается, что фонолиты образовались в две эффузивные фазы, разделенные внедрением "красных" (неагпаитовых) фой-яитов, а в Мон Сент-Илере агпаитовая минерализация целиком локализована внутри фонолитового штока. В Илимауссаке и Пиланесберге с агпаитовыми нефелиновыми сиенитами сосуществуют агпаитовые щелочные граниты, отсутствующие в других комплексах. Различие в строении щелочных комплексов требует индивидуального подхода к выявлению особенностей процессов их формирования.

ПОЛОЖЕНИЕ 2

Тииоморфные особснпоетн мипсралоз определяются также их поведением «осле кристаллизации, отражающим изменение геологической и ф^здко-химической обстановки и состава минера» яоеохраляющей среды, и могут служить индикаторами косткрис-таллизапиопиых преобразований в пародах и рудах.

2.1. Справедливость этого положения наиболее полно можно показать на примере щелочного полевого шпата, используемого нами при геолого-петрологических реконструкциях в качестве главного минералогического индикатора.

2.1.1. Щелочной полевой шпат кроме главных компонентов, № и К, содержит изоморфные примеси Са, Ва, 8г, Ш> и Ре. Железо, как РеЗ+, замещающее А1 в [АШ,08] — каркасе полевого шпата (также, как в [А18Ю4] — каркасе нефелина), постоянно присутствует в данных минералах, образующихся в агпаитовых нефелиновых сиенитах; по-видимому оно, с одной стороны, компенсирует недостаток алюминия

в этих породах, а с другой стороны, повышает кислотность. 81,А1-радикала, компенсируя таким образом высокое содержание щелочных компонентов в минерале. Изоморфная емкость полевошпатовой структуры, как К[А151308] в отношении так и №[А1513Оа] в отношении К, а также по отношению к изоморфным примесям, существенно падает при снижении температуры. Санидины и анортоклазы имеют более "смешанный" состав, чем микроклин или альбит. Это позволяет различать "псевдоконвергентные" формы полевого шпата, например, высокотемпературный полевой шпат ромбен-порфиров от низкотемпературных адуляров (при сходстве морфологии выделений — преимущественном развитии граней призмы (110)), аутигенные новообразования от терригенных полевых шпатов в морских осадках и т.п.

С помощью этого признака диссертантом подтверждена высокотемпературная природа щелочных полевых шпатов в палеовулканитах (высоконатриевые анортоклазы с примесью Са) и их отличие от полевых шпатов, возникших при последующем метаморфизме и в ходе фенити-зации этих пород) [49, 55, 68, 69]. Эти же аргументы использованы для доказательства более низкотемпературных условий формирования (в сравнении с магматическими нефелиновыми сиенитами) существенно калиевого адуляровидного ортоклаза в пойкилитовых нефелиновых сиенитах Хибинского комплекса ПО, 12, 14, 20, 21, 27-32, 36, 38, 42, 43, 46, 49, 60].

2.1.2. Посткристаллизационные превращения в щелочных полевых шпатах охватывают явления 81/А1-упорядочения в каркасе полевошпатовой структуры и фазового распада.

Относительно 8^А1-упорядочения существует несколько гипотез:

1) Распределение и А1 в структуре полевого шпата зависит от его химического состава и равновесно меняется с изменением температуры. Содержание А1* в (81,А1)-позициях в высокотемпературных крайне неупорядоченных санидине и мональбите: ^0 = ^т = г20 = {2т = 0,25; в низкотемпературных максимально упорядоченных микроклине и альбите: ^0 = 1,00. При этом в №-полевых шпатах А1 сразу переходит из всех позиций в Т,0 ("триклинное упорядочение"), а в К-полевых шпатах сначала из Т2 в Т,, а затем уже из Т^т в Т,0 ("моноклинное" и "триклинное упорядочение"). Однако, экспериментальные доказательства равновесности степени порядка с температурой получены только до значения 1,0 + ^т = 0,750 для К-полевого шпата и ^0 = 0,43 для натриевого (Сецдеров, 1990). В этом интервале степень 81/А1-упорядоченно-сти можно использовать в качестве геотермометра.

2) Переход из высокотемпературного неупорядоченного состояния в низкотемпературное упорядоченное происходит путем фазовых превращений, "скачком". Экспериментально установлено, что мональбит при 980°С переходит в "высокий альбит " (анальбит)\ при этом меняется симметрия решетки, но степень упорядоченности остается неизмен-

* В каркасе структуры моноклинного щелочного полевого шпата имеется две неэквипаленткые позиции: Т,'и Т2> которые в триюшнном полевом шпате расщепляются на четыре: Т,0, Т,т, Т20, Т:т. Относительное содержание А1 в них обозначаются как ^т, 120 и ^т. - ■

ной (t^O = t,m = t20 = t2m = 0,25). Ниже 680° высокий альбит превращается в низкий альбит (собственно альбит)', степень упорядоченности в точке перехода t,0 = 0,43. Санидин ниже 500° переходит в микроклин-, степень упорядоченности в точке перехода tjO + t,m = 0,75. Кроме мональбита, все перечисленные структурные модификации закаливаются и могут быть обнаружены при исследованиях. Таким образом, в качестве геотермометров могут быть использованы и температуры фазовых переходов. В частности, образование в породе микроклина или альбита указывает на температуру ниже 500 и 680°С.

3) Вышеизложенные гипотезы справедливы только в равновесных условиях. Однако, из-за очень малых скоростей диффузии Si и Д1 в полевошпатовой структуре и слишком быстрого (сравнительно с ними) охлаждения породы равновесие не достигается или достигается только при высоких температурах. При дальнейшем охлаждении породы в ней сохраняются (закаливаются) метастабильные, более высокотемпературные, реликтовые структурные состояния полевого шпата, по которым можно судить о геологической истории породы. Так, широко распространенной в прйроде формой К-полевого шпата является ортоклаз.

Термин ортоклаз употребляется в разном смысле: с позиций первой гипотезы это промежуточный по степени упорядоченности моноклинный К-полевой шпат с tjO + Цт > 0,75; с позиций второй гипотезы — точка перехода санидина в микроклин (т.е. метастабильный К-полевой шпат с "моноклинным" типом упорядоченности, сохраняющийся в поле устойчивости микроклина). Действительно, не смотря на рентгеновскую гомогенность ортоклазов, прецизионное электронно-микроскопическое их изучение показывает наличие модулированных структур с периодичностью 100 А из пластинок микроклина, ориентированных в направлении "микроклиновых" (сдвойникованных одновременно по альбитово-му и периклицовому законам) двойников (Eggleton, Busek, 1980; Пат-нис, Мак-Коннелл, 1983). Образование подобных псевдомоноклинных псевдоморфоз в действительности триклинного микроклина в ходе посткристаллизационных превращений санидина оказывается энергетически более выгодным, чем переотложение полевого шпата в форме гомогенного микроклина. Таким образом, присутствие в породе ортоклаза указывает на посткристаллизационные превращения ранее образованных полевых шпатов, наличие же гомогенного микроклина — на самостоятельную, более низкотемпературную их кристаллизацию. '

2.1.3. Посткристаллизационный фазовый распад в щелочных полевых шпатах развивается первоначально по "спинодальному" механизму и приводит к появлению модулированных структур с периодичностью 50-500 А, подвергающихся последующему огрублению и собирательной перекристаллизации с образованием крипто- и микроперти-тов. При этом меняется химический состав полевошпатовых фаз, степень их Si/Al-упорядоченности, геометрия решеток, что ограничивает совершенство сопряжения пластинок в пертитовых блок-кристаллах, меняет положение их плоскостей срастания, характер микро-двойникования. Соответствие химического состава полевошпатовых фаз (полноты их разделения) с температурой описывается разными сольву-сами: когерентной спинодалью, когерентной бинодалью и химической бинодалью (равновесным сольвусом), т.е. в зависимости от структур-

ного состояния фаз и напряжения в блок-кристалле одной и той же температуре соответствуют разные значения содержания изоморфного Na в К- и, К в Na-фазах (Smith, Parsons, 1974; Sipling, Yund, 1974; Bachinski, Muller, 1971; Yund, 1975; Патнис, Мак-Коннелл, 1983; Сен-деров, 1990). Фазовый распад из-за более высокой скорости диффузии К и.особенно Na, по сравнению с Si и AI, протекает более быстро. Кроме того, происходит перераспределение микропримесей: Rb и Ва концентрируются в K-фазе, Ca и Sr — в натриевой.

Изучение более грубых пертитов (макропергитов) показывает однако, что в и^с образовании принимали участие не только процессы диффузионного перераспределения щелочей внутри полевошпатовых индивидов, но имел место более широкий обмен компонентами между разными минералами в породе. Поэтому процессы преобразования пертитов могут служить одним из критериев интенсивности постмагматических преобразований в породе.

2.1.4. При изучении полевых шпатов в хибинских ромбен-порфирах нами совместно с РФ. Мартином (Университет МакГилл, Канада) было установлено сохранение в криптопертитах наряду с санидином (tL0 = =0,259) и крайне неупорядоченным ортоклазом (t[0 = 0,340-0,345), содержащими в твердом растворе до 22,5 или до 11-13 мол.% NaAlSi3Oa соответственно, и низким (tt0 = 0,951) альбитом, также высоко неупорядоченного альбита (t[0 = 0,355) [38, 49]. Возможность сохранения неупорядоченной формы альбита в пертитах палеовулканитов с возрастом 360—390 млн. лет, захваченных к тому же в виде ксенолитов (в значительной степени метаморфизованных и фенитизированных) в интрузивных породах, подвергалось сомнению И.Е. Каменцевым (ЛГУ), не обнаружившим при проверке в наших образцах высокого альбита. Однако, недавние наши исследования данных образцов совместно с Н.В. Трубкиным методом дифракционной электронной микроскопии [69] подтвердили наши первоначальные данные: в ряде участков пер-тита были установлены расщепленные по альбитовому закону рефлексы, несомненно соответствующие неупорядоченному альбиту. По положению на дифракционной электронограмме и величине расщепления они отчетливо отличаются от рефлексов на рентгенограммах исследованного нами для. сравнения анортоклаза из ромбен-порфиров (фоноли-тов) субсовременного вулкана Килиманджаро (Кения), в котором было зафиксировано опережающее распад фазовое превращение монокл. => =>трикл. с образованием двойников по альбит-периклиновому закону. Данный анортоклаз (материал из коллекции АА. Краснова) оказался следовательно гомогенным с 21-22 мол.% Ог- и 78-79 мол.% Ab+An компонентов и Si/Al-распределением tjO = 0,348, t,m = t20 = t2m = 0,217, однако в, отдельных его участках был все же обнаружен распад на две фазы: ортоклаз с 68 мол.% Ог и 32 мол.% Ab и tjO = 0,314 и промежуточный альбит с 98 мол.% Ab и t^O = 0,735, ^m = t20 = t2m = 0,088) [49]. Таким образом, свойства минералосохраняющей среды могут существенным образом меняться даже в пределах одного и того же кристалла, и вполне возможно сохранение реликтовых состояний минерала, указывающих на первоначальные или близкие к ним условия кристаллизации. Изучение последовательности фазовых преобразований в полевых шпатах позволяют воссоздать их геологическую историю [55, 68].

Таким образом, на примере щелочного полевого шпата было показано, что не смотря на посткристаллизационные структурные и химические преобразования минерал сохраняет "память" о первоначальных структуре и химическом составе. С учетом этих характеристик, диссертантом сделан вывод о возможности реставрации первоначальной вулканогенной природы хибинских палеовулканитов, несмотря на последующий их метаморфизм, фенитизацию и сиенитизацию.

2.1.5. Выполненные диссертантом систематические кристаллоопти-ческие и рентгеновские (рентгеновская триклинность, параметры ячейки) исследования показали, что во всех плутонических породах Хибинского щелочного комплекса распространены как ортоклазы, так и микроклины. В нефелиновых сиенитах это, естественно, ортоклаз-пертиты и микроклин-пертиты, в рисчорритах, ювитах и полевошпатовых уртитах — гомогенные ортоклазы и микроклины, однако, во всех случаях микроклиновая фаза максимально упорядочена и практически не содержит изоморфных примесей [10, 12, 14, 16, 17, 20, 21, 26, 38, 49, 60]. Анализ данных о температурах образования на основе фазового соответствия составов полевого шпата и нефелина, полученных В.Н. Зыряновым и Л.В. Козыревой (1981), пересчитанных нами раздельно для ортоклаз-нефелиновых и микроклин — нефелиновых парагене-зисов (табл. 2) показывает, что микроклины образовались при 380— 425°, в среднем, при 400°, т.е. ниже температуры фазового превращения ортоклаз => микроклин (500°С). Микроклин всегда сосуществует с низким альбитом (переход высокий низкий альбит осуществляется при более высокой температуре, 680°С). Поэтому есть все основания предполагать, что микроклинизация щелочных полевых шпатов произошла на стадии автометасоматического изменения нефелиновых сиенитов при падении температуры. Аналогичные микроклин-пертиты установлены нами в Илимауссакском и Ловозерском комплексах [13] [см. также наши данные в работе Е.И. Семенова (1972)]. То, что данный микроклин образуется при структурном преобразовании санидина или, анортоклаза, доказывается анализом расщепленных рефлексов на рент-: генограммах, обнаруживающих альбит-периклиновое или альбитовое двойникование [16, 17, 28, 49]. Предполагается, что росту микроклина с перегруппировкой двойниковых индивидов в блок-кристаллах вплоть до образования грубо-сдвойникованных по микроклиновому закону шахматных микроклинов, способствовала щелочная среда [49].

Наряду с микроклин-пертитами в породах и особенно в пегматитах и гидротермалитах Хибинского комплекса широко распространен также гомогенный микроклин, ассоциирующий обычно с лучистым зеленым эгирином. Нередко он срастается с кристаллами альбита (два полевых шпата вместо одного К,№-щелочного) или (в гидротермалитах) — с цеолитами, выделяется в виде скрытокристаллических опа-ловидных масс. Самостоятельная его кристаллизация при низкой температуре не вызывает сомнений, хотя кристаллизовался он скорее всего синхронно с микроклинизацией пертитовых полевых шпатов (подобно тому, как эгирин кристаллизовался самостоятельно в виде сферолитов или спутанноволокнистых игольчатых агрегатов и при эгиринизации раннего Са,Мя-пироксена с образованием периферических каемок или полных псевдоморфоз). В данном случае мы имеем дело с конверген-

Таблица 2

Состав сосуществующих пар ортоклаз-нефелин и микроклин-нефелин и соответствующая им температура в различных породах Хибинского

щелочного комплекса

; Породы К/ЧК^а) (мол ) К/(К+№) (мол.)

Ортоклаз Нефелин т, °с Микроклин Нефелин T, 'С

Массйвные - - - 0,974 0,201 406

хибиниты (6)* (0,01)" (0,010) 390-420

Трахитоидные 0, 845 0,226 543 0,975 0,193 403

хибиниты (16) 1 (0,022) (0,011) 495-595 (0,013) (0,010) 395-420

Лявочорриты (10) 0,860 0,213 505 0,966 0,180 404

(0,000) (0,004) 490-520 (0,017) (0,015) 400-420

Лироксеновые 0,852 0,218 498 - -- -

фоияиТьг(З) (0,006) (0,000) 475-525

Пироксено- 0,855 0,220 ■ 497 0,970 0,184 . 403

амфиболовые (0,009) (0,006) . . 480-520 (0,015) (0,004) 390-415

фойяиты (8)

ГЫроксено- 0,865 0,221 485 0,985 0,172 380

лепидомелановые (0,000) (0,000) (0, 000) (0,000)

фойяиты (2)

Амфиболовые 0,883 0,217 448 0,959 0,186 398

фойяиты (6) (0,032) (0,006) 415-430 (0, 036) (0,020) 380-420

Амфиболо- 0,910 0,213 433 0, 974 0,186 400

лепидомелановые (0,078) (0,006) 390-475 (0, 014) (0,007) 380-425

фойяиты (7)

Рисчорриты (9) 0,848 0,232 563 0,990 0,249 400

(0,033) (0,012) 515-695

Ювиты (3) 0,930 0,248 410 0, 988 0,232 402

(0,004) (0,006) 400-405

* в скобках - число анализов в скобках - о Рассчитано на основе данных В.Н.Зирянова и Л.В.Козыревой (1981 г.)

цией — образованием одной и той же структурной (или химической — в случае эгирина) модификации разными путями.

2.1.6. В ходе посткристаллизационных преобразований пертитов в породах Хибинского комплекса отчетливо устанавливается перенос компонентов. Как было указано в 2.1.5, это следует уже из опыта применения нефелин-полевошпатового геотермометра. Однако, есть и прямые наблюдения. На рис. 7, а показан характер травления лейсты альбита, заключенной в пертитовом полевом шпате. Отчетливо видно, что травятся только те части лейсты, которые контактируют в К-фазой пертита, тогда как на других ее частях, контактирующих с Ыа-фазой, как на затравке, происходит рост альбита. На рис. 7, б аналогичное избирательное растворение/рост происходит вдоль плоскости срастания бавенских двойников; в данном случае новообразованная альби-товая фаза нарастает на затравку Иа-фазы, обнажающуюся на плоскости срастания и разрастается внутрь противоположно ориентированного двойникового индивида (при этом наследуется даже

Рве. 7. Доказательства двффузноавого перемещевия Na-компоиента в полевошпатовой структуре в постмагматических условиях:

а — избирательная коррозия включенной в K.Na-полевой шпат сдвойникованной лейсты альбита в ходе собирательной перекристаллизации продуктов фазового распада в полевом пшате, б — "ёльчатые" новообразования альбита по обе стороны от плоскости срастания бавенских двойников К,№-полевого шпата; полисинтетически сдвой-никованный альбит продолжает рост Na-фазы в ходе собирательной ее перекристаллизации, унаследывая ее ориентировку в "своем" двойниковом индивиде, замещая в то же время полевой пшат (в том числе и Na-фэзу) в "чужом" индивиде [28,44,49]

полисинтетическое двойникование альбита) [12, 2В, 44]. Наиболее подвижен, естественно, Na-компонент.

Установлена корреляция между размерностью обособлений Na-фазы и структурным состоянием К-фазы в пертитах: ортоклаз-криптопер-титы, микроклин-микропертиты и макро- (видимые невооруженным глазом) пертиты. Интенсивность собирательной перекристаллизации продуктов фазового распада, таким образом, может служить критерием степени постмагматического изменения нефелиновых сиенитов. При определении валового химического состава хибинских K.Na-полевых шпатов (пертитов) диссертантом использовался метод Ф.Дж. Кюльмера (Kullmer, I960) — гомогенизации их в одну фазу сухим отжигом [17]. При непрерывном отжиге при 1000°С в течении 200 часов спайных осколков 1-2 мм (нерасгертых и неспрессованных), в полном соответствии с выводами И. Парсонса (Parsons, 1968), гомогенизация была неполной: сохранились лейсты альбита, мелкозернистые его агрегаты, выполняющие трещины в пертитах и наиболее крупные обособления Na-фэзы (0,1-0,5 мм) с грубым (0,01-0,1) полисинтетическим альби-

товьш двойникованием. Подобный эффект систематически наблюдался в пертитах из нефелиновых сиенитов, примыкающих к зоне центральной дуги Хибинского комплекса [17, 28, 44].

В Хибинском комплексе выделены обширные зоны альбитизации (Тихоненков, 1963; Зак, 1963; Закидр., 1964; 1972). Однако, выполненное нами изучение полевых шпатов в этих зонах [44] показало, что они представляют собой, по сути дела, зоны автометасоматического изменения нефелиновых Сиенитов с наивысшей степенью интенсивности собирательной перекристаллизации №-фазы в пертитах. Здесь наблюдались обособления мелкозернистого альбита в интерстициях зерен и вынос его в трещины с образованием жил, в которых лейсты альбита замещают ранние минералы (собственно альбитизация). В то же время суммарное содержание № в полевых шпатах не повышено. По мнению диссертанта, данный процесс должен трактоваться скорее как перераспределение № в породе, чем как его привнос. Последнее подтверждается обеднением полевых шпатов в зонах "альбитизации" Ва, Са и особенно Бг (почти в 20 раз) относительно полевых шпатов неизмененных нефелиновых сиенитов [14].

2.1.7. Развитие адуляровидного ортоклаза в рисчорритах, ювитах, полевошпатовых массивных уртитах, малиньитах и в прилегающих к этим породам мелко/среднезернистых гнейсовидно-трахитоидных мель-тейгит — ийолит — уртитах центральной дуги Хибинского комплекса сопровождается существенными преобразованиями в химическом составе, микроструктуре и структурном состоянии замещаемых полевых шпатов. Детальное изучение диссертантом контактовых взаимоотношений между рисчорритами и трахитоидными хибйнитами (Часночорр, гора Петрелиуса, Поачвумчорр) показало, что ортоклазизации легче всего подвергаются попавшие в приконтактовую зону ортоклаз-крип-топертиты (с выносом №-фазы или частичным ее переотложением в виде тонких прожилков, ориентированных вдоль (001), с полисинтетически сдвойникованным по альбитовому закону альбитом). Это иллюстрировано последовательно сделанными микрофотографиями (см. фиг. 11, а—г в работе [ 12] и фиг. 6-8 в работе [21]). Судя по уменьшению угла оптических осей IV, происходило частичное разупорядочение К-фазы. В случае микроклин-микропергитов ортоклазизации подвергалась в первую очередь Иа-фаза: адуляровидный ортоклаз кристаллизовался в полостях растворения пертитового альбита (часто в весьма несовершенном виде, что проявляется повсеместно в искривлении трещинок спайности и "разворотах" оптической индикатрисы относительно граней полевошпатовых зерен). Микроклин при этом сохранялся (обычно он сдвойникован в микропертитах по альбитовому закону) без какого-либо разупорядочения, а, возможно, даже с дальнейшим упорядочением, так как в породах центральной дуги он почти везде представлен исключительно "максимальным" микроклином. Таким образом, есть основания полагать, что в пойкилитовых нефелиновых сиенитах адуляровидный ортоклаз равновесно сосуществует с микроклином. Фазовый переход ортоклаз микроклин соответствует 500°С (см. 2.1.2 (2)).

Реликтовые пертитовые полевые шпаты сохраняются только вблизи контактов рисчорритов с нефелиновыми сиенитами. Вдали от контактов развита "пойкилитовая" (пойкилобластическая) структура с при-

знаками замещения нефелина полевым шпатом и переотложения его в виде идиоморфных пойкило-метакристаллов. Характерно, что полевой шпат в пойкилобластах представлен как ортоклазом, так и микроклиг ном. Точно также в пегматитах, залегающих среди рисчорритов, ювитов и массивных уртитов, наряду с микроклином (преобладающим) распространен и адуляровидный ортоклаз, слагающий прожилки и отдельные участки микроклиновых кристаллов. Такие же образования наблюдаются и непосредственно в самих указанных породах [21, 27-31, 36, 42].

Факт сосуществования в этих породах адуляр-ортоклаза с микроклином согласуется с особенностями их химического состава (см. 2.1.1). Этот ортоклаз выделен как адуляровидный из-за полупрозрачности выделений, обусловленной существенно калиевым его составом (отсутствие продуктов распада). Однако, хотя он, как и полевые шпаты из зон альбитизации (см. 2.1.6), обеднен Ca и Sr, в нем повышено содержание Ва и Rb, т.е. компонентов, изоморфно входящих в K-фазу. Привлечение данных нефелин-полевошпатового геотермометра позволяет оценить температуру формирования микроклинов в рисчорритах и ювитах как 400-410°С, а ортоклазов — в 515-695 (в среднем, 560°С) (см. табл. 2), что близко к оценке температуры по методу Гамильтона (500-700°С) (Козырева, 1967). Заметим, что в отличие от пертитов, для которых суммарные составы полевых шпатов попадают в область фазового распада, и сравнивать можно только состав нефелина с составом K-фазы пертита, а получаемая температура соответствует температуре автометасоматических преобразований в породе, в данном случае полевые шпаты являются гомогенными, и оцениваемая температура соответствует температуре кристаллизации породы.

Приведенные данные показывают, что типоморфный для пойкили-товых нефелиновых сиенитов существенно-калиевый полевой шпат формировался как путем непосредственной кристаллизации в полостях выщелачивания (по-видимому, в метастабильной форме адуляровид-ного ортоклаза) и замещения нефелина (в мельтейгит- уртитах) при температуре 600-500° (не выше 700°), так и путем твердофазовых преобразований в ортоклаз-криптопертитах и микроклин-микропертитах.

2.2. Эпилейциты. В Хибинском комплексе широко распространены микрографические срастания фельдшпатоидов с полевым шпатом (симплектиты, дактилоскопические агрегаты). Они детально изучались Б.М. Куплетским (1932), O.A. Воробьевой (1932, 1937), A.B. Галаховым (1959), И.П. Тихоненковым (1963), Ж.М. Кузнецовым (1972) и др. Однако, только исследованиями диссертанта было впервые показано, что кроме нефелина фельдшпатоидная фаза в них представлена кальсили-том KAlSi04 [19, 23, 49]. Проведенная нами по керну поисково-разведочных скважин ревизия симплектитов показала широкое распространение кальсилит-оргоклазовых срастаний в пойкилитовых породах — ювитах, рисчорритахш даже апатит-нефелиновых рудах, в то время как нефелин-полевошпатовые сростки оказались характерными для трахи-товдных мельтейгит-уртитов [49, 60]. ;

Симплектиты рассматривались ранее как продукт эвтектической или когектической кристаллизации полевого шпата и нефелина (Куплет-ский, 1932; Воробьева, 1932) или как результат метасоматического замещения нефелина K-полевым шпатом (Тихоненков, 1963). Однако,

округлая форма симплектитов (особенно хорошо видимая среди зерен ' темноцветных минералов), суммарный их состав, рассчитывающийся на формулу лейцита (Ыа-лейцита или анальцима в случае нефелин-полевошпатовых симплектитов), и попадание его в поле лейцита на диаграмме: КА18Ю4—ЫаА18Ю4—БЮ2 позволяют согласиться с А.В. Га-лаховым (1959), что скорее всего данные срастания представляют собой продукты инконгруэнтного разложения лейцита и собирательной их перекристаллизации. Кальсилит и К-полевой шпат в сростках являются практически чисто калиевыми. К-полевой шпат представлен обычно "высоким" ортоклазом (1, = 0,73-0,86; 1,0 = 0,364-0,428), реже максимальным микроклином.

Образование лейцита возможно только в вулканических породах — в "сухих" условиях и в богатой К среде. Температура перитектической реакции разложения лейцита на К-полевой шпат и фельдшпатоид: 2КА1&206 КАШзО* + КАШО, соответствует 1020°С; при Р(Н20) = =1000 кгс/см она снижается до 800°; при более низкой температуре или при увеличении концентрации № кристаллизуются полевой шпат и нефелин (Рис1аН, 1963). Таким образом, можно предполагать, что симп-лектиты представляют собой какое-то реликтовое состояние, возможно реликты древних вулканогенных пород К-ряда среди существенно-натриевых мельтейгит-уртитов. В случае захвата ксенолитов лейцит-содержащих пород щелочным расплавом при медленном охлаждении неизбежно начнется распад на К-полевой шпат и кальсилит.

В тех случаях, когда симплектиты попадают в зону рисчорритиза-ции, наблюдается их перекристаллизация с включением отдельных ортоклазовых зерен в единый пойкилокристалл. Подобные реликты групп пластинок кальсилита в К-полевошпатовых пойкилокристаллах широко распространены в рисчорритах и ювитах, что позволяет сделать вывод о формировании пойкилитовых нефелиновых сиенитов по какому-то богатому калием субстрату. Диссертантом были обнаружены аномально богатые калием породы, почти нацело состоящие из микрографических кальсилит-оргоклазовых сростков, предположительно диагностированные как лейцитофиры [60].

Приведенные в табл.3 анализы лейцитофиров вместе с образующимися по ним ювитами показывают, что по отношению к лейцитофирам ювитизация-рисчорритизация идет не с привносом калия, а с его выносом. Одновременно из лейцитофиров выносятся Ш> и Се, но привносятся Ыа, Са, Бг, Ва, и Мп, уменьшаются Са/Зг и Бг/Ва, но увеличиваются К/кЬ-отношение и К^ Масштабы распространения древних лейцитофиров в пределах Хибинского комплекса еще не ясны, но в случае широкого их развития, была бы разрешена проблема источника калия при процессах ортоклазизации и объяснен курьезный факт появления существенно-калиевой минерализации в существенно-натриевых агпаитовых нефелиновых сиенитах.

2.3. Фазовый распад в нефелине. Составы нефелинов, обогащенных К, попадают в поле фазового распада на стехиометричный нефелин №3К[А1481,016] и кальсилит К[А18Ю4]. Однако, исследователями распад в нефелинах, как правило, не фиксируется, за исключением случая, описанного Т.Г. Сахамой (Баката, 1962), в лавах вулкана Нирагонго (Заир). Диссертантом совместно с А.В. Сивцовым фазовый распад был

Таблица 3

Химический состав лейцитофироз и образующихся в результате их

преобразования ювитов

Компоненты Лейцитофир' Ювит Лейцитофир Ювит Лейцитофир Ювит

654 м 649 м 842 м 643.6 м 1136 м 1185 м

1477 скв 1477 скз 1564 скв . 1564 скв 1580 скв 1580 скв

SiO 2 53,25 49,73 50,70 49,70 50,40 50,10

TiO 2 0,21 0,76 0,45 0,35 0,65 0,38

ZrO 2 - - 0,008 0,02 0,004 -

Nb205 - - 0,027 0,009 0,008 -

P2O5 - - необн 0,79 следы -

AI2O3 21,38 21,72 23,10 22,25 24,20 24,10

Te2Ó3 1,71 2,54 2,62 2,35 2,04 2,41' '

FeO 0,94 1,86 0,92 1,78 0,95 0,94'

MnO ' 0,056 0,10 0,058 0,079 0,028 0,060

Mgo 0,048 1,08 0,19 1,80 0,17 - 0,43

Cao 1,05 2,79 0,43 1,40 0,53 0, 80

SrO 0,013 0,043 0,024 0,110 0,016 0,030

BaO • 0,016 0,079 0,013 0,110 0,006 0,017

Na20 2,84 6,82 3,57 7,01 3,44 9,47

K20 17,08 11,81 16,90 10,83 17,17 . 10,59

НгО1 0,38 0,44 0,87 0,91 " 0,23 0,32 . .

C02 0,06 0,07 0,09 0,20 0,06 0,06

F - - 0,03 0,11 0,05 -

Сумма 99,63 99,95 100, 09- : 99,89 100,05 99,76

p.p.я.

Rb20 170000 ■ 110000' 90000 74000 90000 55000

Li20 1400 1600 . .280 200 3700 1100

Cs20 1100 660 - .1100 ,„ ■ ,. 940 590 140

Ca/Sr 149 120. .-33,1 23,5 61,2 49,3

Sr/Ba 1.2 0,81 2,73 1,48 4,08 2,6

K/Rb 199 213 370 290 378 382

^arn 1,08 1.11 1,05 1,05 1,00 1,12

(Na+K)/Ca 24,3 9,46 61,8 13.3 ' 50,3 37.2

K/(K+Na) 0,798 0,533 0,757 0,504 0,767 0,424

Ac 0,62 0,53 - 0,57.-, • ' 0,55 0,55 0,52

установлен в нефелине из ювитов Партомчорра (скваж. 980,1368 м) при электрономикроскопическом изучении (1ЕМ-100С с приставкой Кеуех-5100). Нефелиновая фаза оказалась по составу близкой к стехиометри-ческому соотношению: Не^^^^К^,^,, а кальсилитовая — чисто калиевой с параметрами а = 5,18, с = 8,7А. Пр. гр. Р6, (см. рис. 11).

Включения нефелина в пойкилобластах К-ортоклаза в ювите оказались обогащенными калием: №72Д)_7здК52810_2в,9- Монокристальная рентгеновская съемка, проведенная совместно' с Н.И. Органовой и И.М. Марсий, показала закономерную ориентировку кальсилита в нефелине: сКи//сМг, [ 11 О^/'/а^.,, [49]. Таким образом, можно предположить, что обогащенный калием нефелин в ювитах при последующих процессах подвергался фазовому распаду со сбросом избыточного К в виде

кальсилитовой фазы. Аналогичным, по-видимому, было образование включений кальсилита в мегакрисгах нефелина "блоковых" апатит-нефелиновых руд [23, 28, 49].

Фазовый распад характерен также для титаномагнетита (магнетит + + ульвешпинель, магнетит + ильменит), для И-пироксена (пироксен + + ильменит) и других минералов [28].

2.4. Минералы-эфимеры. Многие из агпаитовых минералов, кристаллизовавшихся из щелочной магмы в условиях экстремально-высокой щелочности-основности минералообразующей среды, при уменьшении щелочности становились неравновесными с минералосохраня-ющей средой и подвергались выщелачиванию. Особенно губительным было воздействие горячей воды, отжимаемой из остаточной магматической жидкости или конденсировавшейся из сосуществующей газовой фазы. Диссоциация газообразной воды должна идти с громадной затратой тепла: (Н20)газ + 268ккал = (Н+) + (ОН" ) и практически не происходит. Жидкая вода диссоциирует с меньшим поглощением тепла: (Н20)жидк +■ 13,7 ккал = Н* + ОН', но все же степень ее диссоциации резко возрастает с ростом температуры. Вода является слабой кислотой, причем кислотные свойства ее усиливаются при нагревании (например, рН при 0° = 7,5, тогда как при 100°С = 6,1). Интенсификация реакций гидратации в постмагматических условиях приводит к частичному выносу из кристаллической структуры минерала щелочей и про-тонированию атомов кислорода, т.е. образованию своеобразных "кислых солей". Например, для келдышита:

2Ка22г[81207] + Н20 => ШзНгг^О/Ь + №ОН, Ыа3Нгг[81207]2 + Н20 Ка2Н2гг[81207]2 + КаОН, ШгЩЫЫгОАг + Н20 КаН32г[81207]2 + №ОН.

Гидратация характерна прежде всего для солей слабых кислот, мало отличающихся по кислотным свойствам от воды. Поэтому среди гидратных форм минералов преобладают соединения амфотерных компонентов:

Паракелдышит* На22г[8120,] => Келдышит Ыа5Н2г2[81207]2

Цирсиналкт* Ка^Са^г^цОи] => Ловозерит Ыа3Н3Са2г[ 81401а]

Казакова На6МпТ1[514018] => Тнсиналит* КаДМиЙ^О^]

Ломоносовит => Беталомоносовит* => Мурманит

Ка10Т14[512О7Ь[РО4]2О4 Ка6НД14[81207]2[Р0,]204 №4Т14[&207]2-4Н20

Вуоннемит => Эпистолит

ЫаиТ1КЬ2[5120712[Р04]20,Р ^Т1КЪ2[5ь0?]20,Р 4Н20

Ринкит* => Мозандрит => Вудьяврит

^С^ТКЛ^едр, Ка^Н^Са^Т ЙЛ! [ БцО 15 ] РН 20 ТК2Т1[а4015]15Н20 Дельхайелит => Гидродельхайелит*

К^агСагКЗЬ^О^КР.а), КН2Са2[(517А1)019]-6Н20

Звездочкой выделены излишние названия, появившиеся в литературе позже

Особым случаем гидратации агпаитовых минералов является образование гидроксониевых разностей. Образование ионов оксония: Н20 + + Н20 = Н30* + ОН' идет на первом этапе электролитической диссоциаций воды. Поэтому можно ожидать, что цеолитоподобные минералы с крупными полостями в структуре при высокотемпературной гид-

ратации могут захватывать ионы гидроксония, тогда как при низкой температуре туда входят нейтральные молекулы НгО.

При исследовании хибинских эвдиалитоВ нами изучена необычная, К,(Н30+)-разность [59, 64], содержащая 3,68 мас.% К20, 0,ЗЗН20' и 6,66Н20+ и всего 3,631Ча20. Уточнение ее структуры [59] показало сохранение постоянного во всех эвдиалитах каркаса при значительном дефиците положительно заряженных катионов, который должен компенсироваться вхождением (Н,0+). Наличие последних не имеет прямого структурного доказательства путем локализации водородных атомов из-за их подвижности и статистического распределения по позициям, но подтверждено методом ИК-спектроскопии [64]. Расчеты показывают, что К,(Н30-1-)-эвдиалит содержит до 7 молекул гидроксония (в расчете на ромбоэдрическую ячейку, г=3) или 21 молекулу (в гексагональной ячейке), занимающие место щелочных атомов в наиболее просторных полостях структуры. Атомов Иа в 4 раза меньше, чем в нормальном эвдиалите, и при этом часть их занимает необычную позицию в центре [819027]-колец, занимаемую обычно тяжелыми многовалентными дополнительными катионами. Необычно также высокое содержание К (в 2 раза больше, чем в эвдиалите). Формула: Са<£г3[&307(0Н)2]2[81Аз(0Н)4]2 • №,N8,] • [Ре3+1Д(&,П,МЪ,А1)0,,□,.,,] • ■[(Н30+)7№28К2 2] • [С11>5(ОН)6] (при Ъ=У) К,(Н30+)-эвдиалит обнаружен в поздних прожилках в рисчорритах. Обогащение его К и гидрок-сонием, по нашему мнению, указывает на преобразование более раннего эвдиалита при воздействии горячих богатых К растворов.

Таким образом, приведенные в доказательство второго защищаемого положения данные показывают, что образующиеся в процессе магматической кристаллизации породообразующие и акцессорные минералы существенно меняют свой химический состав и внутреннее строение в посткристаллизационных условиях. Это приводит к серьезным последствиям. Перераспределение компонентов между сосуществующими минеральными фазами через поровую минералосохраняющую среду меняет первоначальные кристаллизационные их соотношения, и основанные на этих соотношениях геотермометры показывают температуру не кристаллизации, а последующих равновесных стадий изменения породы. То же относится к изотопным соотношениям. Вследствие изменения изоморфной емкости минералов при охлаждении, а в случае фазового распада — в результате перераспределения компонентов между новообразованными фазами, меняются "коэффициенты со-кристаллизации" и парные корреляции элементов. Основанные на этих данных петрологические тренды отражают, таким образом, не дифференциацию магматических расплавов, а эволюцию минерального состава в закристаллизовавшихся породах. Оценить степень подобных преобразований можно только в результате изучения слагающих породу или рудную залежь минералов на конкретныхтеологических объектах.

С другой стороны, типоморфные особенности минералов, обусловленные явлениями посткристаллизационного их преобразования, сами могут служить минералогическими индикаторами процессов эволюции пород и руд после кристаллизации.

ПОЛОЖЕНИЕ 3

На основании изучения тиаоморфизма минералов в Хибинском щелочпом комплексе можно выделить минеральные ассоциации трёх главных генетических типов: 1) минералы палеовулканитов 2) минералы плугоничесхнх нефелиновых сиенитов и 3) минералы агиаитоных метасоматитон.

По тиноморфным признакам различаются минералы первично-магматических пород и последующих стадий их преобразования (амфиболизадии, эгирииизации, пефелинизации, ертоклазгоации, микроклинизации, альбитизахщн, цеолитизации). Ультращелочная ("агцаитОвая") минерализация в Хибинах возникла на автометасоматическом н постмагматическом этапах преобразования вулканических к плутонических пород.

Наиболее детально нами изучались типоморфные особенности хибинских породообразующих минералов: щелочных полевых шпатов, фельдшпатоидов, щелочных пироксенов и амфиболов и слюд.

3.1. Щелочные полевые пшаты.

Принято считать, что для агпаитовых нефелиновых сиенитов характерны щелочные полевые шпаты с высоким содержанием Na-компонента (анортоклазы, Na-сэнидины) и высокой степенью Si/Al-yno-рядоченности. Это не совсем так. Состав полевого шпата в агпаитовых породах Илимауссакского комплекса варьирует в пределах АЬ25_40Ог75_60 (An-компонент практически отсутствует) (Ferguson, 1964); только в пуласкитах отмечались анортоклазы АЬ70Огз0 (Boggild, 1953). Все они являются пертитами с Na-фэзой, соответствующей низкому альбиту, и К-фазой, соответствующей чистому максимальному микроклину с 2V 76-83° и Др 0,93-1,00 [13]. Существенно-натриевые полевые шпаты и с высоким содержанием Са типичны для наиболее ранних пород Или-маусбака — авгитовых сиенитов: в закаленных фациях — оптически гомогенные крипгопергиты, варьирующие от олигоклаза Ab76Or4An20 (в ядрах кристаллов) до щелочного полевого шпата Ab43 30rSjAn3>5 (в периферических каемках) (в основном в интервале АЬ47_^Ог32_48Ап4_9); во внутренних фациях — более грубые пертиты состава АЬ52_бзОг34_45Ап2_4, с Na-фазой, соответствующей плагиоклазу АЬ85_94Ог2_зАп4_12, и К-фазой, меняющейся в широких пределах — Ab28_67Or29_7aAn0i5_4i0 (Larsen, 1976; The Ilimaussaq intrusion.., 1981). Полевые шпаты авгитовых сиенитов Илимауссака аналогичны таковым в авгитовых сиенитах других районов Гардарской провинции (например, комплекс Игалико) и в лар-викитах палеорифта Осло. Аналогичны им и полевые шпаты классических ромбен-порфиров (трахиаццезитов и щелочных трахитов) района Осло, но в ядрах зональных вкрапленников присутствует более основной плагиоклаз An30_40 (The Oslo paleorift.., 1978).

Нами подобный анортоклаз состава Abi5Or24An10 (с микропримесями Ва, Sr и Fe3+) изучен из ромбен-порфиров субсовременного вулкана Килиманджаро [49, 55, 68]. Данный анортоклаз содержал реликты неупорядоченного (tjO = 0,348 и tjm = t20 = t2ra = 0,217) нераспавшегося полевого шпата (Ab+An)7gOr22 совместно с К-фазой (ортоклаз Ог68 с

t,0 = 0,314) и Na-фязой (промежуточный альбит Ab92, t,0 ■- 0,735, t^m = = t20 = t2m = 0,088)

3.1.2. В породах дифференцированного комплекса в Ловозере наиболее натриевые полевые шпаты характерны для уртитов и ювитов — АЬ90_75Ог10_25; в фойяитах и луявритах распространены более калиевые полевые шпаты — АЬю_боОг7о-« (содержание An не превышает 2,5 мол.%) (Власов и др., 1959; Герасимовский и др., 1966; Буссен, Сахаров, 1972). В пределах ритма содержание Na в минерале снижается от АЬ90Ог10 в уртитах и Ab90_60Or10„4() в ювитах до Abi0_30Or40_70 в фойяитах, а затем вновь повышается в луявритах — Ab50_i0Or50_40 (Буссен, Сахаров, 1972). Во всех случаях полевые шпаты являются микропертитами: Na-фаза — чистый низкий альбит, К-фаза — чистый максимальный микроклин с 2V 75-80° и Др 0,80-0,90, причем в пертитах уртитов и ювитов она более упорядочена (Др в среднем 0,86), чем луявритов (Др 0,80) (Косой, 1965). Полевые шпаты из вулканогенных пород Ловозерского комплекса плохо изучены, но судя по анализу из овоидофира горы Куамдеспахк, представлены анортоклазом (оптически гомогенным, т.е. криптопертитом) с повышенным содержанием Ап-компонента — АЬ^ОглАп^ (Буссен, Сахаров, 1972). Полевые шпаты ловозерских пойкилитовых нефелиновых и содалитовых сиенитов также представлены анортоклазом с высоким содержанием Na, но низким Са — АЬ76 50г32Ап21 (Буссен, Сахаров, 1972).

Наши исследования ловозерских полевых шпатов пойкилитовых нефелиновых сиенитов, выполненные на материале Е.И. Семенова [49], показали широкое распространение в этих породах и пегматитах среди этих пород более калиевых разностей с голубой или жемчужной ириза-цией, указывающей на наличие тонкого фазового распада. Так, в образцах "лунного камня" из биотитовых пойкилитовых сиенитов р. Суолуай и пегматита в этих породах с р. Муруай был диагностирован высокоупорядоченный ортоклаз (tL0 + t,m = 0,911, t,0 = 0,455), содержащий в твердом растворе до 17 мол.% АЬ, сосуществующий с ~ 17% чистой Na-фэзы, представленной низким альбитом. Электронно-микроскопическое его изучение, выполненное совместно с Н.В. Трубки-ным (ИГЕМ) подтвердило криптопертитовое строение с ромбовидным (0,7-0,8)х(0,2-0,3) мкм или зигзагообразным орнаментом; Na-фаза оказалась полисинтетически сдвойникованной по альбитовому закону с масштабом ламелей 0,01-0,02 мкм [49]. Жемчужная иризация наблюдалась в периферических каемках и проявилась по-видимому, в результате гидротермального изменения пород. Она связана с более грубым распадом на пластинки K.Na-полевого шпата, чередующиеся со структурой, типа выше описанного "лунного камня", но ортоклазовая фаза менее упорядочена (t^O + txm = 0,848-0,897, tt0 = 0,424-0,448) и содержит больше изоморфного Na-компонента (22,8 мол.% АЬ). Химический состав подобного "лунного камня" приведен Е.И. Семеновым (1972) из пегматита в пойкилитовых сиенитах горы Лепхе-Нельм и соответствует Ab,0 8Or7S 5An3i3. Полученные нами для этого образца рентгеновские данные также указывают на высокое содержание изоморфного Na-компонента в ортоклазовой фазе (16 мол.% АЬ) [49].

3.1.3. Предполагается, что агпаитовые нефелиновые сиениты, в частности луявриты, являются субсолидусными образованиями, с одновременно кристаллизовавшимися из расплава калиевым и натрие-

вым полевыми шпатами. Проведенные исследования не согласуются с этим выводом. K.Na-состав щелочного полевого шпата указывает на кристаллизацию только одной полевошпатовой фазы, при высокой температуре, в случае зональных порфировых вкрапленников — после плагиоклаза. Однако, в породах Илимауссака, Лангезундфиорда, Лово-зерского (Власов и др., 1959; Буссен, Сахаров, 1972) и Хибинского (Минералы Хибинских и Ловозерских тундр, 1937) [28] широко распространен гомогенный микроклин с "шахматным" ("chess-board") или "черепичным" ("tiled") двойникованием (вместо обычного в гранитах и гранитогнейсах решетчатого микроклина). Согласно Т.Ф.В. Барту, такой микроклин должен кристаллизоваться при низкой температуре в триклинной форме (см. 2.1.2 (2) и2.1.5). Это предположение подтверждено О.Б. Беггильдом (Boggild, 1953) для микроклина из Ивигтут на основании точного измерения углов а* и у* и К.Л. Смитом и A.C. Мак-Лареном (Smith, McLaren, 1983) детальным изучением ориентировки "шахматных" двойников в микроклине из луяврита Илимауссака при электронно-микроскопическом их изучении. В агпаитовых породах встречается также подобный "шахматный" альбит. Таким образом, для агпаитовых нефелиновых сиенитов типоморфны как К,№-полевые шпаты, высокотемпературные, так и низкотемпературные — микроклин и низкий альбит. Однако, вряд ли это можно объяснить на основе гипотезы X. Соренсена (Sorensen, 1962), низкотемпературной кристаллизацией поздних дифференциатов агпаитовой щелочной магмы, т.к. температура такого расплава должна быть около 500—300°С.

3.1.4. В нормальных разностях нефелиновых сиенитов Хибинского комплекса (исключая зоны "альбитизации") суммарный состав перти-тов варьирует в пределах Ab^^Or,^, постепенно обогащаясь калием от периферии массива к центру [17]:

К,На-лолевой шпат в породах...... АЬ* АЬ** АЬ***

Приконтактовые хибиниты (18 обр.).. 39-56 (48,5) 45-65 (55) 53,7 (Зобр.)

Грубозернистые хибиниты (12)..............40-52 ( 46) 45-61 (53,5 ) 49,9 (1)

Трахитоидные хибиниты (14)..................32-49 (43) 35-62 (44,5) 50,0 (3)

Они же, альбитизированние (21)..........18,5-47 ( 38) 25-56 (43)

Лявочорриты (10)......................................14,5-49 ( 30,5) 15-54 (42)

Они же, альбитизированние (11)..........25,5-44 39,5) 25-70 (53) 52,7 (8)

Трахитоидные фойяиты (15)....................27-88 (48) 50-68 (60) 57,1 (10)

Пироксеновые фойяиты (5)...........30,5-35,5 (33,5) 27-40 (33,5) 52,3 (4)

Примечание. После гомогенизации пертитов в одну фазу сухим обжигом при 1000°С по методу И.Парсонза (Parsons, 1968). Содержание Ab-компонента определялось: АЬ* - методом Л.М.Орвилля (Orville, 1967), АЬ»* - методом Ф.Дж. Кюльмера (Kullmer,1960). АЬ**« - усредненные данные химических, анализов (Куллетский, 1931; Солодовникова, 1937; Махлаев, 1946, Галахов, 1968; Козырева, 1965, 1966, 1967; Тихоненкова, 1967; [21, 28]).

Хотя различия в составах полевых шпатов кажутся заметными, они (в силу почти горизонтального положения солидуса на диаграмме плавкости Ab-Or) не чувствительны к колебаниям состава нефелин-сиенитового расплава или температуры кристаллизации. Обращает

внимание только то, что средние составы пород (хибиниты, лявочор-риты, фойяиты), пересчитанные в долях Ab/Or, лежат слева от точки минимума, а составы полевых шпатов — справа, т.е. кристаллизовались из остаточной жидкости, обогащенной калием. Это очевидно, указывает на первоначальную кристаллизацию нефелина, ранее полевого шпата. Максимальное содержание АЬ65_67 соответствует минимуму на кривой плавкости, и из таких расплавов полевой шпат кристаллизовался одновременно с нефелином.

Полевые шпаты нефелиновых сиенитов содержат 0,2-0,3 мас% Fe3+ в позиции Т(0 (доказано в 30 образцах методом ЭПР — Marfunin et al., 1967), 0,01-0,5 (в среднем 0,22) Ва, 0,003-0,5 (0,12) Sr, 0,02-1,0 (0,13) Ca. Содержание Rb20 0,012—0,030 мас% (Козырева, 1966); в некоторых случаях (в пегматитах) до 0,101% Rb20 и 0,004% Li20 [21, 28].

В доструктурный период изучения щелочных полевых шпатов Хибинского комплекса сложилось представление, что в нефелиновых сиенитах распространены главным образом микроклин-пертиты и гомогенные микроклины (Куплетский, 1931; Солодовникова, 1937; Махлаев, 1946, 1947). Эти данные должны быть пересмотрены. Исследования диссертанта [12, 14, 16, 17, 20, 28, 38, 49] показывают, что угол оптических осей (структурно-чувствительная константа) варьирует в широких пределах, и 56% измерений укладываются в интервал 55-65° (такие ортоклазы характерны для всех нефелиновых сиенитов, а в пироксеновых фойя-итах их доля составляет 79%), 19% — в интервале 68—73° (промежуточные ортоклазы и микроклины, доля которых в альбитизированных породах увеличивается до 32-36%) и только 25% — максимальным ми-кроклинам с 2V 78-80° (которые характерны в основном для хибини-тов, трахитоидных хибинитов и лявочорритов) (рис. 8). Si/Al-pacnpe-деление оценивалось исходя из параметров ячейки, рассчитанных из по-рошкограмм, (камера Гинье) по методу Д.Б. Стюарта и T.JI. Райта (Stewart, Wright, 1974). Большинство исследованных полевых шпатов

Zyo

&Q

Рис. 8. Угол оптических осей 2V и оптическая триклинность К,1Ча-полевых шпатов нефелиновых сиенитов Хибинского комплекса:

1 — криптопертигы, 2 — микропертиты. Полевые шпаты: I — грубозернистых трахитоидных хибинитов, II— среднезернисгыхтрахигодных хибинитов, III— лявочорритов, IV— арфведсонитовых фойяитов, V— пироксеновых фойяитов. Оптическая триклинность Ло = угол погасания на (001)

оказались ортоклаз-пертитами, хотя на порошкограммах часто регистрировались слабые отражения триклинной калиевой фазы, и лишь в ряде случаев микроклинами. Для ортоклазовой фазы 1,0 найдено в пределах: 0,35-0,44 (в среднем, 0,41) для хибинитов, 0,40-0,45 (0,42) для фойяитов, 0,37-0,47 (0,42) для лявочорритов, 0,39-0,43 (0,40) для промежуточных разностей лявочорритов, переходящих в луявриты, и 0,310,42 (0,39) для луявритов (т.е. последние оказываются наиболее неупорядоченными) (рис. 9). Содержание №-компонента в ортоклазовой фазе меняется в соответствии с изменением структурного состояния: в среднем — 6,5% АЬ в хибинитах, 9,5 в фойяитах, 7,5 в лявочорритах, 10,7 в переходных кх разностях к луявритам и 10,3% АЬ в луявритах [49]. В микроклинах 1,0 0,87—1,00 (0,94) — в породах (хибинитах, фойяитах,

Рве. 9. Si/Al-распределение в K.Na-иолевых шпатах Хибивского щелочного комплекса на графике "be" Д.Б. Споарта н Т.Л. Райта (Stewart, Wright, 1974):

Полевые шпаты: 1 - хибинитов, 2 - лявочорритов, 3 — фойяитов, 4 — луявритов, 5 — пойкилитовых нефелиновых сиенитов (ювитов, рисчорритов), 6 — мельтей-гит-уртитов. Кружками показаны моноклинные полевые шпаты, квадратиками — триклинные [49]

лявочорритах), 0,93-1,00 (0,97) — пегматитах и гидротермалитах с содержанием Na-компонента в К-фазе 2,9 и 1,9% АЬ соответственно. Структурное состояние полевого шпата меняется и в разных типах пегматитов в нефелиновых сиенитах: в ранних, арфведсонит-полевошпа-товых доля ортоклаза с Др 0,2-0,4 (рентгеновская триклинность — Goldsmith, Laves, 1954) -50%, а микроклина с Др 0,7-0,9 -44%, тогда как в поздних, эгирин-микроклиновых — 38 и 56% соответственно (причем 24% микроклинов имеют еще большую Др 0,9-1,0 [12, 17, 28, 49].

3.1.5. Щелочной полевой шпат хибинских палеовулканитов отличается более высоким содержанием натрия. Наиболее высокое его значение в лейкократовых фрагментах мелафонолитовых туфобрекций: АЬ85_86Ог49.,2 AriiВ лейкократовых овоидах авгитит-порфиритов: АЬ55_68Ог4з_з()Ап11_1^, однако полевой шпат основной массы авгити-тов более калиевый: Ab53_23Or47_77An03. В ромбен-порфирах ядра вкрапленников имеют АЬ58_62Ог36_4»Ап2, периферические каемки: Ab5Si5Or42ij_43i5An)ie; полевой шпат основной массы имеет тот же состав, что it ядра вкрапленников: АЬ630г36Ал, [49]. Степень Si/Al-упорядочен-ности их самая низкая. Для ромбен-порфиров, например: Ц0 0,26-0,34, а содержание Na-компонента в К-фазе 11,2-22,5% АЬ (см. 2.1.4).

3.1.6. Для трахитоидных дифференцированных мельтейгит-уртитов полевой шпат не характерен. Он встречается чаще всего в виде пойки-литовых порфиробласт существенно-калиевого состава, разрастающихся в мелкозернистой породе, и относится к ниже рассматриваемым мета-соматитам. Однако, в приконтактовых частях мельгейгит-уртитовой толщи развиты нефелин-полевошпатовые симплектиты, а иногда встречаются полевошпатовые обособления, заметно обогащенные натрием, вплоть до 31,9% АЬ [10, 28]. Таким образом, возможно, что в трахитоидных мельтейгит-уртитах присутствует собственный полевой шпат, обогащенный натрием. В этой связи представляют интерес обнаруженные диссертантом в ийолитах включения биотит-анортоклазового щелочного трахита, полевой шпат которых отличается высоким содержанием Na- и Са-составляющих, от Ab74,50ri7An8 5 до AbK 20rj5 8Ап4 0 и повышенным содержанием стронция. Специфической особенностью этих пород является крайняя невыдержанность состава анортоклаза в соседних зернах с колебаниями Ап62_, и Sr-Fsp0 5_0 6 [49].

3.1.7. В отличие от вышеперечисленных, полевые шпаты пойкили-товых нефе.1иновых сиенигпов, ювитов и массивных полевошпатовых ур-титов — существенно-калиевые (см. 2.1.7) и различаются только содержанием микропримесей и степенью Si/Al-упорядочения. Вариации 2V в них еще более значительны (20-83°), но четко выделяются два максимума: с 2V от 33 до 50-60° (низкие санидины — высокие ортоклазы) и с 2V 70-83° (максимальные микроклины), без промежуточных разностей. Разности с 2V 50-70° были установлены только в эндоконтактах пой-килитовых нефелиновых сиенитов (где они замещают нефелиновые сиениты) в реликтах пертитового полевого шпата [21, 38]. 2V 20-50° (составляющие 23% измерений) не наблюдались в полевых шпатах нефелиновых сиенитов. В то же время разности с 2V 54—65°, как и в нефелиновых сиенитах, наиболее распространены (53% измерений). Статистические данные показывают, что породообразующий пойкилито-вый полевой шпат представлен в основном высоким ортоклазом с 2V

45-50° и 1,0 0,39—0,41, постепенно переходящим к промежуточным ортоклазам с 2V 54—65° и t(0 0,42 -0,43; состав его максимально приближен к чистому К-полевому шпату с 6,5% АЬ и минимальным содержанием микропримесей Sr и Са [21, 38]. Калишпаты с 2V 33-44° и 1,0 0,36-0,38, соответствующие низкому санидину, распространены в отдельных участках породы, пустотках и прожилках в виде водяно-про-зрачного, бесцветного, зеленоватого или желтоватого адуляра и являются более поздними метастабильно кристаллизующимися полевыми шпатами. Для них, наоборот, характерно повышенное содержание Na, Ва, St и Fe. Так, для адуляра 1481/Д из массивных уртитов штольни Материальной, Юкспор, найдено 7,8% АЬ [49], а для "желтого ортоклаза" оттуда же — 21,1 % АЬ (Дудкин и др, 1964). Микроклины с 2V 7580° (13,5% измерений) и ЦО 0,78-0,98 встречаются и в виде пойкило-кристаллов, и в полостях породы в ассоциации с адуляром. Как и все максимальные микроклины, это чисто калиевый полевой шпат с повышенным содержанием Rb [21, 38, 49].

3.1.8. Для четырех эталонных К-полевых шпатов диссертантом совместно сН.И. Органовой и И.М. Марсий (ИГЕМ), МА. Симоновым и Е.П. Железиным (МГУ) выполнено полное структурное уточнение с определением Si/Al-распределения по Т-позициям по уравнениям Дж.В. Смита (Smith, 1974) [39-41, 46, 49]:

Полевой шпат........... <1° t^m t20 t2m 2A1

Санидин обр. 43/980____ 0,320 0,320 0,195 0,195 1,030

Адуляр обр. 1481/Д..... 0,379 0,398 0,117 0,102 0,996

Ортоклаз обр. 848/М____ 0,393 0,383 0,102 0,094 0,977

Микроклин обр. 1667.... 0,921 0,023 0,008 0,023 0,975

Исходя из полученных при структурном уточнении параметров ячейки, соответствующие значения tjO = t,m и t20 = t2m, рассчитанные по методу Д.Б. Стюарта и ТЛ. Райта (Stewart, Wright, 1974), равны: 0,299 и 0,201; 0,392 и 0,108; 0,419 и 0,081; 0,971 и 0,005 соответственно.

3.2. Нефелин.

Нефелин, в отличие от полевого шпата, в силу незначительных отклонений состава от стехиометрического соотношения Ne:Ks=3:l, считается менее информативным для исследований типоморфизма. Однако, отклонения в сторону обогащения минерала натрием могут быть существенны. Состав нефелина из агпаитовых пород Ловозерского комплекса варьирует в пределах Ne72_7?Ks19_7Q7_10 (Буссен, Сахаров, 1972). Об илимауссакском нефелине данные отрывочны и не поддаются обсуждению. Нефелин мелътейгит-уртитов щелочно-ультраосновных пород меняется в интервале Ne72_g,)Ks24_16Q()_6, отличаясь прежде всего низким содержанием избыточного Si02 (Q) (Кононова, 1976) (рис. 10, а).

3.2.2. Нефелин хибинских нефелиновых сиенитов (см. рис. 10, в) близок по составу к ловозерскому: Ne75_81Ksls_gQ6_10. Еще более обогащен натрием нефелин хибинских палеовулканитов (см. рис. 10, б). В авгитит-порфирах: Ne75 9_82 7Ks15is_Bi2Q4i2_9i9Ano,2_o,4; в лейкократовых фрагментах существенно нефелинового состава мелафонолитовых туфо-брекчий Ne76>5Ks12 9Q10 ,Ап0 4. Состав нефелина фенитизированных

Рис. 10. Состав нефелинов Ksne-i5:75

ультращелочных комплексов на фрагменте тройной диаграммы KAlSiO,—NaAISiO,— Si02:

а — Нефелин из пород Лово-зерского и Илимауссакского комплексов и мельтейгит-уртитов щелочноультр ¡¡основных пород (Буссен, Сахаров, 1972; Семенов,1969; The Eimaussaq intrusion, 1981; Кононова, 1976): 7 — из уртитов, 2 — фойяитов, 3 — луяври-тов, 4 — пойкилитовых нефе-лин-содалитовых сиенитов,

5 — из авгитовых сиенитов,

6 — из агпаитовых пород. 6 — Нефелин из мельтейгит-уртитов и палеовулканитов Хибинского комплекса: 1 — из авгигит-порфиров и мелафо-нолитовых брекчий, 2 — фе-нитизированных вулканитов; 3—7—дифференцированных трахитоидных мельтейгит-ур-титов: 3 — мельтейпггов, 4 — меланократовых ийолнтов, 5 — лейкократовых ийоли-тов, 6 — трахитоидных уртитов, 7 — нефелин-полевошпатовых симплектитов, 8 — малиньитов, 9 — массивных грубозернистых уртитов; в —

Нефелин из нефелиновых сиенитов (10) и пойкилитовых нефелиновых сиенитов Хибинского комплекса: 11 — рисчорритов, 12 — ювитов [49]

вулканитов отличается пониженным содержанием (^-компонента:

3.2.3. В отличие от нефелиновых синитов и палеовулканитов состав нефелина в мельтейгит-уртитах и пойкилитовых нефелиновых сиенитах заметно обогащен калием. Согласно А.А. Арзамасцеву (Арзамасцев и др., 1987) средний состав нефелина в дифференцированном комплексе трахитоидных мельтейгит-уртитов соответствует Ке^Кз^СЬ, в то время как в массивных уртитах — ю вит ах — рисчорритах — Ые^К^^. Эти различия считаются существенными, подчеркивающими различную природу данных образований. Наши данные несколько отличаются от приведенных. Состав нефелина массивных уртитов ^е7}15_77К525-19,50!о-4) близок к составу нефелина трахитоидных мелътейгитов, ийолитов и уртитов (N6,0 5_77 5^26,5_^о-б)> но заметно отличается от состава наиболее обогащенньгх калием разностей нефелина в пойкилитовых нефелиновых сиенитах (рисчорритах и ювитах) (Ке69_78Кз30_18р()_й) [49]. В толще дифференцированных мельтейгит-уртитов нефелин последовательно обогащается N8-составляющей вверх по разрезу (см. 4.1.5).

3.3. Кальсилит.

Кальсилит впервые обнаружен диссертантом в Хибинах и в комплексах агпаитовых нефелиновых сиенитов вообще [19, 23,28, 49]. Чаще всего он устанавливается в кальсилит-ортоклазовых микрографических сростках (симплектитах), но кроме того обнаружен в виде включений в лейстовых кристаллах ортоклаза, в виде мелких зерен в интер-стициях кристаллов нефелина, как включения в блоковых апатит-нефелиновых рудах, в виде реликтов в пойкилобластах К-полевого шпата и наконец, в виде фазы распада в нефелине (см. 2.2 и 2.3). В последнем случае он установлен с помощью рентгеновского к электронно-микроскопического изучения (рис.11, а). Судя по чисто калиевому составу, согласующемуся с параметрами ячейки (а = 5,166, с = 8,714 А) (Пр. г. Р63), минерал не является первичным, а образуется вследствие поскри-сталлизационных преобразований в ультракалиевых породах при разложении первичного лейцита (предположительно, в эпилейцититах). Типоморфен только для пойкшитоеых нефелиновых сиенитов.

3.4. Лейцит.

Кроме предполагаемого разложенного первичного лейцита, реликтов которого не сохранилось, нами обнаружен вторичный низкотемпературный тетрагональный а-лейцит (Пр. г. 14,/а, с параметрами а = =13,06, с ''?= 13,8 А), кристаллизация которого возможна ниже 625°С. Состав его также практически чисто калиевый. Мелкие (20-40 мкм) зерна полисинтетически сдвойникованного а-лейцита (см. рис. 11, б) установлены в виде включений вдоль трещинок в нефелине ювитов Партомчорра [49].

3.5. Пироксены.

Составы породообразующего пироксена в породах Илимауссакского комплекса меняются от диопсид-геденбергита (салита) в авгитовом сиените к геденбергиту в гетерогенном фойяитеи далее через геденбер-гит-эгирины к эгирину в агпаитовых породах, связывая таким образом пироксен, свойственный основным породам, с ультращелочным (рис. 12). В отличие от Илимауссака пироксены всех пород Ловозерского комплекса не обнаруживают какого-либо тренда изменения составов, группируясь в области составов эгирина (за исключением единственного образца из пойкилитового содалит-нефелинового сиенита (см. рис. 12, а). Ранее предполагалось, что хибинские пироксены, подобно ловозер-ским, представлены исключительно эгирином; в соответствии с морфологическими особенностями различались:эгирин / —черный, крупнозернистый, длиннопризматический, эгирин 77—темнозеленый, радиаль-нолучистый ("эгириновыешары"), а также эгирин III— светлозеленый, тонкоигольчатый или волокнистый. Действительно, в пегматитах, которые в основном и изучались, распространен преимущественно эгирин; породообразующим пироксеном в нефелиновых сиенитах и мельтейгит-уртитах обычно является кальциево-магнезиальный пироксен.

Рве. 11. Результаты электронно-микроскопического изучения кальсилитовой фазы распада в нефелине и вторичного а-лейцита

а — Кальсилит: 1 — форма частиц в препарате, 2— электронограмма плоскости (010)* обратной решетки, 3 — энергодисперсионный спектр кальсияита, 4 — то же нефе-

лина; б — а-лейцит: 1 — микрофотография включений сдвойиикованного а-лейцита в нефелине, увел. 600Х, 2 — форма частиц в препарате, 3 — энергодисперсионный спектр, 4—6 — электронограммы плоскостей обратной решетки (001)*, (013)* и (413)* соответственно (кольцевые рефлексы — внутренний эталон тонко-диспесного Аи). Выполнено в лаборатории ИГЕМ, микроскоп 1ЕМ-100С с приставкой Кеуех-5100 [491

Рве. 12. Состав пироксена ультращелочиых комплексов на диаграмме CaMg[Si20(]— CaFe2+[Si20,;]-NaFe3+[Si20e]:

а — Пироксены из пород Ловозерского (1 — пойкшоповые содалит-нефелиновые сиениты, 2 — луявриты,-? — фойяиты и 4 — ийолигъг, уртшы и ювнты дифференцированного комплекса, 5 — эвдиалитовые луявриты) (Буссен,Сахаров, 1972) и Илима-уссакского (6 — авштовый сиенит, 7 — гетерогенный фойяит, 8 — пуласкит, 9 — содалнтовый фойяит, 10 — науялт, 11 — какортокит) (Laisen, 1976) комплексов (цифры соответствуют NN анализов в работах), а также щелочно-ультраосновных (12) и основных (13) пород по ВА. Кононовой (1976). б — Пироксены в породах Хибинского комплекса: 1 — авгитит-порфиры и мелафонолигы, 2 — ромбен-порфиры, 3 — тра-хитоидные мельтейгит-уртиты, 4 — массивные грубозернистые уртиты, 5 — малинь-иты, б — рисчорриты и ювиты, 7 — хибиниты, 8 — лявочорриты, 9 — фойяиты, 10 — меланократовые нефелиновые сиениты, И — эссексит- и тералит-порфиры, 12 — поздний лучистый эгирин III во всех лородах, 13 — пироксен из трубок взрыва [49]

3.5.2. Хибинские пироксены (см. рис. 12, б) существенно меняются по составу и могут следовательно, служить минералом-индикатором принадлежности к разным типам пород. Обобщение полученных нами данных [24, 28, -29, 49] позволяет выделить несколько трендов изменения состава пироксена, указывающих как на быстрое насыщение минерала натрием, так и на различия в Mg/Fe в исходных расплавах (см. рис. 12, б):

1. Тренд фойяитов. Пироксены массивных пироксеновых фойяитов ядра массива наиболее обогащены Hd-составляющей. Тем не менее он далеко отстоит от тренда илимауссакских пироксенов.

2. Трени щелочных габброидов => меланократовых нефелиновых сиенитов грубозернистых и среднезернистых трахитоидных хибини-тов. Состав этих пироксенов меняется от диопсид-геденбергита к сали-ту и затем к эгирину, что соответствует тенденции поведения пироксенов щелочно-основных пород. Меланократовые нефелиновые сиениты были выделены как жильная фация грубозернистых хибинитов (Елисеев. и др., 1939; У Лц )Кень, 1958), а затем как самостоятельная интрузия уртит—ийолит—мельтейгитов в хибинитах (не имеющая отношения к медьтейщт-уртитам центральной дуги), (Сняткова и др., 1986). По нашему мнению, объединение этих пород единым гшроксеновым трендом может указывать на общность процессов дифференциации

щелочно-базальтоидной магмы, приведшей к формированию хибинских нефелиновых сиенитов, меланократовых их фаций и внедрению даек эссексит- и тералит-порфиров [49].

3. Тренд лявочорритов. Пироксен лявочорритов неожиданно отличается от пироксена других нефелиновых сиенитов более высоким содержанием ^-компонента.

Все тренды сходятся к области щелочного пироксена. Средний состав пироксена нефелиновых сиенитов: 0125 6Нс1,9 2Асзм (но вариации в содержаниях компонентов значительны).'

3.5.3. Пироксены трахитоидных мелътейгит-уртитов на диаграмме (см. рис. 12, б) образуют четкое поле со значительно более выдержанным средним составом: 0149аШ9^Лс^д [49], т.е. более обогащены Оь составляющей. Согласно данным А.А. Арзамасцева и др. (1987), магне-зиальность этих пироксенов еще более высокая (средний состав Оь5Ш2(Ас25)*. Наиболее обогащены № и И пироксены трахитоидных уртитов и мельтейгатов; кроме того содержание № увеличивается вверх по разрезу через толщу мельтейгит-уртитов (см. 4.1.4). Еще выше содержание Ас-компонента в пироксене массивных уртитов и пойкилитовых нефелиновых сиенитов-. О120Нс}15Ас65 (Арзамасцев и др., 1987). Однако, в этих породах (также как и в нефелиновых сиенитах) слишком велики вариации составов, чтобы можно было доверять средним значениям. Зерна пироксена часто зональны с каемками и инъекциями щелочного пироксена в кальциево-магнезиальный, что указывает на нарушение равновесности и замещение минерала под влиянием поздне/постмагма-тических растворов. В массивных уртитах диссертантом наблюдалось, например, сквозное прорастание интерстиционного Са,Л%-пироксена параллельным агрегатом игольчатого эгирина. Изучение реликтов незамещенного пироксена под микрозондом показывает, что первоначальный состав пироксена в нефелиновых сиенитах, массивных уртитах, ювитах и рисчорритах был значительно более калъциево-магнезиальным.

3.5.4. Пироксен палеовулканитов (см. рис. 12, б) имеет наиболее магнезиальный состав, но часто характеризуется небольшим дефицитом (Са+№) и высоким содержанием А1 (А1 > РеЗ+), что указывает на наличие в пироксене авгитового, чермаковских и фассаитового компонентов (см. 4.1.1).

3.6. Амфиболы.

Амфиболы в породах Илимауссакского комплекса эволюционируют в направлении гастингсит => катофорит => арфведсонит в соответствии со схемой изоморфизма N881 =*СаА1, при постоянном содержании железа (Ьагзеп, 1976). При этом Бе практически не окислено (100% Ре2+ в гастингсите, 10% РеЗ+ в катофорите, 20% РеЗ+ в арфведсоните). Состав амфиболов соответствует составу илимауссакских пироксенов, в отличие от ловозерских и хибинских существенно обогащенных Ре относительно Мг. Амфиболы в исходном авгитовом сиените соответствуют Ре,Т1-паргаситу, близкому к керсутиту (в закаленных фациях) или коричнево-зеленому титанистому Ре-паргаситу замещающему диопсид-

* Различия в составах могут быть объяснены иным способом и последовательностью группировки компонентов, особенно Ш-составляющей.

геденбергит в виде каемок (во внутренних фациях). Во всех породах Ловозерского комплекса распространен преимущественно арфведсонит с преобладанием Ре2+ над и БеЗ+ над А1, иногда с пониженным содержанием Ыа (переход к рибекиту). Ловозсрские амфиболы отличаются высоким содержанием Р (2,00-2,50 мас%) и лития (до, 0,36-0,82 мас% Ы20) (Буссен, Сахаров, 1972). Только в пойкилитовом содалит-нефелиновом сиените амфибол более обогащен Са и М§ (переход к экерманиту и катофориту).

3.6.2. Хибинские амфиболы более разнообразны по составу (Косты-лева, 1937; Дудкин и др,, 1964; Тихоненкова, 1967; Поляков, 1969; Иванова и др., 1970). Ранее было показано, что Са,МЕ-амфиболы характерны для мельтейгит-уртитов, а натриево-железистые —- для нефелиновых сиенитов {24, 28, 29]. Детальное изучение химического состава хибинских амфиболов под микрозондом показало, однако, наличие широких вариаций, соответствующих изоморфным замещениям На,А1(РеЗ+) => Са,Мв и №,А1 => ¿1, □, имеющих типоморфное значение [49]. Данные вариации могут быть обобщены условным трендом паргасит => гастингсит =4- винчиг => арфведсонит (проходящим между составами эденита, катофорита и рихтерита) на диаграмме №/Са — А1 (рис. 13). На диаграмме Ыа/Са — М£/Ре2+ амфиболы занимают среднюю часть поля с магнезиальностью 0,8-0,3.

Рибекшп, АрфШсонит Экертпит

и

Гщщан

Рихтерит > 0,5

Катофорит

/Г Ыцтт V -О-

- /V >' - Здетт ~ Гастингсит

Тренолиш, Атинопт /Ц

Аи

СаМаМа Са№п

СагНа Паргасит

(?ага

*Д7 • 2 эЗ о 4 е ^ ©£ о 7 а в ©/0

Рис. 13. Тренд изменения составов хибввских амфиболов ва диаграмме (№+К)/ (Na+K+Ca)-Al/[Si,Al] [49]:

1 — палеовулканиты, 2 — трахитоидные мельтейгит-уртиты, 3 — пойкилитовые нефелиновые сиениты, 4— хибюшты, 5 — лявочорриты, 6 — фойяиты, 7 — меланократо-вые нефелиновые сиениты, 8 — эссексит- и тералит-лорфиры, 9 — мончикиты, 10 — трубки взрыва

3.6.3. Для эссексит- и тгралит-порфиров характерны зональные вкрапленники керсутититового состава в ядрах и баркевикитовой периферией; каемки керсутита с баркевикитовой периферией замещают вкрапленники титанистого авгита. Баркевикит распространен и в основной массе породы. Амфиболы содержат 1,6-1,9 форм.ед. Са, 1,51,85 А1, 0,3-0,5 И; магнезиальность их резко падает от керсутита (шв = 0,55-0,57) к баркевикиту (тв = 0,31-0,33), но степень окисления Ре почти не меняется (17-18% РеЗ-ь во вкрапленниках, 20-28% Ре34- в каемках). При сиенитизации щелочных габброидов в краевых частях даек развивается амфибол типа катофорита (0,8 Са, 0,44 А1, гад = 0,46, 46% РеЗ+).

3.6.4. В палеовулкаиитах амфиболы возникли, по-видимому, при последующем термальном метаморфизме пород и представлены магне-зиокатофоритом (1,1-1,2 Са, 0,8-1,0 А1, 0,3-0,5 "П, но с повышенной магнезиальностью: пlg = 0,67-0,79). При фенитизации палеовулкани-тов образуется "ультращелочной арфведсонит" (0,3 Са) с неправдоподобно высоким содержанием натрия (выше, чем в М(4)+А на 1,0—1,1 форм.ед.), низкой магнезиальностью (т§ = 0,39-0,41) и Ре только в виде РеЗ+. В фенитизированных палеовулкаиитах наблюдались пегма-тоидные образования эденит — полевошпатового (АЬ39„45Ог5;)_яАп^2) состава. Данный эденит (1,7 Са, 1,0-1,1 А1, с высокой mg = 0,80-0,81 и 34—42% РеЗ+) также оказался "ультращелочным" с содержанием Са+К+Иа = 3,3 форм.ед. [28, 49]. Учитывая принципиальность данной проблемы (избыток N8, для которого нет места в структуре) диссертантом были повторены химические анализы, выполнены микрозондовые определения и прецизионные рентгеновские измерения, подтвердившие избыток № и не обнаружившие включений каких-либо натриевых микрофаз в амфиболе. Совместно с Р.К. Расцветаевой и Д.Ю. Пуща-ровким выполнено полное структурное уточнение "ультращелочного эденита" [72], не показавшее, однако, каких-либо отклонений от "нормальной" структуры амфибола. Таким образом, вопрос о возможности замещения избыточным № (или, что более вероятно, Са) октаэдриче-ских позиций М(1—3) в амфиболовой структуре остается открытым. Вместе с тем несомненно, что подобные "ультращелочные" амфиболы могут рассматриваться как минералы-индикаторы ультравысокой щелочности среды минералообразования [49].

3.6.5. Амфиболы в трахитоидных дифференцированных мельтейгит-уртитах ассоциируют с пироксеном или образуют крупные пойкилоб-ласты, разрастающиеся в породе, преимущественно в верхней части толщи. Состав их соответствует катофориту (0,62-1,04 Са, 0,09-0,45 АЗ, год = 0,48-0,74, 15-60% РеЗ+) с повышенным содержанием калия (0,42-0,69 форм.ед.). Практически все исследованные образцы оказались "ультращелочными". Кроме бурых катофоритов в зонах постмагматического изменения пород (в ассоциации с содалитом, канкрини-том, ломоносовитом, лампрофиллитом и др.) появляется голубовато-зеленый щелочной амфибол, соответствующий магнезиоарфведсониту (0,22-0,44 Са, 0,09-0,32 А1, = 0,49-0,64, 62-79% РеЗ+). Они также являются "ультращелочными " [49].

3.6.6. Наибольшие вариации найдены для амфиболов нефелиновых сиенитов, хотя все они принадлежат к ряду катофорита (магнезиока-

тофорита) — арфведсонита (магнезиоарфведсонита). Наиболее магнезиальными являются амфиболы хибинитов (магнезиокатофорит — 0,69— 1,30 Са, 0,4-0,8 А1, т = 0,53-0,67, 10% РеЗ+) однако, в жильных их фациях магнезиальность снижается = 0,32-0,44), а окисленность ^е возрастает (20-7-30% РеЗ+) (арфведсонит). Наблюдались зональные зерна амфибола с МЕ-катофоритовым ядром и 1^-арфведсонитовыми каемками. В лявочорритах и фойяитах магнезиальность снижается (пц5 = 0,39—0,49 и 0,26-0,36 соответственно) при РеЗ+ 10-30% и заметно увеличивается содержание Мп (0,23-0,25 форм.ед.).

3.6.7. Амфиболы пироксеновых рисчорритов — М§-арфведсониты с

= 0,44-0,53 и повышенным содержанием калия (0,57-0,94). В слюдяных рисчорритах — арфведсониты (гщ; = 0,30-0,32 и 0,36 К).

3.7. Слюды.

В отличие от амфиболов, достаточно трудно отличить первичные слюды пород от вторичных, возникающих при их замещении. Породообразующие Ре-слюды (рис. 14) варьируют от флогопита (пикрит-порфиры, мелщштиты, щелочные пироксениты, мончикиты, эруптивные брекчии трубок взрыва) к биотиту (мелафонолиты, мельтейгиты и меланократовые ийолиты дифференцированной толщи мельтейгат-ур-титов) и далее к лепидомелану (слюдяные фойяиты и слюдяные рис-чорриты). Лепидомеланы обычны также в пегматитах и гидротермалитах.

20 40 ВО 80

кма,А1%оИ1(он,г)1 Флшпит

ВО _ Нвя.% 40 ф КРезЛ^^О^ССН.Р^

Ашт

ф/ о г фз в4 о* А? Дг ов

Рис. 14. Состав и политопы Мз,Ре-слюд в породах Хибинского комплекса на диаграмме флогоцит КМ83[Л18|301,}(011,Р)2—анннт КРе3[А18!301в](0Н,Б),-[А11У/81'1 форм, ед:

1 — ромбен-порфиры Часночорр-Юдичвумчорр-Юмъечоррского блока, 2 — ромбен-порфиры Восточного Рисчорра, 3 — слюдяные фойяиты, 4 -слюдяные рисчор-риты, 5 — хибиниты, 6 — трахитоидные мельтейгит-ургиты, 7 — авгитит-лорфиры, 8 — щелочные трахиты в толще мельтейгит-уртитов, 9 — трубки взрыва. Индексами выделены политипы: 2М, и ЗТС (точки без индексов — политип 1М)

Вместе с тем слюдяные корониты образуются при замещении оливина, мелкочешуйчатый слюдяный агрегат — при замещении пироксена (часто вместе с пектолитом) причем состав вторичной слюды не всегда соответствует лелидомелану.

Для хибинских слюд характерно также разнообразие политипов. Кроме обычного политипа 1М, установлены политип 2МЬ характерный для диоктаэдрических слюд, но редкий для триоктаэдрических (Франк-Каменецкий, 1983). Л .В. Козырева и А.В. Мокрецова (1967) связывали его возникновение с Fe, однако нами он был установлен и во флогопите ромбен-порфиров [49]. В данном случае наблюдается скорее корреляция с Tî, а не с Fe.

C.B. Соболевой (ИГЕМ) в щелочном трахите из мельтейгит-уртито-вой толщи в ассоциации с высококальциевым анортоклазом установлен неоднородный политип ЗТС (а = 5,35, b = 9,27, с=30,17, а~ 95,84°) [45, 47, 49]. Данный лепидомелан содержит 6,58-7,05 мас% ТЮ2 и отличается выдержанностью состава чешуек в отличие от весьма неоднородного состава анортоклаза.

Таким образом, в изменении типоморфных особенностей состава и структуры породообразующих минералов Хибинского комплекса прослеживаются две тенденции: 1) данные свойства различаются в разных типах пород и, следовательно, отражают изменение петрохимического состава магматических расплавов, из которых они кристаллизовались, и физико-химическую обстановку их формирования; 2) в ходе эволюции пород в посткристаллизационных условиях, при снижении температуры и щелочности-основности минералосохраняющей среды происходит выравнивание составов минералов во всех породах с образованием поздних парагенетических ассоциаций породообразующих и акцессорных редкометальных минералов (микроклинизация, альбити-зация, эгиринизация, арфведсонитизация, лепидомеланизация, канкри-нитизация, цеолитизация и т.п.). Наиболее дифференцированной и контрастной по составу породообразующих минералов является серия палеовулканитов, в которой в более поздних разностях форстерит сменяется гортонолитом, авгит или фассаиг—эгирин-диопсидом, флогопит—биотитом, магнезиально-железистая шпинель—титаномагнетитом, оливин, монтичеллит и мелилит сменяются натриевым нефелином и щелочным полевым шпатом. В результате термального метаморфизма в них появляется Са,М^-амфибол типа гастингсита-катофорита, а при сиенитизации и фенитизации — эгирин и ультращелочные эденит и арфведсонит. Нефелиновые сиениты близки по составу к нефелин-полевошпатовой эвтектике. Натриевые полевой шпат и нефелин в них сосуществуют с эгирин-диопсидом или эгирин-салитом и Са,М£-амфи-болом типа Mg-катофорита-рихтерита, однако, на поздней стадии процесса появляются микроклин, эгирин, арфведсонит и агпаитовые ред-кометальные акцессорные минералы. Первичные дифференцированные мельтейгит-уртиты характеризуются ассоциацией К,!Ча-нефелина с эгирин-диопсидом и Ca,Mg-aмфибoлoм типа Mg-катофорита со сфе-ном, титаномагнетитом и апатитом. Эгирин, Mg-арфведсонит и агпаитовые акцессорные минералы в них появляются в результате наложенных процессов. Вторичные грубозернистые массивные уртиты отчетливо отличаются от них более натриевым пироксеном, обогащенным

калием нефелином, появлением существенно-калиевого полевого шпата и ультращелочной ассоциацией редкометальных акцессорных минералов (ломоносовит, дельхайелит, Ва-лампрофиллит, пектолит и др.). В результате ортоклазизации и микроклинизации они постепенно превращаются в ювиты и рисчорриты с еще более калиевым нефелином и специфическим комплексом ультращелочных калиевых и натриевых минералов (кальсилиг, а-лейцит, вадеит, ловозерит, щербаковит, фер-сманит, ломоносовит и др.).

Типоморфизм породообразующих минералов эталонных комплексов агпаитовых нефелиновых сиенитов исследован, к сожалению, недостаточно (больше изучались редкие редкометальные минералы, среди которых были открыты и продолжают открывать новые минеральные виды). Имеющиеся данные, однако, позволяют утверждать, что расслоенность в этих породах определяется не только количественной сегрегацией минералов, но и изменением их химического состава.

ПОЛОЖЕНИЕ 4

Хибинский массив является высокощелочпым вулкацо-ил утони -ческам комплексом, в ходе формирования которого на основании минералогических критериев можно выделить три генетически различные группы пород: 1)вулканиты аикриг—цефелинит—фо-нолитовой серии, экструзивные мелетейгит—ийолит—уртты к Эиилейцититы (реликш в илутадич«&к«х породах^ 2) Плутонические нефелиновые сиениты, жильные их фации и пегматиты (интенсивно преобразованные ав{«метасоматическими процессами 0 образованием агпаитовой минерализации), 3) ультращелочпые (ашакговые) метасоматеты (продукты цосхмагматическов нере* кржпишгазации и метасоматаческого изменения первичных вулканических и идуговичесдих пород).

На основе выявленных типоморфных особенностей минералов и использования их в качестве минералогических индикаторов диссертантом сделаны выводы о развитии в пределах Хибинского комплекса палеовулканитов, установлен их первоначальный химический и минеральный состав и характер последующего термального метаморфизма, сиенитизации и фенитизации; установлены реликтовая природа, закономерности строения и изменения химизма и минерального состава первичных мельтгйгит-уртцтов;. установлен первичный состав и характер автометасоматических изменений в плутонических нефелиновых сиенитах; выяснена природа, характер замещаемого субстрата, существо последовательность минералообразующих процессов, в результате которых в Хибинском комплексе сформировались ультращелочные ме-тасоматиты; в свете этих данных обсуждена проблема образования уникальных апатит-нефелиновых месторождений.

4Л. Палеовулканшы. :

Предполагается, что Хибинский и Ловозерский щелочные комплексы лежат в пределах зоны палеозойской тектоно-магматической активиза-

ции Осло — Хибины, с которой связаны в настоящее (постледниковое) время наибольшие поднятия Балтийского щита и большинство зарегистрированных в Фенноскандии землетрясений (Горбунов и др., 1977). В результате вдоль разломов северо-восточного направления происходило поднятие и опускание отдельных блоков до кембрийского фундамента с уничтожением или сохранением платформенных палеозойских отложений.

В палеограбене Осло на докембрийском фундаменте лежит мощная (2000-2500 м) толща кембро-силурийских глинистых пород, известняков и песчаников, перекрытая нижнепермскими (подтвердено находками наземных растений, пресноводных рыб и моллюсков в глинистых сланцах) вулканогенно-осадочными породами (1500-2000 м). Этариф-тогенная структура развита на большой площади (200 х 35—65 км), ориентированная в широтном направлении, заполнена лавами, игним-бритами и туфами базальтов, трахибазальтов (2,5% нефелина), трахитов и риолитов, базанитами (10% нефелина) и ромбен-порфирами, прорываемыми серией малых интрузий лаурвикитов и лаурдолитов (The Oslo paleorift, 1978).

В кровле Ловозерского комплекса были установлены верхнедевонские (на основании отпечатков растений — Криштофович,1937) слабо мета-морфизованные ксенолиты глинистых и мергелистых сланцев, филлитов, кварцитов и аркозовых песчаников, переслаивающихся с анкара-митами, щелочными базальтами, трахиандезитами, трахитами и трахи-фонолитами, их туфами и туфогенными сланцами (Елисеев и др., 1937; Елисеев, 1946; Елисеев, Федоров, 1953; Буссен и Сахаров, 1966, 1967, 1972; Буссен и др., 1969; Бородин и др., 1973). Данные породы выделяют в ловозерскую серию вулканитов. С ними тесно ассоциируют интенсивно метаморфизованные лейкократовые эффузивы: нефелиновые и щелочные сиенит-порфиры, щелочные овоидофиры, псевдолейцито-вые фонолит-порфиры и ромбен-порфиры, переслаивающиеся, рассекающие и брекчирующие породы ловозерской серии. В.И. Герасимов-ский с соавторами (1966) включают эти породы в ловозерскую серию, однако, И.В. Буссен и A.C. Сахаров (1972) рассматривают их как раннюю эруптивную фазу Ловозерского комплекса.

К северо-востоку от Ловозера обнаружена Контозерская кальдера обрушения (65 км2), заполненная на 700-1000 м (по другим данным на 2000 м) нижнекарбоновыми континентальными * осадками (аргиллитами, туфогенными и мергелистыми сланцами), переслаивающимися с щелочными базальтоидами (Кириченко, 1962, 1970, 1970; Попов, 1967; Магматические формации СССР, 1979). Детальное их изучение (Бородин, Гладких, 1973; Пятенко, Сапрыкина, 1976, 1981; Геохимия континентального вулканизма, 1987; Пятенко, Осокин, 1988) показало, что щелочные базальтоиды, выделяемые в контозерскую серию вулканитов, сформировались в самостоятельную фазу вулканической деятельности,

* Существуют забытые данные A.A. Вейхера и Л.Г Ляшенко, что в 1950 г. ими к югу от Хибин в районе Известкового завода была обнаружена россыпь известняков с остатками фораминифер, табулят и брахиопод (то-есть морских организмов), относимых к визейскому ярусу нижнего карбона (Кириченко, 1970).

позже предшествовавшей им основной фазы щелочно-базальтового вулканизма, сформировавшей ловозерскую серию вулканитов. (Обломки пород ловозерской серии обнаружены Л.А. Кириченко (1970) в основании контозерской серии.) Отложения контозерской серии образуют образуют три толщи: в основании — лавы авгититов, с которыми ассоциируют лимбургиты и нефелиниты, в средней толще — туфы и пористые шлаковидные лавы мелилититов, в верхах — чередование лав й туфов карбонатитов с известковистыми туфогенными осадками с маломощными покровами лав и туфов мелилититов и пикриг-порфи-ритов. Пологозалегающие вулканогенные осадки, в отличие от лово-зерских, практически не метаморфизованы. В середине кальдеры они прорываются трубкой, содержащей брекчии пикритовых порфиритов и карбонатитов. В эволюции вулканитов контозерской серии прослеживается четкая тенденция к увеличению меланократовости пород, обеднению Si02 й: обогащению С02.

В кровле Хибинского комплекса также обнаружены ксенолиты, образование которых можно отнести к среднедевонскому вулканизму. Однако, из-за высокой их метамррфизованности, у специалистов не бьшо согласия относительно их природы. Немегаморфцзованные осадочные породы обнаружены в контактной зоне на юге массива еще В. Рамзаем (Ramsay, Hakman, 189) и предположительно отнесены им к палеозою. Метаморфизованные ксенолиты ромбен-порфиров и пространственно связанных с ними мелкозернистых нефелиновых сиенитов установлены в контакте между массивными и трахитоидными хибинитами уже при первой геологической съемке массива (Волотовская, 1939; Елисеев и др., 1939). НА. Елисеевым они были отождествены с ромбен-порфира-ми района Осло, и рассматривались как молодая пластовая интрузия щелочных сиенит-порфиров (лаурвикитов), внедренных между хибинитами. За девонские породы кровли им были приняты ксенолиты тоНкополосчатых раздробленных пород в сиенит-порфире, позже найденные в нефелиновых сиенитах в других частях массива (Елисеев, Федоров, 1953). С данным выводом согласились С.И. Зак и Е.А. Каменев (1972).

В настоящее время реликты ороговикованных древних пород в нефелиновых сиенитах, как на поверхности, так и вскрытые скважинами, установлены во многих частях массива. Самые крупные из них: Юдичвумчорр — Юмъечорр — Часночоррский блок между хибинитами и трахитоидными хибинитами (Елисеев и др., 1939; Зак и др., 1972), [28, 49], прослеживаемый скважинами до Путеличорра, протяженностью более 15 км при мощности 150-750 м (палеовулканиты); Маловудьявр-ский блок между трахитоидными хибинитами и рисчорритами (Зак и др., 1972; Шлюкова, 1986), 6 х 3 х 600 м (глиноземистые роговики — кордиерит-ацдалузитовые с корундом, кордиерит-плагиоклазовые, биотит-полевошпатовые); аналогичные роговики и глинистые и углисто-глинистые сланцы в контакте рисчорритов с фойяитами и "перекрис-.таллизованными нефелиновыми сиенитами" в верховьях р.Тулийок и на Саамском перевале прослеживаются на 25 км при мощности до 250 м (Куплегский, 1932; Зак И др., 1972; Меньшиков, 1978; Дудкин и др., 1984); Партомчорр-Валепахкский блок на контакте рисчорритов с мельтайгит-уртитами и лявочорритами (Новые хибинские апатитовые

месторождения, 1982), протяженностью 13 км, 400-600 м мощности (фенитизированные роговики); Кукисвумчорр-Рисчоррский блок на контакте рисчорритов с фойяитами (Ферсман, 1941) — отдельные выходы от 1 до 20 м прослеживаются на 8,5 км (пирротин-содержащие роговики). Наконец, согласно данным В.П. Павлова и А.И. Серебрицкого (Се-ребрицкий и др., 1990) бурением 1984-1988 годов в Тулийокской депрессии обнаружен сложный комплекс девонских вулканогенно-осадочных пород (туфы, туфобрекчии, алевропеллиты, песчаники, гравелиты, конгломераты), прорываемый эффузивами жерловой фации (щелочные трахиты и щелочные базальтоиды), распространенный почти на всей ее площади. Породы этого комплекса слагают асимметричную синклинальную складку с пологим (10-30°) южным и более крутым (50°) северным крыльями, осложненную по периферии системой разрывных нарушений, сообща образующих кольцевую структуру.

4.1.1. Диссертантом изучались в основном, палеовулканиты Юдич-вумчорр-Юмъечорр-Часночорр-Путеличоррского блока, по выходам на поверхность и керну скважин. Нами установлены следующие типы пород:

Мелилитит и мелилитовый пикриг-порфир (см. табл. 4, ан. 1-2) содержат значительное количество мелилита (63-69% окерманита 3-9% геленита, 28% №-мелилита), Са,М^-пироксен, по составу соответствующий фассаиту, с А1 > Ре (0178 йНс1|9 5Ас19 с аномально высоким А1 — 0,348 форм.ед., 8,02 А1203 или с низким содержанием натрия — В1834Ш151Ас,2, 0,257 форм.ед.А1, 5,94% А1203), форстерит Ро9,5_92)5, мон'тичеллит (90,6% монтичеллитйвого, .9,4% кирштейнитового компонентов), флогопит (бесцветный, та = 0,952-0,957, и зеленый, т§ = =0,946—0,959 с повышенным содержанием № и А1) и магнетит (53— 62% Ре2+РеЗ+204, 22-30% МвРе204, 6-7% МеА1204 и всего 2,7-3,0% РеИ03). Петрохимический и минералогический состав пород соответствует мелилитовомуоливиниту из Африканцы (Кухаренко и др., 1965).

Пикрит-порфир и щелочной пироксенит отличаются от них отсутствием мелилита, форстерита и монтичеллита соответственно (см. табл. 4, ан. 3-4). Пикрит-порфир содержит 27-33% нормативного 01, 3037% Рх (т.е., 60-70% темноцветных), магнетит и 5-10% нормативного нефелина. В щелочном пироксените 13-20% 01, 38-47% Рх (60% темноцветных), 3-6% КерЬ.

Мельтейгиг-порфир (см. табл. 4, ан. 5) отличается от пироксенита повышенной щелочностью пироксена: Э17з_77Ш5_15Аси^4 с небольшим дефицитом Са+Ка, повышенным содержанием Л! (0,039-0,067 форм.ед.) и А1 (0,067—0,103 форм.ед.) (магнезиальность пц; = 0,7170,768) и присутствием нефелина Ме^К^СЬАп,. Флогопит в породе образует "глазки" (повидимому замещая оливин) и отличается рыжей окраской. Магнетит содержит больше титана, и в нем обнаружен хром (65% РеРе204, 6% М§Ре204, 4% РеСг204 и 19% РеТЮ3). В мельтейгите 1-9% нормативного 01, 47-51% Рх (50-55% темноцветных), 5-13% №рЬ и 9-13% нормативного Ряр.

Все эти породы были установлены в скважинах, подсекающих погруженный Путеличоррский блок, являющийся продолжением Часно-чорр-Юдичвумчорр-Юмъечоррского блока, палеовулканиты которого выходят на поверхность (рис. 15) и представлены авгитит-порфирами,

Таблица 4

Химический состав хибинских палеовулканитов

1

3

4

5

8

9

10

йОг

та г гю2 р2О5

А1г03 Ре203 КО МпО

СаО

N320

К20 Н20 Р

С02

Сумма

-0=Р2

р. р.т.

БгО

ВаО

ЯЬ20

Ц20

Сэ20

Са/Эг 5г/Ва К/ЙЬ Ид/И

Кагп

27,80 6,60 0,04 1,50

4.64 14,50 6,60 0,34

8.65 25,18

1,82 0,91 0,48 0,38 0,14 100,12 ' 0,16' 99,96

5400 1100

133 4,3 334 2916 0,86

32,50 2,84

0,22 3,10 11,57 5,25 0,43 22,93 18,12 1,77 0,43 0,22 0,12 0,18 99,93 0,05 99,88

350000 190000 120000 57000

1300 1000 60

176 4,9 656 8503 0,90

40,45 5,39 0,05 0,80 4,60 3,98 12,28 0,20 18,55 9,73 2,49 0,69 0,54 0,21 0,13 100,05 0,09 99,96

93500 23500 1675 3450 50

193 6,0 858 1992 1,02

39,00 5,36 ■ 0,06 0,69 4,32 8,78 8,16 0,26 17,00 12,42 1,20 1,65 0,50 0,22 0,14 99,78 0,09 99,69

4,7 419 1595 0,87

40,50 5,29 0,08 1,03 5,60 7,95 5,90 0,22 12,00 16,13 2,18' 2,09 0,35 0,31 0,23 99,86 0,10 99,76

44,39 5,15

0,74 10,41 4,57 8.46 0,26 8,60 9,43.

, 4,10 2,36 0,44 0,42 0,29 99,91 0,18 99, 73

43,05 5,06

1.11

13,52 4,39 7,14 0,51 4,55 7,11 8,38 2,76 0,73 0,74 0,25 100,00 0,11 99,89

48,65 2,83 0,32 0,79 18,16 3,31 6,41 0,37 2,58 3,45. 6,83 4,98 0,51 0,41 0,39 100,60 0,17 100,43

52,29 1,50 0,29 0,40 21,75 2,38 2,97 0,27 1,23 ■ 1,84 ' ' 9,58 3.58 0,30 0,26 0,38 99,77 0,16 99,61

103 3,6 469 1779 1..03

76

4,9

520

1328

0,89

27,7 3,2 735 508 1.24

15,9 3,0 932 503 0,92

6,9 3,0 364 182 0,90

56,53 1,43 0,32 0,45 18,93 2,57 2,41 0,30 1,05 1,45 ' 6,71 7,50 0,28 0.20 0,22 100,58 0,09 100,49

93000 290000 210000 475000 400000 490000 130000

29500 120000 70000 220000 200000 240000 80000

7800 8850 . 9000 7450 10600 19500 21333

3950 2500 2400 3320 1900 2500 2433

85 130 200 150 530 700 457

20,7 2,4 698 160 1,01

Примечание. 1 - мелилитит, гора Путеличорр, 1059, 4м/скв. 1010; 2 - мелилитовьт пикрит-порфир, там же, 1165/1010;' 3 - пикрит-порфиры, там же (среднее из 2 анализов); 4 -щелочные пироксениты, там же (2 ан.); 5 - мельтейгит-порфиры, там же (2 ан.); 6 -авгитит-порфиры, гора Юдичвумчорр (3 ан.); 7 - нефелиниты,' там же (2 ан); 8 -полевошпатовые нефелиниты (цемент брекчий), там же (4 ан.); 9 - нефелиновые мелафонолити, там же (3 ан.); 10 - ромбен-порфиры, там же (4 ан.).

2

7

6

туфами, туфобрекчиями (или лавобрекчиями) нефелиновых мелафо-нолитов и ромбен-порфирами.

Авгитигг-порфир (см. табл. 4, ан. 6) — четко порфировая порода с вкрапленниками пироксена 0167_72Ш5_8Ас2,_28 в пироксен—флогопит— титаномагнетитовой основной массе. Состав пироксена основной массы 0175Н<11>Ас12. Как и в случае вкрапленников, устанавливается дефицит (Са+№), т.е. в минерале содержатся авгитовые и чермаковские ми-налы (включены в Ш). Содержание И 0,054-0,068 и 0,050 форм.ед., А1 0,123—0,176 и 0,154 форм.ед. соответственно. Флогопит более железис-

Рис. 15. Реликты цалео-вулканитов на контакте субиптрузий грубозернистых и средпсзсрнистых трахитоидпых хибввптов: а — на северо-западном склоне выс. 1021 м горы Юдичвумчорр; б — на северо-восточном склоне выс. 1178 м горы Юмъе-чорр: 1 — среднезернис-тый трахитоидный хиби-нит, 2 — мелкозернистый жильный нефелиновый сиенит, 3 — грубозернистый трахитоидный хиби-нит, 4 — нефелиновый сиенит-порфир, 5— ром-бен-порфир, 6 — гиганто-брекчия нефелинита в фонолите ("гигантозер-нистый нефелиновый порфир", по А.В. Галахо-ву), 7— грубоосколочная брекчия, У — линзовидная слоистая брекчия, 9 — роговики, 10 — авгититы, овоидофиры, 11— задернованный склон, 12 — осыпи, 13 — образцы пород

СЗЗ' Ш* ЕЗ* 1221« ЕЕ»

аз/п норз т/71

Ш» И' ^«ШЗ»

тый (тё = 0,721-0,625). Состав титаномагнетита: 51,5% РеРе204, 3,5% М§Ре204,1,8% М&\1204 и 43,3% РеИ03 или менее титанистый в сростках с ильменитом: 78,4% РеРе204, 1,2% МеА1204 и 20,4% РеТЮ3. Нормативный состав породы: 6,5-10,5% 01,28-34% Рх (35-40% темноцветных), 5-15% №р11 и 25—35% Рвр. В отличие от классических авгитит-порфи-ров, в хибинских их разностях вместо плагиоклаза присутствует К,№-полевой шпат.*

Характерной особенностью хибинских авгитит-порфиров является глобулярное их строение с концентрическими овоидами, сложенными сростками К,Ка-полевого шпата в центральной их части (АЬ55_б8Ог42._30 Али-14СП0,3-0,4). окаймленными ожерельем из мелких зерен пироксена (01785Нс128Ас1и) и внешним кольцом из сросшихся зерен нефелина (Не^Кл^д^) и пироксена (В175 6_77>1Н(18д_12>3Ас1210_И(;). Резко лейкокра-товый состав овоидов при более магнезиальном составе пироксена и высоком <3 нефелина позволяет интерпретировать их как пузыри от-ликвированной лейкократовой жидкости в меланократовом расплаве.

* В хибинских палеовулханитах плагиоклаз вообще не наблюдался. Единственными породами с плагиоклазом (не считая фенитов по гранитогнейсам и акдезин-диопсидовых роговиков по метавулканитам серии Имандра-Варзуга) являются эссек-сит- и тералит-порфнры района горы Пегрелиуса.

Раскристаллизация их шла от периферии к центру: нефелин + пироксен => пироксен полевой шпат.

Нефелинит (см. табл. 4, ан. 7) является щелочно-ультраосновной породой (БЮ2 < 44%), аналогичной авгитит-порфиру, с более высоким содержанием нормативного нефелина: 3—5% 01, 30-33% Рх (35-36% темноцветных), 27-28% ИерЬ и 18—19% Рвр. Характерно, что пироксен в них более щелочной, с 25 —39% Ас.

Туфы, туфобрекчии (лавобрекчии) (см. табл. 4, ан. 8—9. рис. 16). Туфы имеют тонкослоистое сложение с лейкоКратовыми и мелано-кратовыми прослойками. Лейкократовые слои — существенно нефелиновые (Ие73 4_74 2^18,-и^.Е^б,в-а.з) с небольшой примесью полевого шпага (АЬ25Ог72Ап0Сп3) и щелочного пироксена (В1]3Ш12Ас75), ме-ланократовые —: также с нефелином, но более натриевого состава (№754_78 4К515 4_14 зр5 3_Й18Ап0 5^2|3), с аналогичным щелочным пироксеном (0111^пНс11,_1зАс75) и ультращ'елочным (№+К+Са = 3,5) амфиболом арфведсонитового состава (год = 0,40) с эгириновыми периферическими каемками. Судя по присутствию в туфах эгирина, ультращелочного арфведсонита, а также агпаитовых акцессорных минералов — ринкита и лампрофиллита, они интенсивно фенитизированы (см. рис. 16, а).

Туфобрекчии различаются по размерам включенных фрагментов и текстуре. Мелкие обломки имеют округлые очертания (см. рис. 16, б, в), более крупные — раздроблены и вытянуты по слоистости породы (см. рис. 16, г, д), в некоторых случаях имеют четкие шестиугольные очертания, свойственные кристаллам нефелина (см. рис. 16, е, ж), при размерах 5-8 см. (Подобные разности А.В. Галаховым (1975) описывались как "гигантозернистый нефелиновый порфир"). Фрагменты всегда сложены мелкозернистым агрегатом нефелина с небольшой примесью полевого шпата. В мелкообломочной брекчии состав нефелина ^е70]6_7213К51<13_15 2р717_8 8Ап4 2_417, полевого шпата — АЬ57¿Ог^зА^Спо ^г-в меланократовом цементе нефелин отсутствует, порода состоит из полевого шпата АЬ53,5-55,50гм,5-37,5 АД),7-5,оСпо,б8г-р5р17_2,о и флогопита (ти = 0,77-0,78). В гр'убо'обломочной брекчии во фрагментах иногда сохраняются реликты монокристального нефелина, обогащенного калием (Ме74 б-77,1К52213_1915С2311_314) в мелкозернистой массе нефелина Ке7з,5_75,5К517,'1_17,8<3'7,3^7, полевого шпата АЬ^^^Огад^^Апод^Сп^г-Р®р4,о и редкого пироксена О160Нс11(Дс3(). В меланократовом цементе аналогичный нефелин Ne7j4_-74.5K.Sn ^[б^СЬ.у^и-!,? сосуществует с полевым шпатом АЬ47Ог45Ап2Сп,8г-?5рз', аналогичным пироксеном В1йШ14_(2Ас24_2б и амфиболом (шв = 0,51-0,57). Суммарный состав брекчий соответствует нефелиновому мелафонолиту с нормативным составом 55-65% Бс^р, 25-30% №р!т, 2,5-3% Рх и 1,5-3% 01. Мелано-кратовый цемент соответствует полевошпатовому нефелиниту с 60% Рёэр, 20% №р1х, 6,5% Рх и 5% 01.

Рис. 16. Палеовулканиты Юдачвумчорр-Юмъечорр-Часночоррского блока: а — фенитизированный туффит, ксенолит в хибинитах, гора Юдичвумчорр. Обр. 37/78. Увел. 5Х, без анализатора. Видно слоистое сложение породы из чередующихся лейкократовых и меланократовых слоев, б — Мелкообломочная туфобрекчия, Юдичвумчорр. Обр. 53/78. Уменьш. 2Х. в — То же под микроскопом: фрагменты лей-кократовой нефелин-анортоклазовой породы (фонолит), в меланократовом цементе

(нефелиновый мелафонсшит). Увел.. 5Х, без анализатора, г — Крупнообломочная ту-фобрекчия, Юдичвумчорр. Обр. 31/78. Уменьш. 2Х. д — То же под микроскопом: фрагменты лейкократового полевошпатового нефелинита в меланократовом мелафо-•Нолите. Увел. 5Х, без анализатора, е — Крупнообломочная брекчия с фрагментами, соответствующими по форме ограненным мегакристам нефелина ("гитантозернис-тый нефелиновый порфир" по A.B. Галахову, 1975), гора Юмъечорр. Обр. 1/Ю. Уменьш. 2Х. ж — То же под микросколом: фрагменты лейкократового полевошпатового нефелинита в меланократовом мелафонолите. Увел.ЮХ, без анализатора

Брекчии с гексагональными фрагментами (по аналогии с ромбен-порфиром назовем их гексагон-порфирами) во фрагментах содержат нефелин Ке74>0К515д(270Апз|8 щелочной полевой шпат АЬ580г39Ап3 и Ре-оливин—гортонолит ?025,51з2.7раб7_бо с высоким содержанием марганца (Мп-015,с). Мёланокраговь1й цемент в данных брекчиях тонкозернистый и .изучался с помощью электронного микроскопа .ШМ-ЮОС с приставкой Кеуех-5100 (Лаборатория ИГЕМ). Он состоит из нефелина ^е^Кя^Апз (О определить невозможно, и повидамому Кб завышено), полевого шпата АЪ,й0г51Ап3 и биотита (иг^ = 0,61). В отдельных явно рекристаллизованных участках цемента под микрозондом найдено для полевого шпата АЬ46_7_50.уО^^оЛл,^, для нефелина Ке70дКз19 6091Ап1:! и для биотита = 0,61. Присутствует также ультращелоч'ной амфибол типа гастингсита с mg = 0,54.

Таким образом, фрагменты почти на 90% состоят из мелкозернистого нефелина, среди которого сохраняются реликты нефелиновых монокристаллов. Первичный состав цемента пироксен-биотит-полевошпатовый (табл. 5). Судя по высокой магнезиальности и низкой щелочности темноцветных минералов туфобрекчиине испытали сильной фени-тизации, и состав минералов отвечает первичным соотношениям в вулканитах.. Вторичные изменения выражаются в интенсивном катаклазе пород и термальном метаморфизме, в результате которого образуется Са, Ми-амфибол типа гастингсита-катофорита.

Природа нефелиновых фрагментов не ясна. Возможно, они представляют собой нефелиновые мегакристы или осколки кристаллов нефелина, сцементированные полевошпатовым нефелинитом или нефелиновым мелафонолитом, испытавшие впоследствиии интенсивный ка-таклаз вместе с меланокраговой матрицей. Удивляет присутствие в них гортонолита, нигде более не установленного в палеовулканитах.

Ромбеи-порфир (см. табл. 4, ан. 10) — четко порфировая порода с вкрапленниками существенно натриевого ортоклаз-криптопертита АЬ58_62Ог40:звАп2 — в ядрах и АЬ56 60г42>5_43 5Ап1 — в периферических каемках. Состав полевого шпата основной массы соответствует составу ядер (АЪйзОгз^АП)) (см. также 2.1.4). Во вкрапленниках часто наблюдается высокотитанистый (0,34—0,41 форм.ед.) высокомагнезиальный (тя = 0,74—0,80) флогопит 2М1. Кроме полевого шпата в основной массе присутствует пироксен К65Ш3(Ас45 [49].

4.1.2. На основании приведенных данных ясно, что хибинские пале-овулканиты не являются нацело фенитизированными породами, как это предполагалось Р.П. Тихоненковой (1967), а сохраняют первичный состав и текстурные особенности вулканогенных образований. По составу пород, отсутствию признаков регионального метаморфизма, уровню щелочности они отличаются от метавулканитов серии Имандра-Варзуга (рис.17), ороговикованные реликты которых, согласно З.В. Шлюковой (1986), составляют большинство захваченных в нефелиновых сиенитах ксенолитов в палеоконтуре протерозоя. При замещении ксенолитов палеовулканитов, особенно наиболее основного состава широко проявляется нефелинизация и сиенитизация пород (щелочной по- " левой шпат + нефелин), термальный метаморфизм (развитие Ca,Mg-амфибола), катаклаз и фенитизация (эгирин, щелочной амфибол, агпаитовый комплекс акцессорных минералов).

Таблица 5

Раздельный химический состав фрагментов и цемента нефелин-

фоколитовых лавобрекчий

Компоненты Обр. 31/78 06р. Ю-1

Цемент I Фрагменты Цемент Фрагменты

ЗЮ2 48,72 "49,29 47,45 50,00

ПО 2 3,00 0,089 3,13 0, 19 '

Р2О5 ' 0,83 0,10 0,85 ■ 0,17

А1203 16,79 27,72 18,62 27,61 ;

йг203 3,64 1,05 4,07 0,10

И) 6,94 0,58 6,56 2, 12

МгО 0,38 0,017 0,42 0,085

МдО 2,40 0,15 2,23 0,28'

СаО 3,40 0,39 3,14 0,79

ЗгО 0,58 0,37 0,57 0,22

ВаО 0,23 0,19 0,22 0,20

Иа20 7,01 13,51 6,78 12,50

К20 4,51 5,33 6,28 4,90

Н20 0,64 0, 70 0,38 0,35

Р 0,36 0,04 0,43 0,05

С02 0,25 0,32 - -

^общ. 0,013 0,013 - -

Сумма 99, /6 99,86 101,13 99,57

-0~Р2 d¡J -0.18 ;Ш

99,61 99,84,,, 100,8Э 99,55

р.р.га.

№20 6700 8600 2100 13000

И20 3700 ■ 650 1300 180

Сз20 80 "-■■ 160 410 290

N10 - - 1000 2300

СоО - - 6900 8100

Са/Бг 11,2 2,0 10,3 6,7

Эг/Ва 3,1 2,9 3,8 1,6

.Q СЕ 5> 1380 1253 6000 758

Ni/Co - - 0,15 0,28

кагп 0,98 1,01 0,96 0,94'

(Na+KJ/Ca 5,31 78,8 6,29 36,0

Ас 0,62 0,50 0,56 0, 52

4.1.3, Согласно Л.С, Бородину и В.С. Гладких (1973) и И.К. Пятен-ко и Л.Г. Сапрыкиной (1976), вулканиты Контозерской серии относятся к серии бесполевошпатовых щелочных базальтоидов. На графике (]Ча+К)/Са — Ас (Бородин, Лутков, 1985; Бородин, 1987) они группируются вдоль фоидитового (нефелинитового) тренда (рис. 18), а на графике (Ма20+К10)-3102 попадают в поле щелочно-ультраосновных пород (см. рис. 17). В отличие от них, вулканиты Ловозерской серии ложатся на "главный щелочно-базальтовый тренд " (Бородин и др., 1973) и в поле основных пород. Хибинские палеовулканиты группируются вдоль нефелинитового тренда (см, рис. 18), т.е. аналогичны контозерским, а не

IS

30

Na2o-Xj^o, nic.%

10

10 SiOt, me. %

Рис.17. Положение хибинских палеовулкааи-тов и продуктов их метаморфизма аа диаграмме "Na20+K20 — Si02" (мас.%) в сравнении с вулканитами Контозера, Ловозера и палеорифта Осло в метавулканита-ми протерозойского комплекса Имандра — Варзуга:

а — вулканиты в Хибинском комплексе'. 1 — авгититы, овоидофиры и брекчии нефелинита в мелафонолите, 2 — "гексагон"- порфир (гигангозернистый нефелиновый порфир, по A.B. Галахову), 3 — ром-беи-порфир, 4—щелочной трахит, 5 — ромбен-порфир, по E.H. Егоро-вой-Фурсенко (1939), 6 — ромбен-порфир и нефелин-полевошпатовые фениты по Р.П. Ти-хоненковой (1967). Римские цифры — данные диссертанта. Для сравнения: 7 — трахитоид-ные мельтейгит-ийолит-уртиты центральной дуги, 8 — роговики и фениты Вудьяврского блока;

б — вулканиты палеорифта Осло (1—7) (The Oslo paleorift..., 1978), Ловозера (8-11) (Бус-сен, Сахаров, 1972; Геохимия континентального вулканизма, 1987) и Контозера (12—17) (Геохимия.., 1987): 1 -базальты нижней толщи, 2 - базальты средней толщи, 3 — базальты верхней толщи, 4 — ромбен-пор-фиры (точкой выделены данные Е.Р. Ньюмана), 5 — "прямоугольные" порфиры, 6 — трахитовые туфы и игнимбриты, 7 — риолитовые туфы; 8 — пккриг-, авгитнт- и эссексит-порфиры, 9 — овоидофиры, 10 — щелочные базальты, 11 — ром-бен-порфиры, 12 — авгититы, 13 — нефелишпы, 14 — мелилититы, 15 — пикритовые порфириты средней части толщи, 16 — флогопит-кальцитовые пикркт-карбонатиты, 17 — карбонагиты верхней части толщи. Стрелкой показана эволюция вулканизма

70 SUb( гмс.%

NajO-%0, пас*

го

70 SiQj, гяс.%

развитым по-соседству ловозерским. Это позволяет сделать заключение, что ловозерская серия палеозоя слагается вулканитами конкретных вулканических центров, совпадающих с рассмотренными вулкано-плутониче-скими комплексами.

Вместе с тем, некоторые из метавулканитов серии Имандра-Варзуга ( в частности, трахитовые метапорфиры Умбинской свиты с вкрапленниками альбита и щелочным полевым шпатом и биотитом в основной массе (Загородный и др., 1982)) попадают на тренд щелочных базальтов и отличаются повышенной щелочностью и повышенным содержанием редких элементов. Не исключено, что они также должны быть отнесены к палеозойским образованиям.

4.1.4. Лейцитофиры.

Ревизия микрографических фельдшпатоид-ортоклазовых срастаний, проведенная диссертантом по керну поисково-разведочных скважин [49, 60], показала широкое распространение калъсилит-ортоклазовых эпилей-цититов, включенных в рисчорриты и ювиты. Породы существенно лейкократовые: некоторые их разности почти полностью сложены округлыми выделениями преобразованного лейцита, в других эпилейцит находится в интерстициях зерен эгирин-диопсида. Данные образования являются наиболее ультракалиевыми породами в Хибинском щелочном комплексе (см.. табл. 3), содержание К20 в них выше, чем в недавно описанных Л.В. Козыревой, А.Н. Коробейниковым и Ю.П. Меньшиковым (1990) ультракалиевых рисчорритах с включениями кальсилита, (с нормативным лейцитом). Породы характеризуются высоким суммарным содержанием щелочей и наивысшей основностью, чрезвычайно неустойчивы в зоне развития рисчорритов и ювитов и легко перекристал-лизовываются с образованием пойкилитовой структуры. При этом происходит частичный вынос Ки привнос На (см. 2.2), т.е. как бы обратный процесс по отношению к калиевому метасоматозу, проявленному в мель-тегит-уртитовой толще и контактирующих с ней нефелиновых сиенитах. Мы предполагаем, что эпилейцититы возникли по исходным палеовул-канитам калиевого ряда — лейцитофирам, ассоциирующим и частично включенным в виде реликтов в породы мельтейгит-уртитовой толщи.

4.1.5. Мельтейгит- уртиты.

Хибинские мельтейгит-уртиты изучены детальнейшим образом (Иванова и др., 1970, 1978; Зак, Каменев, 1964; Зак и др., 1972; Каменев,

в — метавулканиты серии Имандра-Варзуга, по ЖА.Федотову (1979): I— амфиболиты пурначской свиты, II— амфиболиты и диабазы кукпшнской свиты, III—V— мелано-кратовые метабазальты, метааадезито-базальты и метадациты сейдореченсхой свиты, VIи VII— меланскратовые метабазатьты и метаацдезито-базальты полисарской свиты, VIII—XI — пикритовые метабазальты, метабазальты, метатрахибазальты и метатрахи-андезиты умбинской свиты, XII и XIII — мстаандизито-базальты и метадациты иль-мозерской свиты, XIV п XV— пикритовые метапорфириты и метадиабазы томигской свиты (средние составы; стрелки — эволюция вулканизма), 2 — трахитовые метапорфириты протерозоя, по В.Г. Загородному и др. (1982), 3 — ороговихованные и 4, 5 — фенитизированные метавулканиты протерозоя (4 — лейкократовые, 5 — меланокра-товые), по Р.П. Тихоненковой (1967), 6 — ксенолиты ультрабазитов "каледонского" возраста, по A.B. Галахову (1966). Для сравнения: 7 — средние составы нефелиновых сиенитов Хибинского комплекса, по A.B. Галахову (1975): I- хибиниты II — трахито-идные хибиниты, III — лявочорриты, IV — фойяиты

Lg(Na+K):Ca

100 50

10 5

0,5-

®

©

Рис. 18. Положение хибинских палеовулканитов в сравнении с вулканитами Ловозера и Конто-зера и с метавулкавитами серии Имандра-Варзуга на диаграмме (Na+K)/Ca—Ac J1.C. Бородина (1985):

1 — мелюштит, 2 — мелилито-вый пикрит-порфир, 3 — измененный мелилитит, 4, 5 — гоос-рит-лорфиры 6,7 — щелочные пироксениты, 8,9 — мельтейгит-порфиры, 10-12 — авгатит-пор-фиры, 13,14 — нефелиниты, 1518 — полевошпатовые нефелиниты, 19,20 — нефелиновые меланефелиншы, 22-25 — ром-бен-порфиры.

Вулканиты: а — в Хибинском комплексе; б — в Ко1гтозере (Геохимия...,1987); в — в Ловозере (Буссен,Сахаров, 1972; Геохимия континентального вулканизма, 1987); г — метавулканиты серии Имандра-Варзуга, по Ж.А.Федотову (1979)

0,2

0,6

1,0

1.4

Ас

1966, 1974, 1975; Минаков, 1968; Минаковидр., 1967; Калинкин, 1974, 1976; Ноздря, 1976, 1978; Саморукова, 1976, 1983; Когарко, 1977; Ко-гарко и др., 1973, 1984; Кравченко и др., 1976, 1979, 1980, 1981 и 1985; Вировлянский, Ноздря, 1984; Арзамасцев, Кондратович, 1978; Арзамасцев, 1982; Арзамасцев, Иванова, 1985; Арзамасцев и др., 1987; "Новые Хибинские апатитовые месторождения", 1982; "Поиски, разведка и геолого-промышленная оценка апатитовых месторождений хибинского типа", 1987 и др.).

За время изучения существенно менялись представления о природе этих образований и их взаимоотношениях с окружающими породами. Представления о молодой ийолит-уртитовой кольцевой дайке — жильной фации рисчорритовой интрузии (Куплетский, 1928, 1937; Елисеев и др., 1939) сменились представлениями о многократном внедрении ийо-лит-уртитовыхрасплавов и формировании пород в пять (Иванова, 1963) или в три самостоятельные фазы (Зак, Каменев, 1964; Минаков и др., 1967; Зак и др., 1972; Каменев, 1966, 1974, 1975, 1982), а затем господ-

ствуклшши в настоящее время представлениями о трзхитоидных мель-тейгит-уртитах как единой дифференцированной интрузии, сформировавшейся при участии явлений кристаллизационной и кристаллизационно-гравитационной сегрегации минералов (Когарко, 1977; Когарко и др., 1984; Ноздря, 1976; Арзамасцев, Кондратович, 1978; Кравченко и др., 1976, 1979, 1980, 1981, 1985), и самостоятельном комплексе резко отличающихся от них по химизму и структуре массивныхуртитов и ювитов (Арзамасцев и др., 1977).

Идея о самостоятельности интрузии массивных уртитов и связанных с ними постепенными переходами полевошпатовых уртитов и ювитов (далее они постепенно переходят в рисчорриты) высказывалась и раньше, как о "рудной" субфазе мельтейгит-уртитов, сопряженной с формированием апатит-нефелиновых рудных залежей (Иванова^ 1963; Иванова и др., 1970; Зак, Каменев, 1964; Минаков и др., 1967; Зак и др., 1972; Вировлянский, 1970; Перекрест, 1970; Титов, 1970 и др.), специфический химический состав, минералогические особенности и своеобразная структура которых объяснялась с помощью гипотезы кристаллизационно-гравитационной дифференциации ийолит-уртито-вого расплава, путем сегрегации крупных зерен кристаллизовавшегося первым нефелина на дне магматической камеры и "всплывания" тяжелых, но мелких зерен пироксена (Когарко, 1977).

Геохимические исследования С.М. Кравченко с сотрудниками (1976, 1979, 1980, 1981, 1985), основанные на расчетах комбинированных коэффициентов распределения микроэлементов между минералами мель-тейгит-уртитов (У205 в пироксене, ва в нефелине, У205, ТЮ2 и Ре в титаномагяетите, №>205 и 2г02 в сфене), показали монотонное возрастание содержаний N1», Ъх, Са и Ре и такое же падение содержаний V и Б через всю толшу от ее подошвы к кровле, что согласуется с гипотезой о направленной кристаллизации расплава снизу вверх (с учетом внедрении его в три интрузивные фазы). Этому противоречит, правда, поведение Бг и Се в апатите и сфене, меняющееся на обратное в пределах "рудной зоны" (массивный уртит + апатит-нефелиновые породы), но авторы считают, что это можно объяснить накоплением 8г и ТЯ в расплаве в ходе его раскристаллизации (при К,, 0<1) до критического содержания, когда эти элементы образуют собственные фазы — апатит и сфен (при Кр 0> 1), после чего обедненный данными элементами остаточный расплав вновь кристаллизуется и вновь обогащается этими элементами. К сожалению, в данном исследовании не учитывалась расслоенность мельтейгит-уртитовой толщи и, кроме того, из обобщенного разреза мельтейгит-уртитов не исключались массивные уртиты, относимые в настоящее время к более позднему комплексу.

Исследования диссертанта позволяют присоединиться к выводу о различной генетической природе трахитоидных мельтейгит-уртитов, с одной стороны, и массивных грубозернистых уртитов, полевошпатовых уртитов, ювитов и риснорритов, с другой, однако, мы не разделяем представлений о магматическом происхождении последних (см. 4.3).

Для изучения закономерностей изменения состава породообразующих минералов в дифференцированной толще, более-менее в чистом виде, нами был выбран не обобщенный, а типовой разрез между апатит-нефелиновыми месторождениями Юкспор и Расвумчорр (7-А), с опор-

ной скважиной 541, в которой массивные уртиты и ювиты имеют незначительную мощность (менее 50 м) при мощности трахитоидных мельтейгит-уртитов ~ 1200м (рис. 19) [49, 60]. В данном разрезе нами выделены три зоны: верхняя и нижняя — мезократовые и средняя — лей-кократовая, сложенная в основном лейкократовыми ийолитами и тра-хитоидными уртитами; верхняя подразделяется на 1А — амфиболовую и 1Б — пироксеноеую. Амфибол, таким образом, развивается преимущественно в висячем боку толщи. Кроме совместного нахождения с пироксеном (катофорит + эгирин-диопсид), он нередко отразует крупные пойкилобласты, включающие мелкозернистый агрегат пироксена и нефелина, что, возможно, указывает на метаморфогенное их происхождение в результате термального метаморфизма пород.

Установлено, что в масштабах всей толщи, от подошвы к кровле в пироксене и нефелине возрастают содержания Ас и № и падают содержания и Н<3 и Кб (рис. 20), т.е. увеличивается №-щелочность и степень окисленности Бе. Поведение микроэлементов коррелируется с поведением макроэлементов: Мп с Са и Мё, А1 с Ре2+ и "П с № и РеЗ+. В отдельных зонах макрозакомерность, однако, не выдерживается, и Ас и N0 ведут себя как антагонисты. Общая тенденция может быть объяснена преимущественной кристаллизацией пироксена от подошвы к кровле, в ходе которой из расплава удалялись 01- и Нй-компоненты, и остаточный расплав насыщался натрием, из-за чего нефелин и пироксен последовательно обогащались Ас- и Ые-компонентами. В средней (лейкократовой) зоне состав расплава, очевидно, наиболее близок к эвтектическому соотношению; пироксен и нефелин кристаллизовались одновременно, 01-, Ий- и ~Ме-компоненты расходывались, но Ыа и К все же оставались в остаточном расплаве и обогащали пироксен Ас- и нефелин Кз-компонентами.

Результаты структурного бурения (Перекрест, Смирнов, 1985) показали, что мельтейгит-уртитовая толща снизу подстилается трахитоид-ными хибинитами (см. рис. 19), а с востока круто срезается лявочор-ритами, т.е. не является интрузивным телом, а представляет собой захваченных нефелиновыми сиенитами блок реликтовых пород, аналогичный Пугеличорр-Юмъечоррскому. Следовательно, мельтейгит-ур-титы не могут быть моложе хибинитов, как это считают АЛ. Арзамасцев и др. (1987)..

Реликтовое положение мельтейгит-уртитов было использовано О.Б.Дудкиным идр. (1986) для возвращения к гипотезе Л,С. Бородина (1971) об образовании мельтейгит-уртитов путем ийолитизации древних пироксенигов. Ксенолиты "каледонских" перидотитов и пироксе-нитов в нефелиновых сиенитах были описаны А.В. Галаховым (1966), а А.А. Арзамасцевым и др. (1988) в трубке взрыва горы Намуайв обнаружены нодули мантийных перидотитов, состоящие из 75% форстерита (ищ = 0,91), 12% энстатита, клинопироксена (салит), паргасита, шпинели, апатита, флогопита и кальцита. Замещение щелочно-ультра-основных пород объяснило бы и происхождение хибинских апатито-нефелиновых залежей, апатит которых отличается от акцессорного апатита пород пониженным содержанием Са и ТЯ.

В мельтейгит-уртитовой толще действительно установлены якупи-рангиты с оливином (замещенным слюдой и амфиболом), но судя по минеральному составу, они являются не реликтами замещенных пи-

Рвс.19. Разрез через толщу трахитоидных мельтейгит-уртятов между апатитовыми месторождениями Юкспор и Расвумчорр (профиль 7 А) с опорной скважиной 541, использованной нами для глубинного минералогического картирования:

1 — лявочорриты, 2 — рисчорриты, 3 — луявриты, 4 — мельтейгиты, 5 — трахитоидные ийолиты, 6 — трахитоидкые уртиты, 7 — эпилейцититы, 8— массивные уртиты, 9 — полевошпатовые массивные уртиты, 10— ювиты, 11 — апатито-нефелиновое рудное тело, 12 — фениты, 13 — трахитоидные хибиниты, 14 — гибридные нефелиновые сиениты, 15 — скважины

Рис. 20. Изменение составов нефелина и пироксена в толщ« трахитоидных мель-тейгит-уртптов с глубиной по данным минералогического картирования: а — линейные корреляции Ые, Кв и избыточного кремнезема 0 в нет фелине с глубиной И (м.); б — то же для 01, Нс1 и Ас в пироксене. Зоны: ВК — верхнего контакта, 1А — верхняя амфибо-ловая, 1Б — верхняя пи-роксеновая, II — средняя лейкократовая (трахитоид-ные уртиты), III — нижняя

роксенитов, а наиболее мелакократовой разностью пород мельтейгит-уртитовой серии, представляющих собой экструзивные образования.

4.1.6. "Уртито-хибиииты"

Процесс нефелинизации, широко проявившийся при постмагматическом замещении наиболее основных палеовулканитов и при перекристаллизации в мельтейгит-уртитовой толще, имеет своих аналогов и в областях развития нефелиновых сиенитов. Разности, существенно обогащенные нефелином (по составу отвечающие уртиту) с типичной для массивных уртитов структурой (идиоморфные кристаллы нефелина с пироксеном, зажатым в интерстициях), наблюдались в висячем боку субинтрузии грубозернистых трахитоидных хибинитов непосредственно под палеовулканитами Часночорр-Юдичвумчорр-Юмъечоррского

Рис. 20, (<5)

2)0

ма

7)0

/ляг

А

¿0 -7-

40

ООО

п о

V

■Л7 лг ЫЫ.'НИ

^ о. <я! °°

ооЖ^о

0° ОЛР о о

"" УАв_

оОсОо Ь"

0<Р,

•к

/Л

/Л

/0

К

го ть+м

ш

ям

710

/000 Л

Ш

¿¿га

7)0

о ■ 'о к 4 оио' о ' о «

- ° 0 л о в оо/, < ООО 1 о и. о о о а \ в

г ° 4Й о 0 ЯГ О О /г V0 0 0 .

- 0 "^Т5^ \ ■— »> О

о о° О ЪЛоот о о -г ^ 1«

гв ¿0 40 *0 мм. Ч'Ле

■ °0 аю'о ° '/о 'о о

- 9 % ] о 00 °<£\°/ "

^ойоао о но; ]<Е о л» / « оо

- уЬ цл^^о о о о Ж --7»

° i / ?ь/ о Д . Г^ь? ......°

блока и в висячем боку субинтрузии среднезернистых трахитоидных хибинитов под мельтейгит-уртитовой толщей (см. рис. 19). В отличие от массивных уртитов центральной дуги сосуществующий с нефелином и пироксеном полевой шпат является лейстовым К,№-состава. Состав нефелина в среднем №76 ДК5206С2314 — заметно обогащен калием, а средний состав пироксена В140'зНс11МАс43 6 (И 0,041 форм, ед., А10,035 форм.ед.) — приближается к составу'пироксена в мельтейгит-уртитах, что указывает на общие тенденции изменения состава минералов при нефелинизации. Увеличение щелочности-основности минералообразу-ющей среды (на что указывает увеличение концентрации нефелина) сдвигает состав пироксена в сторону увеличения его магнезиальности.

4.2. Плутонические породы.

Нефелиновые сиениты в Хибинах относятся к лейкократовому фой-яитовому типу. Луявриты в массиве известны, но доля их незначительна, хотя они обнаруживают большое разнообразие форм проявления (пластовые инъекции в мельтейгит-уртитах, постепенные переходы к ляво-чорритам, луявритовые и тингуаитовые дайки). Породы не дифференцированы (расслоенность наблюдалась как локальное явление — Гала-хов, 1975). Наиболее характерная их особенность — чередование трахитоидных и массивных разностей, интерпретировавшееся как внедрение чередующихся "конических" и "цилиндрических" интрузий (Куплетский,1928, 1937; Елисеев и др., 1939; Зак и др., 1972; Галахов, 1975). Петрохимический состав пород близок к анхиэвтектическому, что указывает на отсутствие существенной дифференциации нефелин-сиенитовых расплавов в очаге. Реликты древних пород в нефелиновых сиенитах, оказываются зажатыми между разными "интрузиями". При этом наблюдаются одни и те же соотношения: лежачие контакты блоков — пологие, нередко раздробленные, реликтовая порода брек-чирована, сиенитизирована и нефелинизирована; висячие — крутопадающие, резкие, без видимых замещений, нефелиновый сиенит не обнаруживает признаков гибридизма, но четко трахитоидный. По нашему мнению, такие соотношения можно интерпретировать как выжимание нефелин-сиенитового расплава из-под опускающихся блоков ксенолитов (реликтов гранито-гнейсов, протерозойских мета-вулканитов и палеозойских палеовулканитов) с реакционным взаимодействием горячего расплава с реликтовой породой под блоками in situ.

. Различия температур ликвидуса, рассчитанных В.Н. Зыряновым и Л.В. Козыревой (1981) методом Л.Л. Перчука и В.И. Ваганова (1978): 1077°С (1007-1091) для массивных хибинитов, 1091 (1056-1156) для трахитоидных хибинитов, 1084 (1081-1099) для лявочорритов, 1084 (1067-1094) для фойяитов и 1085 (1068-1114) для рисчорритов, с одной стороны, и 1129°С (1089-1167) для трахитоидных мельтейгит-ур-титов, 1104 (1050-1133) для массивных уртитов, 1197 (1099-1197) для ювитов и 1068 (1049—1105) для апатито-нефелиновых пород, с другой стороны, по нашему мнению, отражают различия в химическом составе нефелиновых сиенитов и мельтейгит-уртитов, а не последовательность их внедрения, как считают авторы.

¿ - Температуры кристаллизации при агпаитовой последовательности определяются началом выделения нефелина; при этом найденные по нефелиновому геотермометру Гамильтона (Hamilton, 1961) (по содержанию избыточного SiOj в нефелине) значения температур для рисчорритов, мельтейгит-уртитов и апатито-нефелиновых пород (500-775°С) оказываются ниже, чем для нефелиновых сиенитов (700-775°) (Зырянов, Козырева, 1981) (по ранним данным Л.В. Козыревой, 196 7 — 500-750 и 760-900° соответственно).

Использование нефелин-полевошпатового геотермометра не позволяет определить температуру кристаллизации расплава, зато дает возможность оценить температуры автометасоматических преобразований в породах Хибинского комплекса: 390—420°С в массивных и 395-595° в трахитоидных хибинитах, 395-525° в лявочорритах, 380-520° в фойя-

итах, 400-695° в рисчорритах и 400-405° в ювитах (Зырянов, Козырева, 1981). Эти данные не учитывают структурное состояние полевых шпатов (ортоклаз или микроклин), так как обобщены авторами суммарно. При раздельном рассмотрении этих данных для нефелин-ортоклазовых и нефелин-микроклиновых парагенезисов (см. табл. 2) видно, что:

1) В ассоциации с более натриевым ортоклазом сосуществует более калиевый нефелин, а с более калиевым микроклином — более натриевый нефелин, что однозначно указывает на более высокотемпературную ассоциацию нефелина с ортоклазом и низкотемпературную ассоциацию его с микроклином; 2) Микроклин во всех породах формировался в узком интервале температур 380-425°С (в среднем 400°С), в то время как интервалы формирования ортоклаз-нефелиновой пары более широкие и в разных породах различны. При этом изменение температур не согласуется ни с последовательностью в расположении пород с запада на восток (предполагаемая последовательность их внедрения в соответствии с концепцией Н.А. Елисеева — Елисеев и др., 1939; Зак и др., 1964; 1972), ни от краев — к центральной дуге (концепция Б.М. Куплетскому, 1937). По нашему мнению, такое падение температур лучше всего согласуется со сменой парагенезисов ортоклаза и нефелина с темноцветными минералами: пироксен I генерации=>пирок-сен+ амфибол => пироксен + лепидомелан => амфибол => амфибол + + лепидомелан, отражающей порядок кристаллизации темноцветных минералов в нефелиновом сиените. Эгирин П-Ш генераций кристаллизуется уже не с ортоклазом, а с микроклином, что отвечает развитию автометасоматических процессов в породе.

3) Из общей закономерности выпадают рисчорриты, в которых более натриевый ортоклаз ассоциирует с более натриевым нефелином, а более калиевый микроклин — с более калиевым нефелином. Показательно, что состав нефелина в этом случае при переходе ортоклаз => микроклин смещается по направлению к стехиометричному его составу №зК[А14814016], а не в сторону от него, как это имеет место во всех нефелиновых сиенитах. К тому же, фазовое соответствие ассоциации ортоклаз — нефелин указывает на самую высокую температуру 560°С (515-695), достигающую значения кристаллизации породы по нефелиновому геотермометру Гамильтона. Очевидно, это свидетельствует об ином характере постмагматических процессов в рисчорритах или о формировании их при этой температуре,

В любом случае это свидетельствует о перераспределении К и № между сосуществующими минеральными фазами в посткристаллизационных условиях.

Аналогичные перераспределения наблюдаются и в изотопном составе. Попытка определения возраста пород Хибинского массива К/Аг-методом по сосуществующим щелочному полевому шпату, нефелину и биотиту (аналитик М.М. Аракелянц, ИГЕМ) [28, 49] показала нарушение изотопного равновесия после кристаллизации. При этомАг накапливается в нефелине (365-460 млн. лет, в среднем 378) и в слюде (355—404 млн. лет, в среднем 380), но выносится из структуры щелочных полевых шпатов, для которых устанавливается двувершинная кривая распределения с максимумами 342 и 293 млн. лет. Первый максимум

сопоставляется с процессами фазового распада и огрублением перти-товой структуры полевых шпатов нефелиновых сиенитов, объясняющей потерю радиагенного аргона. Во вторую группу попадают, в основном, нераспавшиеся калишпаты рисчорритов, что может свидетельствовать о более молодом возрасте агпаитовых метасоматитов.

Вместе с тем, не подтверждается вывод, что аномальное накопление Аг в нефелине обусловлено его канкринитизацией (Копопоуа, 8Ьапш, 1971); наши образцы нефелина не имели вторичных изменений, но завышение возраста наблюдалось повсеместно. Мы полагаем, что. поскольку нефелины в магматических породах первоначально имели заметное содержание избыточного 8Ю2 в [А18Ю4]-каркасе, то „'"'Аг, занимая место 40К в центре шестерных колец из [БЮ4]-тетраэдров, мог адсорбироваться и внутрь незанятых колец (при диаметре полостей 4,24,8 А и радиусе Аг° = 1,92 А сюда могут входить также молекулы метана СН4 (0 2,2 А) или этана С2Н6 (0 3,6 А), что объясняет аномальную насыщенность нефелина углеводородными газами при резком возрастании их летучести в интервале 500-300°С, т.е. в пост магматических условиях).

4.3. Агпаитовые метасоматиты.

Вывод о мета соматической природе полевошпатовых уртитов, ювитов и рисчорритов и образовании их по массивным уртитам под влиянием богатых К и Б! водных растворов принадлежит Л.Л. Соло-довниковой (1959). Независимо от нее, гипотеза о метасоматическом образовании рисчорритов и уртитов, за счет преобразования нефелиновых сиенитов (хибинигов и фойяитов), под влиянием таких же растворов, в ходе, последовательного развития в районе центральной дуги массива наложенных процессов нефелинизации => ортоклазизации => альбитизации => цеолитизации, высказана И.П.Тихоненковым (1963). САРуденко (1964,1965) обращено внимание на интенсивные процессы перекристаллизации мелко/среднезернйстых мельтейгит-уртитов в крупнозернистые, гигантозернистые и пегматоидные их разности, а впоследствии было сделано заключение об образовании в породах центральной дуги ийолит-уртитовых и ювит-рисчорритовых метасоматитов путем перекристаллизации первично-магматических пород (Титов и др., 1971; Руденко, Кузнецов, 1984).

Многочисленные минералогические факты привели диссертанта к необходимости критического., обобщения данных гипотез и выводу о частичном преобразовании пород центральной дуги Хибинского, комплекса в агпаитовые метасоматиты в результате постмагматической перекристаллизации (сопровождавшейся калиевым метасоматозом) первичных мельтейгит-уртитов и сопредельных с ними нефелиновых сиенитов (трахитоидных хибинитов, лявочорритов и трахитоидных фойяитов [27-31, 33, 35, 36, 42]. Вследствие высокотемпературной перекристаллизации, сопровождавшейся нефелинизацией пород, образовались метасоматические массивные грубозернистые уртиты, а при перекристаллизации в более низкотемпературных условиях, сопровождавшейся ортоклазизацией пород, сформировались метасоматические полевошпатовые уртиты и пойкилитовые ювиты и рисчорриты. Данные метасоматиты возникли е условиях наивысшей щелочности-основности минера-

лообразующей среды и характеризуются развитием наиболее ультращелочной ("улътраагпаитовой ") ассоциации минералов с содалитом, ломо-носовитом, дельхайелитом, канаситом, фенакситом, Ва-лампрофилли-том, Mg-астрофиллитом, щербаковитом, ловозеритом, вадеитом, вил-лиомитом, джерфишеритом, расвумитом и др.

В настоящее время, по-видимому, большинство хибинских исследователей согласны с более поздним формированием пойкилитовых нефелиновых сиенитов и массивных грубозернистых уртитов (не только полевошпатовых). Однако, передполагается, что они образовались в результате магматической кристаллизации либо особой "рисчоррито-вой" магмы, отдифференцированной от подкорового нефелин-сиенитового расплава, с обогащением ее К20, Fe203, FeO, MgO, CaO, SrO, Ti02, P205, C02, F и S03, и, в свою очередь, дифференцированную в промежуточном очаге на последовательно внедрявшиеся рисчоррито-вый, ийолит-уртитовый и апатит-нефелиновый расплавы (Галахов, 1972, 1985), либо допускается проявление широкомасштабных процессов кристаллизационной и гравитационно-кристаллизационной дифференциации в результате отсадки кристаллизующихся первыми зерен нефелина: "ийолитового" расплава — с образованием массивных грубозернистых уртитов "in situ" в магматической камере (Когарко, 1977; Ко-гарко, Кригман, Белякова, 1984; Френкель, Хапаев, 1989) (образование пойкилитовых пород не обсуждается) или "хибинитового" расплава — с появлением последовательной серии дифференциатов уртит => ювит=> => рисчоррит в промежуточном магматическом очаге (Арзамасцев и др., 1987). Предполагается, что вследствие осаждения нефелина остаточный нефелин-сиенитовый расплав обогащается Si и К, и следовательно, массивный уртит, ювит и рисчоррит являются генетически связанными комплементарными продуктами фракционной кристаллизации.

Мы согласны с выводом о более позднем образовании пород данного комплекса, однако, не видим никаких признаков интрузивного их внедрения. В то же время ряд признаков указывает на их формирование в результате постмагматических преобразований: перекристаллизации и метасоматического замещения ранее образованных пород — первичных грахитоидных мельтейгит-уртитов, заключенных в них лей-цитофиров и прилегающих нефелиновых сиенитов.

Основными аргументами в пользу такого вывода является следующее:

1) Грубозернистость или гигантозернистостъ данных образований (размер зерен нефелина в массивных грубозернистых уртитах примерно в 10—100 раз превышает размер его зерен в трахитоидных уртитах, также как пойкилокристаллов ортоклаза в рисчорритах относительно размера лейст К,Na-полевого шпата в нефелиновых сиенитах.

2) Породы, выделяемые нами как агпаитовые метасоматиты, наблюдаются только в центральной дуге Хибинского комплекса, непосредственно в толще трахитоидных мельтейгит-уртитов или на их контакте с нефелиновыми сиенитами, но не известны за ее пределами.

3) Они нигде не имеют интрузивных контактов, с закалкой или с другими приконтактовыми изменениями, не имеют жильных фаций, не встречаются в виде даек.

4) С другой стороны, они повсеместно обнаруживают признаки собирательной перекристаллизации и замещения минералов мелътейгит-уртитов, развиваются в них как "отдельные участки", "пятна", "про-пласты" и содержат реликты минералов и минеральных комплексов мель-тейгит-уртитов и нефелиновых сиенитов.

5) Рисчорриты, ювиты, полевошпатовые уртиты и массивные грубозернистые уртиты характеризуются постепенными переходами, не обнаруживая какой-либо' дискретности, свойственной различным порциям расплава. :

6) Устанавливается литологическая приуроченность массивных грубозернистых уртитов к средней части мельтейгит-уртитовой дифференцированной толщи, сложенной существенно лейкократовыми уртит-ийо-литовыми породами, и присутствие ксенолитов эпилейцититов или их реликтов в пойкилитовых нефелиновых сиенитах.

7) Агпаитовые метасоматиты характеризуются наивысшей щелочностью и основностью, сопоставимой только с таковым для трахито-идных уртитов и лейцитофиров.

В дополнение к этому следует принять во внимание типоморфные особенности полевых шпатов агпаитовых метасоматитов:

8) Существенно-калиевые полевые шпаты не характерны для агпаитовых (существенно-натриевых) пород, однако, они типоморфны для всех агпаитовых метасоматитов, развитых в пределах центральной дуги Хибинского комплекса, не смотря на то, что эти породы существенно различаются по химическому составу (уртиты и ювиты — породы Наряда, рисчорриты — породы К-ряда).

9) Для всех агпаитовых метасоматитов характерен пойкилобласто-вый К-полевой шпат (Пойкилиговые структуры типичны и для пойкилитовых нефелин-содалитовых сиенитов, ювитов и уртитов Ловозера, науяитов Илимауссака, и для некоторых разностей хибинских лявочор-ритов и трахитоидных хибинитов, однако, во всех этих породах развит К,№-полевой шпат, как и положено для обогащенных натрием пород),

10) В породах с пойкилитовым полевым шпатом сосуществуют адуля-ровидный низкий санидин — высокий ортоклаз с максимальным микроклином, что указывает на формирование метасоматитов при относительно невысокой температуре 500—600°С (см. 2.1.7).

11) В эндоконтактовыхразностяхрисчорритов сохранились реликтовые ортоклаз-криптопертиты и микроклин-микропертиты с признаками выноса и переотложения Ш-фазы и перекристаллизации К-фазы с частичным ее 51/А1-разупорядочением, что указывает на развитие рисчорритов по нефелиновым сиенитам (по крайней мере, приконтактовым их разностям) (см. 2.1.7).

12) Внутри толщи пойкилитовых нефелиновых сиенитов (рисчорритах, ювитах) обнаружены реликты ультракалиевых пород — лейцитофиров с микрографическими срастаниями ортоклаза с кальсилитом (эпилей-циты), подвергающихся интенсивной перекристаллизации с развитием пойкилобластических структур К-полевого шпата и признаками выноса калия и привноса натрия (см. 2.2).

Основным возражением против метасоматической гипотезы образования рассматриваемых пород является отсутствие четких признаков

кристаллизации из водных растворов (отсутствие жидких и газово-жидких включений минералообразующей среды, ограниченное — и несомненно позднее — развитие цеолитов и других Н20-содержащих минералов) (Галахов, 1959; Иванова и др., 1970; Иванова, Арзамасцев, 1985). Признавая в принципе широкое развитие реакционных замещений минералов с образованием ультращелочных (ультраагпаитовых) их ассоциаций, относительно низкотемпературное их образование, некоторые исследователи склонны все же рассматривать их как естественную эволюцию магматических систем, автометасоматические явления, обусловленные постепенным переходом водонасыщенных ультращелочных магм в остаточные постмагматические щелочные растворы (Арзамасцев и др., 1987).

Действительно, гидротермально-метасоматические представления о формировании агпаитовых метасоматитов в чистом виде. (Солодовни-кова, 1959; Тихоненков, 1963) сейчас не выдерживают критики. Предполагаемые температуры их формирования, хотя и не высоки (500— 600°С), но все же надкритические. Действительно, в рассматриваемых породах (и присутствующих в них пегматитах) одни ассоциации минералов сменяют другие, отвечающие разным ступеням щелочности и температуры [1-3, 12, 14, 17-19, 21, 23-25, 27-32, 36-37, 42-44, 49, 60]. Эти изменения в породах более-менее ясны. Но нас интересует природа самих агпаитовых метасоматитов.

Полученные диссертантом данные указывают на наличие в метасо-матитах реликтовых минеральных комплексов, относящихся к замещаемым первичным породам и признаки формирования метасоматитов в твердой среде. При этом направленность замещений меняется в зависимости от химизма замещаемого субстрата. Массивные грубозернистые уртиты практически не отличаются по составу от мелкозернистых трахитоидных уртптов, хотя незначительный вынос № и привнос К при снижении общей основности уже заметен, что соответствует, практически, лишь их перекристаллизации без метасоматических явлений. В полевошпатовых уртитах, ювитах и рисчорритах развитие метасоматических процессов с привносом калия очевидно, что выражается в интенсивной ортоклазизации нефелин-пироксеновых пород и переотложении нефелина с частичным обогащением его калием (включения в пойкилобластическом К-полевом шпате). При замещении мельтей-гитов и меланократовых ийолитов пойкилитовыми породами сохраняется их меланократовость (малиньиты). Однако, при перекристаллизации ультракалиевых лейцитофиров происходит не привнос калия, а его вынос, что указывает на выравнивание химических потенциалов К и N3. Таким образом, замещение лейцитофиров указывает на перераспределение щелочей в системе, подобное тому, какое наблюдается в альбитизированных разностях нефелиновых сиенитов.

По нашему мнению, формирование агпаитовых метасоматитов происходит скорее всего путем магматического замещения пород под влиянием отщепленных от нефелин-сиенитового расплава щелочных и легколетучих компонентов. Уже отмечалось (4.1.5), что по своей геологической позиции в массиве породы мельтейгит-уртитовой толщи аналогичны палеовулканитам, залегающим в виде опущенных в нефели-

новые сиениты по кольцевым разломам огромных блоков, что несомненно способствовало интенсивному термальному метаморфизму и процессам фенитизации этих пород. Привилегированное их положение (в "центральной" части массива), тектоническая активизация этой зоны (многократные разломы — Вировлянский, 1985; Вировлянский, Благодетелева, 1964, 1965, 1971, 1972 и 1973; Вировлянский, Ноздря, 1984; перемещение блоков и брекчирование пород — Вировлянский и др., 1965; Онохин, 1975; Галахов, 1975; Каменев, 1975; Каменев, Ми-неев, 1982; Балаганская, 1985, 1987) способствовали интенсивным "по-слемагматическим" (относительно времени формирования реликтовых пород) замещениям и преобразованиям, а наивысшая основность замещаемых мельтейгит-уртитов и лейцитофиров способствовали возрастанию активности наиболее основных и амфотерных компонентов в магматических флюидах, чем обусловлен ультращелочной (ультраагпа-итовый) характер данной минерализации. Усилением щелочно-ос-новных свойств минералообразующей среды можно объяснить известные типоморфные особенности породообразующих и акцессорных минералов, агпаитовых метасоматитов, например,, нефелинизацию ийрлит-уртитов (вплоть до образования почти мономинеральных массивных уртитов), эгирин-диопсидовый (существенно более магнезиальный) соцтав раннего пироксена в этих породах [33], а также существенно-калиевый характер постмагматического полеврго шпата.

4.4. Анатито-нефслииовые месторождения.

Диссертант не занимался изучением агщтито-нефелиновых руд непосредственно, однако, полученные данные и выводы работы должны учитываться при разработке гипотез об их генезисе и механизмах формирования. Необходимо принимать во внимание следующее:

1. Апатито-нефелиновые породы пространственно (и несомненно • ' генетически) связаны с грубозернистыми массивными уртитами, так

как их залежи приурочены к висячему боку толщи уртитов, непосредственно переходят в них через обогащенные апатитом разности ("апатитовые уртиты") и наблюдаются в висячем боку уртитовых шлиров среди ювитов и рисчорритов. ,,

2. Отсутствует генетическая связь апатито-нефелиновых руд с тра-хитоидными дифференцированными мельтейгит-уртитами: в этих . породах скопления апатита приурочены не к обособлениям нефелина, v-а к участкам развития темноцветных минералов и титаномагнетита, как

- - это и положено для ультраосновных пород. То же справедливо и для ..окружающих нефелиновых сиенитов, что является правилом для основных и щелочно-основных пород. Таким образом, апатито-нефелиновые породы являются аномальным образованием, и механизм их формирования скорее всего уникален и отличается, от общих закономерностей. •

3. Дифференциация трахитоидных мельтейгит-уртитов не приводит к обогащению фосфором богатых нефелином разностей: согласно A.A. Арзамасцеву и JLB. Арзамасцевой (1996), Р205 в мельтейгитах 2,37 (среднее из 14 проб), в ийолитах 0,74 (95 проб) и в трахитоидных уртктах 0,53 мас% (26 проб). Таким образом, апатито-нефелиновые залежи не могли образоваться в результате дифференциации (кристал-

лизационной или гравитационной) мельтейгит-уртитовой интрузии (или экструзии) в целом.

4. Генетически связанные с образованием массивных уртитов, апа-тито-нефелиновые залежи тем не менее формируются (по крайней мере частично) путем замещения трахитоидных ийолитов; линзы мелкозернистого ийолита сохраняются в рудах и обусловливают возникновение наиболее распространенного "линзовидно-полосчатого" их типа. Эти образования настолько типичны, что Т.Н.Иванова (1963) выделяла данные ийолиты как II субфазу мельтейгит-уртитовой интрузии.

5. Апатито-нефелиновые тела подвергались многостадийному брек-чированию, обусловленному развитием долгоживущего "главного рудоконтролирующего разлома Хибин", в ходе которого взбросо-на-двиговые перемещения сменялись сбросо-сдвиговыми, происходило опускание висячего блока рудных залежей относительно лежачего (~ на 100 м), дробление и образование мегабрекчий (Вировлянский и др., 1965; Вировлянский, Благодетелева, 1965, 1971; Онохин, 1975; Га-лахов, 1975; Каменев, 1975; Каменев, Минеев, 1982; Балаганская, 1985, 1987). Брекчии являются как "сухими", так и сцементированными ийолитами, малиньитам и, в том числе, массивными грубозернистыми уртитами. Таким образом, массивные уртиты сформировались позже апатито-нефелиновых залежей и, следовательно, данные образования не могут быть продуктами кристаллизационно-гравитационной дифференциации единого расплава с разделением апатита и нефелина, как это постулировано Л.Н.Когарко (Когарко, 1977; Когарко и др., 1984; Френкель, Хапаев, 1989).

6. Типоморфные особенности породообразующих минералов апатито-нефелиновых пород (нефелина, пироксена, полевого шпата) аналогичны минералам массивных уртитов и пойкилитовых нефелиновых сиенитов, отличаясь от таковых трахитоидных дифференцированных мельтейгит-уртитов (Когарко, 1977; Арзамасцев и др., 1987)

7. Химический состав апатита апатито-нефелиновых руд отличается от состава апатита окружающих пород (массивных и трахитоидных мельтейгит-уртитов, ювитов, рисчорритов и нефелиновых сиенитов, а также сфен-апатит-нефелиновых пород) пониженным содержанием изоморфных замещающих Са элементов — Sr и TR (Волкова, Мелен-тьев, 1939; Дудкини др., 1964, 1965, 1974;Дудкин, 1977) и присутствием (С03)2~, что сближает его с составом апатита в щелочно-ультраос-новных породах. Вторичный апатит руд (Каменев, 1968), распространенный повсеместно на всех месторождениях, обогащается Sr и TR и аналогичен составу апатита в ювигах и рисчорритах.

8. В соответствии с выводами данной работы, формирование агпа-итовых метасоматитов играет определяющую роль в образовании апатито-нефелиновых залежей и дальнейшей их геологической истории. Залежи образуются синхронно с перекристаллизацией трахитоидных мелкозернистых уртитов в массивные грубозернистые (при этом не ясно, что было решающим в их расположении: литологические особенности среднего горизонта мельтейгит-уртитовой толщи, обогащенной уртитами и лейкократовыми ийолитами или положение рудоконтролирующего разлома). В дальнейшем, при ортоклазизации пород про-

исходило преобразование и апатито-нефелиновых залежей с развитием вторичного апатита.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Совершенствование учения о типоморфизме минералов в 70-80 г.г. рассматривалось как фундаментальная проблема минералогии. В ходе ее разработки был проведен ряд основополагающих физико-химических экспериментов и многочисленные регионально-генетические исследования с целью выявления связей состава, структуры и свойств минералов с геохимической специализацией регионов и зависимостей от факторов минералообразования. Однако, обобщение результатов этих исследований показало сложность и многоплановость решаемой проблемы и опасность упрощенного к ней подхода.

Прежде чем установленные в ходе минералогических исследований вариации химического состава и особенности конституции изученных минералов будут возведены в ранг типоморфных особенностей, надлежит определить пределы той совокупности геологических объектов или процессы минералообразования, которые они должны охарактеризовать. Развивая учение о типоморфизме в аспекте типоморфизма минералов конкретных геологических объектов, диссертант прежде всего имеет в виду эту определенность, поскольку одни и те же данные могут рассматриваться на разных уровнях иерархической лестницы изучаемых объектов. Так, вариации состава сосуществующих нефелина и пироксена в подрудных уртитах апатитового Месторождения Кукисвумчорр могут быть признаны типоморфными и для высокощелочных магматических комплексов в целом (в отличие от низкощелочных), и для amä-итовых пород (в отличие от миаскитовых или плюмазитовых), и для мельтейгит-уртитов (в отличие от нефелиновых сиенитов), и для урти-тов (в отличие от ийолитов или мельтейгитов), и как характерные для массивных грубозернистых их разностей (в отличие от гнейсовидно-трахитоидных мелкозернистых уртитов дифференцированной толщи), и как особенности минералов на месторождении Кукисвумчорр (в отличие от других хибинских апатитовых месторождений).

Таким образом, термнн типоморфный не отделим от определения для каких объектов (или процессов). Чем детальнее методы изучения минерального вещества, гем более локальные факторы типоморфизма они затрагивают и тем уже круг их применимости. Чем выше стоит исследуемый объект на иерархической лестнице, тем больше выявляемых признаков минералов становятся второстепенными и отбраковываются, и типоморфные их особенности становятся более общими. Сопоставление объектов по общим и частным признакам позволяет выявить их отличия от общей закономерности, за которыми стоят реальные, факторы минералообразования, конкретизирующие условия формирования реальных объектов и позволяющие оценить правомочность предложенных общих генетических моделей.

Исследования в аспекте типоморфизма минералов конкретных геологических объектов необходимы при использовании типоморфных

признаков в качестве минералогических индикаторов, поскольку при этом опыт изучения одного объекта (или их совокупности), многократно проверенный и статистически подтвержденный, переносится на неизвестный объект. В подобной ситуации, хотя мы и предполагаем, что выявленные индикаторы будут действовать и на новом, не исследованном еще объекте, необходима критическая их проверка на влияние других факторов. Например, неудачное применение геотермометров, основанных на фазовом соответствии сосуществующих минералов на ряде объектов (в частности, для хибинских палеовул-канитов) объясняется недостижением в данных условиях равновесности. Тем не менее, минералы являются единственными свидетелями минералообразующих процессов, и заложенная в них генетическая информация должна быть основополагающей при решении проблем петрогенеза и рудогенеза.

2. При исследовании высокощелочных комплексов в качестве внешних факторов типоморфизма, кроме Р-Т-Х-условий, необходимо рассматривать кислотно-основные свойства минералообразующей среды, ее щелочность, скорость остывания пород, кинетику и равновесность— неравновесность минералообразующих процессов. Эти факторы следует рассматривать во взаимодействии, в результате которого может возникнуть качественно-новое состояние. Например, при тех же Р-Т-Х-условиях, ультращелочной расплав, в силу высокой растворимости в нем воды и летучих компонентов, приобретает свойства расплаво-раствора с высокой подвижностью и существенно более низкой температурой раскристаллизации, чем "сухой" расплав или расплав нормальной щелочности.

Кислотно-основное взаимодействие компонентов в минералообразующей среде приводит к изменению их активностей, что обусловливает кристаллизацию из щелочного расплава минералов, обогащенных наиболее основными компонентами. Однако, состав минералов не напрямую связан со свойствами минералообразующей среды. Необходимо принимать во внимание кристаллохимические возможности кристаллизующихся минералов, которые мы рассматриваем как внутренние факторы типоморфизма, корректирующие соотношения между компонентами в сосуществующих фазах и между минералами и расплавом по законам внутреннего строения минерального вещества.

3. Первоначальные соотношения между компонентами в кристаллизовавшихся из расплава минералах нарушаются в посткристаллизационных условиях, когда между сосуществующими минералами устанавливаются новые равновесия. Это обстоятельство затрудняет выяснение первично-магматических соотношений между минералами и Р-Т-Х-параметров магматической кристаллизации, для определения которых необходимо изучение реликтов неизмененных минералов.

С другой стороны, сопоставление стадий изменения минералов, характера твердофазовых превращений, полиморфных переходов, химического и структурного упорядочения в них позволяет использовать эти данные в качестве минералогических индикаторов посткристаллизационных преобразований в породах и рудах и реконструировать геологическую историю регионов.

4. В качестве полигона для проведения гипоморфного анализа диссертантом выбран Хибинский щеЛочной комплекс, детально изученный автором и многими другими исследователями, результаты изучения которого критически переосмыслены и обобщены в аспекте типо-морфизма минералов конкретных геологических объектов. Выявленные типоморфные особенности минералов главных типов пород, пегматитов, шдротермалигов и рудных залежей Хибинского комплекса сопоставлены сданными о типоморфйзме минералов высокощелочных комплексов формации агпаитовых нефелиновых сиенитов, результатами физико-химических экспериментов и с данными о поведении минералов, в посткристаллизаццонных условиях: Результаты сравнительного анализа использованы в качестве минералогических критериев для суждения р природе исследуемых геологических образований в Хибинском комплексе и условиях их формирования. ,

. Диссертант пришел к выводам, что Хибинский массив представляет собой вулкано-плутонический комплекс, сложенный тремя группами генетически различных образований: 1) палеовулканитами пикрит-ме-лилитит-нефелинит-фонолитовой серии. близкими к вулканитам Кон-тозерской депрессии, и экструзивными дифференцированными гней-совидно-трахитоидными мельтейгат-уртитами (наиболее древние образования, захваченные в виде реликтов между субинтрузиями нефелиновых сиенитов); 2) плутоническими нефелиновыми сиенитами изначально невысокой щелочности, близкими по составу к эвтектическим соотношениям, со слабо выраженной тенденцией в сторону образования поздних меланократовых луявритоподобных разностей (агпаитовая минерализация в этих породах связана с поздне/постмаг-матическими автометасоматическмми замещениями); 3) агпаитовыми метасоматитами , наиболее высокощелочнымй гигантозернистыми образованиями, возникшими путем перекристаллизации и магматического замещения гнейсовидно-трахитоидных мелкозернистых уртитов дифференцированной толщи и лейцитофиров в районе "центральной дуги" Хибинского комплекса. (Петрологами они до сих пор рассматриваются как первично-магматические образования). Рассмотренные образования сформировались в результате эволюции Хибинского субвулкана в меняющихся физико-химических условиях, в ходе которой кристаллизовавшиеся первоначально "сухие" нефелин-сиенитовые расплавы (слабая фенитизация экзоконтактовых пород, термальный метаморфизм захваченных реликтов) насыщались водой и летучими компонентами и превращались в расплаво-растворы и водные растворы, способные вызывать перекристаллизацию й метасоматические замещения в уже застывших первично-магматических породах. Образование хибинских апатит-нефелиновых рудных залежей пространственно и генетически связано с формированием агпаитовых метасоматитов.

СПИСОК ОСНОВНЫХ ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Костылева Е.Е., Боруцкий Б.Е., Соколова М.Н., Шлюкова З.В. Изучение типоморфных особенностей некоторых минералов щелочных пород Хибин.//Авторефераты работ сотрудников ИГЕМ за 1962 г. М.: ИГЕМ, 1963.

2. Боруцкий Б.Е., Шлюкова З.В. Парагенетические ассоциации и типо-морфные свойства редких минералов приконтактовой полосы Хибин.// Там же.

3. Боруцкий Б.Е. Типоморфные особенности некоторых минералов Хи-бин.//Авторефераты работ сотрудников ИГЕМ за 1964 г. М.: ИГЕМ, 1965. С. 181.

4. Боруцкий Б.Е. Существенно-стронциевый апатит из Хибинских тундр .//Материалы по минералогии Кольского полуострова. М.- Л.: Наука, 1965. Вып. 4. С. 143-151.

5. Боруцкий Б.Е., Бурова Т.А., Дмитриева МЛ. Стронцианит из Хибинских тундр.//Там же. С. 155-163.

6. Боруцкий Б.Е. Типоморфизм щелочных полевых шпатов Хибинского массива.//Автореферата работ сотрудников ИГЕМ за 1967 г. М.: ИГЕМ, 1968. С. 26-228.

7. Варшал Г.М.,Боруцкий Б.Е.,Соколова М.И.,Шлюкова З.В. О редких землях в минералах группы эвдиалита-эвколита Хибинского массива.//Методы химического анализа и химический состав минералов. М.: Наука, 1967. С. 89-101.

8. Варшал Г.М., Боруцкий Б.Е.,Соколова М.Н., Шилин Л.Л. О редких землях в апатитах Хибинских тундр.//Там же. С. 78-88.

9. Шлюкова З.В., Боруцкий Б.Е., Соколова М.Н., Виноградов В.И. Об изотопном составе серы в минералах Хибинского массива нефелиновых сиенитов.//Изотопы серы н вопросы рудообразования. М.: Наука, 1967. С. 106-109.

10. Боруцкий Б.Е., Козырева Л.В. Некоторые минералогические особенности полевых шпатов из ийолит-уртитов Хибинского массива.//Матери-алы по минералогии Кольского полуострова. Л.: Наука, 1968. Вып. 6. С. 44250.

11. Боруцкий Б.Е., Органова Н.И.,Рудницкая Е.С. О месте барсановита в эвдиалит-эвколитовом изоморфном ряду.//3ап. Всесоюзн.Минералог.общ-ва, 1968. Часть 97, вып. 4. С. 451-460.

12. Боруцкий Б.Е. К типоморфизму щелочных полевых шпатов Хибинского массива.//Типоморфизм минералов. М.:Наука. 1969 С. 20-243.

13. Боруцкий Б.Е., Семенов Е.И. Полевые шпаты щелочного массива йли-маусак.//Новые данные о минералах СССР. М.: Наука, 1969. С. 3-11. (Тр. Минералог, музея им. А.Е.Ферсмана. Вып. 19).

14. Боруцкий Б.Е. Химический состав, структурное состояние и генетические особенности щелочных полевых шпатов Хибинского массива.//Авто-рефераты работ сотрудников ИГЕМ за 1970г. М.: ИГЕМ, 1971. С. 134-136.

15. Шлюкова З.В., Некрасова Л.П., Боруцкий Б.Е., Рудницкая Е. С. О первых находках маршнцево-редкоземельного эвдиалита и куплетскита в экзокон-тактовой зоне Хибинского массива.//Там же. С. 142.

16. Боруцкий Б.Е. Рентгеновское исследование структур распада в щелочных полевых шпатах из нефелиновых сиенитов Хибинского масива.//Доклады АН СССР, 1971. Том 20, № 2. С. 431-434.

17. Боруцкий Б.Е. Химический состав и структурное состояние щелочных полевых шпатов в нефелиновых сиенитах Хибинского массива.//Вопросы однородности и неоднородности минералов. М.: Наука, 1971. С. 141-173.

18. Боруцкий Б.Е., Шлюкова З.В., Соколова M.Н., Рудницкая Е. С., Ломейко E.H., Царева Л.П., Бурова Т.А. О постоянстве химического состава некоторых хибинских титаносиликатов (энигматит, рамзаит).//Методы химического анализа и состав минералов. М.: Наука, 1971. С. 39-56.

19. Боруцкий Б.Е., Цепин А.И., Кузнецов Ж.М. Кальсилит из Хибинского массива нефелиновых сиенитов.//Известия АН СССР, сер. геолог., 1973. № 5. С. 132-136.

20. Боруцкий Б.Е., Шорский C.B., Власова Е.В. Определение структурного состояния щелочных полевых шпатов из нефелиновых сиенитов Хибинского массива методом ИК-спектроскопии.// Известия АН СССР, сер. геоло-гич.,1975. № 5. С. 70-78.

21. Боруцкий Б.Е., Боруцкая В.Л., Некрасова Л.П. Щелочные полевые шпаты пойкилитовых нефелиновых сиенитов Хибинского массива.//Изо-морфизм в минералах. М.: Наука, 1975. С. 246-273.

22. Боруцкий Б.Е., Варшал Г.М., Павлуцкая В.И., Соколова М.Н., Шлюкова З.В. Редкие земли в минералах Хибинского массива.//Там же. С. 21-246.

23. Боруцкий Б.Е., Цепин AM., Власова Е.В. Новые данные о хибинском кальсилите.//Новые данные о минералах СССР М.: Наука, 1976. С. 130-133. (Труды Минералогия, музея им. А.Е. Ферсмана. Вып. 5).

24. Боруцкий Б.Е., Цепин А.И. Исследование породообразующих минералов Хибинского массива на электронном зовде MS-46, (Камека).//Новое в минералогических исследованиях. М.: ВИМС, 1976. С. 157-160.

25. ЛЬюкова З.В.,Боруцкий Б.Е. О роли процессов взаимодействия щелочной магмы с вмещающими породами при формировании Хибинского мас-сива.//Там же. С. 143-145.

26. Боруцкий Б.Е., Боруцкая В.Л., Иванов В. П. Параметры элементарной ячейки щелочных полевых шпатов (натриевых, калиевых, рубидиевых, цезиевых).//Доклады АН СССР, 1977. Том 235, № 5. С. 1170-1173.

27. Боруцкий Б.Е., Соколова М.Н., Шлюкова З.В. Типоморфизм и условия образования минералов и минеральных ассоциаций в щелочных породах Хибинского массива.// Состав и структура минералов как показатели их генезиса. М.: Наука, 1978. С. 76-108.

28. Костылева-Лабуицова Е.Е.,Боруцкий Б.Е.,Соколова М.Н. Шлюкова З.В.Дорфман М.Д.Дудкин О.Б.,Козирева Л.В.,Икорский C.B. Минералогия Хибинского массива. М.: Наука, 1978. Том I: Магматизм и постмагматические преобразования. 228 с. Том II: Минералы. 586 с.

29. Боруцкий Б.Е. Типоморфизм породообразующих минералов Хибинского массива.//Новые данные о типоморфизме минералов. М.: Наука, 1980. С. 165-177.

30. Соколова М.Н.,Боруцкий Б.Е. Улирааглаитовый тип минеральных ассоциаций в щелочных породах.//Там же. С. 195-204.

31. Боруцкий Б.Е.¡Соколова М.Н., Шлюкова З.В. Типоморфизм минералов Хибинского массива и роль постмагматических процессов в образовании его агпаитовой минерализации.//Научные основы и практическое использование типоморфизма минералов. М.: Наука, 1980. Ç. 137-144.

32. Боруцкий Б.Е., Боруцкая В.Л. К вопросу о влиянии элементов-примесей на Si/Al-упорядочение в структуре калиевого полевого щпата.//Упоря-дочение и распад твердых растворов в минералах. М.: Наука, 1980. С. 5-18.

33. Боруцкий Б.Е., Забаеникова НИ, Соколова М.Н. Типы минеральных ассоциаций как показатели основности среды минералообразования пород

щелочного комплекса.//Геохимия. Минералогия. (Доклады советских геологов. XXVI МГК) М.: Наука, 1980. С. 191-199.

34. Таджибаев Г. Т.,Иванов В.П.,Власова Е.В.,Боруцкий Б.Е. Рентгеновское и ИК-спекгроскопическое исследование щелочных полевых шпатов Сам-гарского массива (Срединный Тянь-Шань).//Известия АН СССР, сер. гео-логич., 1980. № 5. С. 74-84.

35. Боруцкий Б.Е., Соколова М.Н., Шлюкова З.В., Забавникова Н.И. Новые данные по минералогии щелочных пород.//Проблемы петрологии, минералогии и рудогенеза. М.: Наука, 1983. С. 160-165.

36. Боруцкий Б.Е. Идеи академика АЕ.Ферсмана и современные проблемы Хибин (в связи со 100-летием со дня рождения А.Е.Ферсмана).//Раз-витие минералогии и геохимии и их связь с учением о полезных ископаемых. М.: Наука, 1983. С. 40-66.

37. Боруцкий Б.Е. Развитие идей и взглядов на природу щелочных пегматитов (в связи с 90-летием со дня рождения Е.Е.Костылевой-Лабунцовой)./ /Минералогический журнал, 1984. Том 6, № 4. С. 76-80.

38. Боруцкий Б.Е. (ИГЕМ, Москва), Мартин Р. Ф. (Университет МакГил, Монреаль, Канада). Щелочные полевые шпаты Хибинского массива.//Тезисы докладов XXVII МГК. М.: Наука, 1984. Том 5. С. 25-26.

39. Боруцкий Б.Е.,Органова Н.И.,Марсий И.М.,СимоновМ.А. Железин Е.П. Кристаллические структуры и Si/Al-упорядоченность адуляра и микроклина из Хибин.//Известия АН СССР, сер. геологач., 1984. № 12. С. 96-103.

40. BorutzJcy B.Ye., Organova N.I., Marsiy I.M., Simonov M.A., Zhelezin Ye.P. The Crystal Structures and Si/Al-Ordering in Adulada and Microcline from Khibiny.//International Geology Review, 1985. Vol. 7, N> 6. P. 746-753.

41. Organova N.I., Martille I.M., BorutzJcy B. Ye. The crystal structures of three K-feldspars from the Khibiny massif.// Abstracts IX European Crystallogr. Meeting. Torino 1985. Vol. 2. S. 4483.

42. Боруцкий Б.Е.,Соколова M.H., Шлюкова 3.B., Юдинцева В.А. Постмагматические образования Хибин.//Доклады АН СССР 1985. Том 82, № 2. С. 419-422.

43. Боруцкий Б.Е. Некоторые аспекты проблемы типоморфизма минералов (по опыту изучения минералов агпаитовых нефелиновых сиенитов).// Типоморфизм минералов и минеральных ассоциаций. М.: Наука, 1986. С. 116-124.

44. Боруцкий Б.Е. Посткристаллизационные превращения в щелочных полевых шпатах и сопутствующих минералах (на примере нефелиновых сиенитов Хибинского массива, Кольский полуостров).//Morphology and Phase Equilibria of minerals. Sofia 1986. P. 227-232.

45. Soboleva S. V., Boroulzky B. Ye. Three-layer biotite 3Tc from the Khibiny massif.// Abstracts XIV General Meeting IMA. Stanford, 1986. P. 35.

46. Боруцкий Б.Е., Органова Н.И., Марсий И.М. Кристаллическая структура и Si/Al-упорядоченность адуляровидного ортоклаза из пойкилитовых нефелиновых сиенитов Хибинского массива.//Известия АН СССР, сер. гео-логич., 1986. № 6. С. 69-74.

47. Боруцкий Б.Е., Соболева C.B., Голованова Т.Н. Трехслойный биотит ЗТС из Хибинского массива.//Доклады АН СССР 1987. Том 94, № 6. С. 1442-1445.

48. Полыиин Э.В., Платонов А.Н., Боруцкий Б.Е., Таран М.Н., Гееоркъян C.B., Меньшиков Ю.П., Литвин М.А., Беличенко В.П. Новые данные о минералах группы эвдиалита.//Минералогический журнал, 1987. № 6. С. 36-48.

49. Боруцкий Б.Е. Породообразующие минералы высокощелочных комплексов. М.: Наука, 1988. 215 с.

50. Расцветаева Р. К., Пущаровский Д.Ю., Ямнова Н.А., Боруцкий Б.Е. Кристаллическая структура "красно-бурого барсановита" и его положение в изоморфном ряду эвдиалит - эвколит - барсановит.//Сравнительная кристаллохимия. М.: МГУ С.153-160.

51. Расцветаева Р.К., Боруцкий Б.Е. Кристаллохимические особенности эвдиалита в свете новых структурных данных.//Минералогический журнал, 1988. № 1. С. 48-57.

52. Расцветаева Р.К., Боруцкий Б.Е., Гусев А.И. Кристаллическая структура эвколита.//Кристаллография, 1988. Вып.2. С. 353-358.

53. Полыиин Э.В.,Платонов А.Н.,Таран М.Н.,Боруцкий Б.Е. Распределение ионов железа в минералах группы эвдиалита по данным оптической и ЯГР-спектроскопии.//Тезисы докладов VI Всесоюзного симпозиума по изоморфизму. М.гГЕОХИ, 1988. С.166.

54. Расцветаева Р.К., Боруцкий Б.Е. Особенности изоморфизма в разностях рада эвдиалит - эвколит - барсановит.//Там же. С. 172.

55. Organova N.I., Marcille I.M.,Zacharow N.D. ,Borutzky В. Ye. Phase transition and exsolution of two K-Na feldspars.//Collected abstracts XII European Crystallographic meeting. Moscow: USSR Academy Sciences, 1989. Vol. 1: P. 22.

56. Rasisvetaeva R.K., Borutzky B.Ye. Crystal chemistry of isomorphism in eudialites.//TaM же. Vol. 2. P. 43.

57. Расцветаева P.K., Боруцкий Б.Е. Структурные особенности TR-Fe и TR-Mn эвколитов.//Минералогический журнал, 1990. Том 12, № 4. С. 81-88.

58. Расцветаева Р.К., Разманова З.П., Боруцкий Б.Е., Дорфман М.Д. Особенности кристаллического строения барсановита - разновидности эвдиа-лита.//3ап. Всесоюзн. Минералог, общ-ва, 1990. № 3. С. 65-67.

59. Расцветаева Р.К., Соколова М.Н., Боруцкий Б.Е. Кристаллическая структура калиево-оксониевого эвдиалита.//Кристаллография, 1990. Том 35, вып. 6. С. 1381-1387.

60. Боруцкий Б.Е. Минералогическое картирование в Хибинском щелочном комплексе.//Тезисы докладов выездной сессии ВМО, посвященной 70-летию первой экспедиции А Е.Ферсмана в Хибины и 100-летию геологического изучения Кольского региона. Апатиты: Кольск. ФАН СССР, 1990. С. 4-5.

61. Шлюкова 3J}., Боруцкий Б.Е. Минералогия Путеличоррского блока (Хибины).//Там же. С. 7-8.

62. Органова И.И., Марсий И.М., Боруцкий Б.Е. О возможном методе оценки устойчивости стругуры щелочных полевых шпатов.//Информацион-ные. материалы XI Всесоюзного совещания по рентгенографии минерального сырья. Свердловск: Уральское отд. АН СССР, 1989. Том 1. С. 145.

,, 63. Боруцкий Б.Е., Шлюкова З.В., Соколова М.Н. Нетрадиционные виды минерального сырья в Хибинском щелочном массиве.//Тезисы докладов годичной сессии ВМО. М.: ВИМС, 1991. С. 199-202.

64. Соколова М.Н., Боруцкий Б.Е., Архипенко Д.К., Расцветаева Р.К., Власова Е.В. О калий-оксониевом эвдиалите из Хибин, Кольский полуостров.// Доклады АН СССР, 1991. Том 318, № 3. С. 712-716.

65. Расцветаева Р.К., Боруцкий Б.Е., Шлюкова З.В. Кристаллическая структура хибинского ринкита.//Кристаллография, 1991. Том 36, вып. 3. С. 632-637.

66. Беляевская Г.П., Боруцкий Б.Е., Марсий И.М., Власова Е.В., Сивцов А.В., Голованова Т.Н., Вишнев А Н. Калиевокальциевый гейдоннеит (Ca,Na,K)2_xZr[Si309]nH20 — новая минеральная разновидность из Хибинского массива.//Доклады АН СССР, 1991. Том 320, № 5. С. 1220-1225.

67. Pol'shin E. V., Platonov A.N., Taran M.N., ВогиЩ' В. Ye., Rastsvetacva R.K Optical and Massbauer Study of Minerals of the Eudialyte Group.//Phvs. and Chim. Minerals, 1991. Vol. 18. S. 117-125.

68. Органова H.И., Марсий И.M., Захаров H.Д., Боруцкий Б.Е., СальтьА.Л., Иванов В.П. Фазовые превращения и особенности микроструктур распада анортоклазов с разной геологической историей.//Известия РАН, сер. геоло-гич.,1993. № 12 С. 47-58.

69. Трубкин Н.Д., Боруцкий Б.Е. Дифракционная электронная микроскопия в изучении ортоклаз-криптопергитов из ромбен-порфиров Хибинского массива.//Известия РАН, сер. физическая, 1993. № . С. 57-67.

70. Беляевская Т.П., Боруцкий Б.Е. Соответствие между реальным химическим составом и кристаллической структурой лампрофиллита.//Доклады Акад. Наук, 1993. Том 328, № 1. С. 90-93.

71. Lapina M.I., Boroutzky B.Ye. Exsolution-derived phaseous inhomogcneity of polycolored titanite crystals from the Khibina alkaline massif, Kola Peninsula, Russia.//Collected abstracts XVI International Union Crystallogr. Beping China, 1993. P. 73.

72. Расцветаева P.K., Пущаровский Д.Ю., Боруцкий Б.Е. Кристаллическая структура Хибинского К,Р-эденита.//Кристаллография, 1995. Том 40, № 1. С. 33-36.

73. Боруцкий Б.Е. Твердофазовые превращения в полевых шпатах с точки зрения синергетики.//3ап. Всероссийск. Минерал, общ-ва, 1996. № 5. С. 39-54.

Компьютерная верстка и дизайн Е.А. Жирнова

Лицензия ЛР № 020965 от 17 .02.95 г. Подписано в печать 22.05.97. Формат 60 х 88 1/16. Гарнитура "Newton". Усл.печ.л. 6,9. Уч.-изд.л. 7,1. Тираж 100. Заказ 3.

109017 Москва Ж-17, Старомонетный пер., 35 ИГЕМ РАН