ПЕГМАТИТЫ ХИБИНСКОГО МАССИВА И ИХ СВЯЗЬ С МАТЕРИНСКИМИ ПОРОДАМИ

Автор: Плечов Павел Юрьевич

Ийолит-уртиты, апатитовые руды и пегматиты в них.

    Ийолит-уртитовый комплекс сложен различными по составу и структурно-текстурным признакам породами. К ним относятся породы ряда якупирангит-уртит с преобладанием в разрезе ийолитов и уртитов, полевошпатовые ийолиты и уртиты, ювиты, малиньиты, луявриты, апанеиты, неапиты и другие породы. Выделяются трахитоидные разности этих пород, причем трахитоидность может быть выражена линейной ориентировкой пироксена, полевого шпата или апатита. В породах этого комплекса зернистость варьирует от мелкозернистых разностей до гигантозернистых.
    Отмечается постепенное увеличение лейкократовости пород от нижних частей камеры к верхним, которое обусловлено уменьшением количества пироксена и появлением небольшого количества полевого шпата в верхних частях разреза, примыкающих к апатитовым рудам.
     Разделение апатитовых руд на типы проводится по количественно-минеральному составу и текстурным особенностям. Часто переходы между текстурными разновидностями руд условные и представляют собой плавное изменение минерального состава. Так, переход от массивных уртитов к мелкоблоковым рудам через апатитовый уртит представляет собой постепенное увеличение количества апатита от 4-8% до 30-40% с сохранением количественного соотношения остальных породообразующих минералов.

Рис. 2 Блок-диаграмма Кукисвумчоррского апатитового месторождения.

     Апатит-нефелиновые руды по своему качественному составу однообразны и представлены следующими породообразующими минералами: нефелин, апатит, пироксен, сфен, полевой шпат и титаномагнетит. В сумме эти минералы обычно составляют 97-99%, на долю остальных минералов приходится 1-3%. На основе 16 погоризонтных геологических планов Большого Саамского карьера Кировского рудника, 16 документации скважин и собственных полевых наблюдений была построена блок-диаграмма, показывающая геологическое строение апатит-нефелинового тела Большого Саамского карьера, выработанного к настоящему времени (Рис. 2). В апатит-нефелиновом теле по количественно-минералогическому составу слагающих его пород можно выделить две зоны: богатую и бедную апатитом. Зона богатых апатитом пород (богатых руд) располагается в верхней части тела и занимает значительно меньший объем, чем зона бедных апатитовых руд. По падению апатит-нефелинового тела наблюдается тенденция к уменьшению мощности обоих зон, причем выклинивание богатых руд происходит быстрее, чем бедных руд. При этом, суммарная мощность апатит-нефелиновой зоны пропорциональна мощности ийолит-уртитов.
     В целом для апатит-нефелинового рудного тела характерна следующая зональность (снизу вверх): массивные уртиты (полевошпатовые уртиты) - апатитовые уртиты - мелкоблоковые руды - сетчатые руды - линзовидно-полосчатые руды - полосчатые руды - пятнисто-полосчатые руды - пятнистые руды - апатитовая брекчия - сфен-апатитовая брекчия - сфеновые ийолиты и сфениты - полевошпатовые трахитоидные ийолиты - рисчорриты. В центральных частях линзовидных и линзовидно-полосчатых руд согласно общему залеганию проходит зона крупноблоковых руд. Для нее характерна выдержанная мощность и "ступенчатое" в разрезе строение.
     Как хорошо известно, пегматиты в ийолит-уртитах и примыкающих к ним рисчорритах имеют тесную пространственную связь с телами апатитовых руд. На месторождениях, где апатитовые руды имеют значительную мощность (Кировский рудник, рудник "Апатитовый цирк", рудник "Центральный"), пегматиты обычно приурочены к лежачему и висячему бокам рудного тела. При этом, в лежачем боку, который сложен преимущественно массивными уртитами или апатитосодержащими уртитами, пегматиты , в основном, образуют линзовидные и гнездовидные обособления, в которых отмечается значительное количество серо-бурого или зеленоватого нефелина в срастании с крупными призматическими кристаллами пироксена. Обычно в таких телах присутствует бурый титанит и титаномагнетит. В некоторых пегматитах этого типа появляется зеленоватый полевой шпат и эвдиалит. В лежачем боку также встречаются и крупные пегматитовые тела. В них наряду с минералами, описанными выше и приуроченными в крупных телах к краевым зонам, отмечается более поздний парагенезис минералов: дельхайелит, щербаковит, расвумит, джерфишерит, а иногда и виллиомит, шафрановскит, ломоносовит, поздний эгирин и содовые минералы.
     В висячем боку пегматитовые жилы значительно разнообразнее по своему минеральному составу. В основном это линейные жилы, часто располагающиеся по одной или нескольким системам трещин. По минеральному составу их можно разделить на несколько типов:
     а) Полевошпат-эгириновые жилы.
     б) Эвдиалит-полевошпатовые и дельхайелит-эвдиалит-полевошпатовые.
     в) Фенакситовые и дельхайелитовые прожилки с ломоносовитом, щербаковитом, полевым шпатом и содалитом.
     г) Анальцимовые, канкринитовые и содалитовые прожилки с виллиомитом и содовыми минералами. Жилы часто имеют меланократовую оторочку, обогащенную пироксеном.
     д) Термонатритовые прожилки с пирссонитом и бербанкитом.
     е) Натролитовые жилы с беловитом, "псевдокомаровитом"и др.
     Таким образом, пегматитовые жилы висячего бока отличаются от пегматитов лежачего морфологией тел, большим разнообразием минеральных ассоциаций и наличием значительного количества мономинеральных прожилков, нехарактерных для пород лежачего бока.
     На месторождениях и в рудопроявлениях, где апатитовые тела имеют меньшую мощность (Коашва, Ньорпахк, Соулуайв) пегматитовые тела отмечаются и в самой рудной толще. Из-за того, что породы на этих месторождениях сильно брекчированы, достаточно трудно установить геологические взаимоотношения между пегматитами и апатитовыми рудами. Однако, нами наблюдались случаи пересечения пегматитами апатитовых руд, и наоборот. Этот факт косвенно указывает на их близкоодновременное образование и тесную петрогенетическую связь. На этих месторождениях встречаются гакманит-полевошпатовые пегматиты с пироксеном, в центральных зонах которых появляются поздние минералы (натролит, мурманит, беталомоносовит, виллиомит и др.).
     Автором установлено, что морфология и минеральный состав пегматитов висячего бока и лежачего бока апатитовых залежей сильно различны. В лежачем - пегматиты образуют неправильной формы линзовидные либо изометричные тела, сложенные, как правило, агрегатом бурого нефелина и призматического пироксена со значительным количеством бурого титанита. Центральные части пегматитов иногда обогащены более поздними минералами: полевым шпатом, эвдиалитом, содалитом и многими другими. В висячем - пегматиты жильные; сложены преимущественно полевым шпатом, эвдиалитом, содалитом, канкринитом, пироксеном, дельхайелитом, фенакситом и другими.
     В мелких рудопроявлениях связь пегматитов с апатитовым оруденением видна еще отчетливей. Например, на участке "Пик Марченко" нами описаны пегматитовые тела, в которых одну из зон слагает крупнокристаллический сахаровидный апатит, заполняющий интерстиции между крупными кристаллами щелочного полевого шпата. В массу апатита погружены также идиоморфные таблитчатые кристаллы ярко-красного эвдиалита, покрытого тонкой пленкой цирконосиликатных псевдоморфоз. Таким образом, образование апатитовых руд является частью более общего пегматитового процесса.
     Этот вывод подтверждают данные по изученным нами раскристаллизованным расплавным включениям в зернах апатита из апатит-нефелиновых руд. Характер исследования заключался в изучении морфологии этих включений и закономерностей их распределения внутри зерна апатита, изучении состава твердых фаз во включениях, а также проведению термометрических экспериментов с включениями и изучении состава стекол, образовавшихся после закалки.
     Анализ состава твердых фаз в раскристаллизованных расплавных включениях показал, что расплав, законсервированный во включениях, был сильно обогащен щелочами и летучими компонентами. Значительная часть включений была сложена содалитом, альбитом, калиевым полевым шпатом и пироксеном. Также в этих включениях часто встречаются нефелин, баритолампрофиллит и минерал типа гетценита. В нескольких включениях было отмечено значительное количество виллиомита.

Таблица 1. Усредненные составы пегматитов и стекол расплавных включений

    В табл.1 приведены усредненные составы пегматитов и стекол расплавных включений, из которых видно, что состав данных пегматитов сходен с составом расплава из которого возникли апатит-нефелиновые породы. Обилие содалита, баритолампрофиллита, виллиомита в раскристаллизованных расплавных включениях свидетельствует о значительном содержании летучих компонентов в данном расплаве. Анализ закаленных стекол расплавных включений показал, что эти расплавы обладали высоким коэфициентом агпаитности (от 2 до 6).
     Границы магматической камеры комплекса ийолит-уртитов определяются с одной стороны прослоем якупирангитов или меланократовых ийолитов, а с другой - апатитовой брекчией, то есть к магматическому комплексу ийолит-уртитов принадлежат якупирангиты, ийолиты, уртиты, малиньиты, ювиты лежачего бока апатитовых руд и, собственно, апатитовые руды.
     Тренды составов щелочных пироксенов всегда направлены в сторону возрастания содержания эгиринового минала. Пироксены из краевой зоны пегматитов лежачего бока менее щелочные, чем пироксены из вмещающих их уртитов. С другой стороны, составы пироксенов из пегматитов и уртитов в целом, образуют практически параллельные тренды составов. Это свидетельствует об отделении пегматитового расплава на ранней стадии кристаллизации пород ийолит-уртитового комплекса.
     Расслоение материнского и пегматитового расплава было обусловлено различным режимом летучих. Два сосуществующих силикатных расплава мало отличаются друг от друга по содержанию петрогенных элементов. Однако, отмечается контрастность этих расплавов в распределении Мg и Fe, а также в содержании летучих компонентов, Ва, Sr и фосфора, которыми обогащен отделившийся пегматитовый расплав. Содержание Р₂O₅ в исходном пегматитовом расплаве нами оценивается в 5-7%.
     На рис. 3 показаны поля составов пород комплекса ийолит-уртитов, пересчитанные по методу Ритмана на диаграмму нефелин-кальсилит-кремнезем. Составы стекол расплавных включений попадают в эвтектику нефелиновых сиенитов сухой системы, что подтверждает малую глубинность формирования этого комплекса. Дорудная (ийолит-уртиты) и пострудная (полевошпатовые ийолит-уртиты) субфазы комплекса ийолит-уртитов четко различаются по составу, что отвечает общей эволюции расплава, направленной в сторону повышения содержания SiO₂, и щелочей. Силикатная часть апатитовых руд занимает промежуточное положение между дорудными ийолит-уртитами и стеклами расплавных включений, отражающими поздний пегматоидный расплав.

Рис. 3 Состав расплавных включений и пород комплекса ийолит-уртитов на диаграмме нефелин-кальсилит-кварц.

     Более легкий за счет большего содержания летучих, пегматитовый расплав скапливался в верхних частях магматической камеры. Процесс расслоения сопровождался фракционной кристаллизацией, значительную роль которой при образовании щелочных пород отмечает большинство исследователей. Фракционная кристаллизация может проходить полно вследствие низкой вязкости щелочных расплавов. В данном случае, фракционирование происходило за счет кристаллизации и оседания на дно магматической г камеры ликвидусных минералов - пироксена и нефелина. Пироксен обладает плотностью около 3.38-3.72, нефелин - 2.6 г/см³, и поэтому оседание раннего пироксена, кристаллизующегося совместно с нефелином, будет происходить быстрее. Этим процессом объясняется возникновение зональности в подстилающих апатитовые руды ийолит-уртитах, которая выражается в постепенном переходе от меланократовых пород ( якупирангитов, ийолитов), приуроченных к нижним частям разреза, к практически безпироксеновым уртитам, непосредственно примыкающим к апатитовым рудам.
     В отделившемся пегматитовом расплаве, также как и в ийолит-уртитовом, первыми ликвидусными фазами были пироксен и нефелин, о чем свидетельствуют соотношения минералов в шлифах, а также соотношения минералов в пегматитах лежачего бока. В этих пегматитах, как было видно из описания приведенного выше, краевая зона сложена гигантозернистым агрегатом нефелина и пироксена.
     Пегматиты лежачего бока апатитовых руд являются реликтами отделявшегося пегматитового расплава, которые вследствие каких-либо причин не смогли достичь верхних частей камеры. Ийолит-уртиты, подстилающие апатитовые руды являются кумулятами двух сосуществующих расплавов - пегматитового расплава, скапливающегося, благодаря значительному содержанию летучих в верхних частях магматической камеры и расплава ийолитового или малиньитового состава, который был расположен в нижних частях камеры. Апатит начинает кристаллизоваться из пегматитового расплава значительно позже начала кристаллизации нефелина и пироксена. Именно поэтому апатит не достигал нижних горизонтов камеры, а накапливался в верхних частях комплекса ийолит-уртитов.
     Формирование апатитовых руд происходило в крайне неспокойной тектонической обстановке. При этом, высокоподвижный, богатый щелочами пегматитовый расплав мог удаляться из камеры. В висячем боку апатитовых залежей наблюдаются многочисленные тела ультраагпаитовых пегматитов и гидротермалитов, которые, по-видимому, являются следами удалявшегося пегматитового расплава. Кроме того, многие авторы указывают на метасоматическую природу рисчорритов. Возможным источником флюида для метасоматической проработки исходных для образования рисчорритов пород могли быть остатки того пегматитового расплава из которого формировались апатитовые руды. Действительно, по многочисленным оценкам температурных условий образования пород этого комплекса, ийолит-уртиты образовались при температуре 800-1000°С, апатитовые руды 700-800°С, а рисчорриты при 400-600°С. При этом наблюдается постепенная эволюция состава минералообразующей среды. Критерием степени дифференциации может служить коэффициент агпаитности, который, как показывают наши данные возрастает от величин чуть больше 1 в исходном расплаве до ультраагпаитовых расплавов с К_агп 5-6. Это происходит за счет кристаллизации минералов с К_агп меньше 1.
     В Хибинском массиве ультраагпаитовые пегматиты и гидротермалиты могут служить поисковым критерием на апатитовое оруденение. Подавляющее большинство тел ультраагпаитовых пегматитов расположено в висячем боку крупных апатитовых залежей, поскольку являются производными того же расплава, из которого формировались апатитовые руды.
     При этом, морфология тел и минеральные ассоциации пегматитов и гидротермалитов зависят от масштабов оруденения. На крупных месторождениях (Кукисвумчорр, Юкспор, Расвумчорр), в которых присутствует зона богатых руд, ультраагпаитовые ассоциации минералов распространены очень широко и встречаются не только в многочисленных пегматитовых жилах, но и в породах висячего бока в виде мелких гнезд, порфиробластов и мономинеральных прожилков. Мощность зоны распространения ультраагпаитовой ассоциации составляет несколько сот метров, при мощности рудного пласта меньше 100 м.
     На месторождениях среднего масштаба (Коашва, Ньорпахк, Суолуайв), где отсутствует зона богатых руд, ультраагпаитовая ассоциация минералов проявлена меньше. Пегматитовые тела приурочены к самой рудной толще и за ее прределами имеют незначительное распространение.
     В мелких рудопроявлениях (пик Марченко, Поачвумчорр) пегматитовый расплав не отделяется от апатитовых руд. В результате, образуются пегматитовые тела, в которых отдельные зоны сложены сахаровидным апатитом. Ультраагпаитовая минерализация в таких пегматитах практически не проявлена.
     Таким образом, наличие ультраагпаитовых ассоциаций минералов в породах, как показатель глубокой дифференциации щелочной магмы, может служить надежным поисковым признаком на неапитовое оруденение.