Геологическое строение хибинского массива

Хибинский щелочной массив приурочен к тектоническому контакту Имандра-Варзугской зоны карелид и архейских гранито-гнейсов [Геология СССР.... 1958; Тектоника восточной ..., 1974] или к участку сочленения Оленегорского, Ловозерского и Мончегорско- Титанского блоков IV порядка [Савицкий, Козлов, 1978]. Он локализован в трансрегиональной северовосточной зоне, протягивающейся от губы Ивановской на Мурманском побережье через центральную часть Кольского полуострова, далее через Финляндию и Швецию до грабена Осло в Норвегии. Характерной чертой этой зоны является присутствие в ней долгоживущих глубинных разломов, к участкам пересечения которых с разломами других направлений тяготеют интрузии щелочно-ультраосновных пород и нефелиновых сиенитов [Металлогения восточной..., 1980; Билибина, 1986].

Архейские метаморфические породы окружают массив с севера, северо-востока и юго- востока в пределах гор Маннепахк, Путиличорр, Северный Лявчорр, Валепахк, Суолуайв, Рестиньюн и Китчепахк. Они представлены биотитовыми, гранат-биотитовыми, биотит- амфиболовыми гнейсами и мигматитами, относимыми условно к кольско-беломорскому комплексу. В районе горы Маннепахк биотитовые гнейсы интрудированы кварцевыми диоритами. Протерозойские породы обрамляют Хибинский массив с юга и запада и представлены вулканогенно-осадочными образованиями стрельнинской (кукшинская и сейдореченская свиты), варзугской (полисарская и умбинская свиты) и томингской серий имандра-варзугского нижнепротерозойского комплекса [Загородный и др.. 1982]. Выходы пород стрельнинской серии, срезаемые Хибинским массивом, представлены, в основном, метадиабазами и кварцитами. Они, в свою очередь, прорываются хромитоносной диорит-габбро-норитовой Имандровской интрузией, а также телами пироксенитов. Породы варзугской серии контактируют с Хибинским массивом на западе (метадибазы и шаровые лавы) и на юге (порфириты, хлоритовые сланцы, кварциты). Из пород томингской серии в экзоконтакте Хибин развиты три верхние толщи, представленные сульфидсодержащими углеродистыми сланцами (Пирротиновое ущелье и район Тахтарйок), доломитами, кварц- слюдистыми сланцами. В южной части установлены трахитовые метапорфириты.

Специфической особенностью интрузива является присутствие большого количества ксенолитов и останцов архейских гнейсов и кварцевых диоритов, протерозойских осадочно-вулканогенных пород имандро-варзугского комплекса и палеозойских ромбен- порфиров, туфов и туффитов, условно относимых к ловозерской свите девонского возраста [Хибинский щелочной.... 1972; Галахов, 1975]. Ксенолиты наиболее часто встречаются на контакте между слагающими массив субинтрузиями [Шлюкова,198б].

Ороговикованные ксенолиты – останцы протерозойских пород кровли массива - наиболее распространены на северо-восточном фланге месторождения Партомчорр, где они пространственно ассоциируют со щелочными метасоматитами (фенитами) и ийолит- уртитами, образуя согласные линзовидные тела мощностью от 9 до 28 м и протяженностью до 400 м. Они встречаются и в породах рудной зоны в виде угловатых обломков, сцементированных апатитовыми уртитами, а также в виде ксенолитов среди лявочорритов и массивных ювитов. Щелочные метасома-титы (фениты) наиболее распространены в экзоконтакте Хибинского массива [Горстка, 1971]. Обычно это мелкозернистые, гнейсовидные пироксен-нефелин-полевошпатовые породы с неустойчивым минеральным составом. Они образуют пластово-ликзовидные, субсогласные с общим залеганием пород, тела. Максимальная их мощность – около 200 м.

По морфологии Хибинский хмассив был отнесен к лакколиту [Ramsay, Hackman, 1894; Hackman, 1894], а Ловозерский массив рассматривался В.Рамсеем как верхняя часть Хибинской щелочной интрузии. А.В.Пэк [1935], на основе анализа трещинной тектоники, считал Хибинский массив лополитом и обратил внимание на связь между его симметричной формой и внутренним строением.

Б.М.Куплетский [1936] также обратил внимание на симметричное залегание нефелиновых сиенитов относительно оси, идущей в субширотном направлении. По Н.А.Елисееву [Елисеев и др., 1939], Хибинский массив является многофазной интрузией центрального типа, сформировавшейся в ходе последовательного внедрения магмы по системе кольцевых и конических разломов. С.И.Заком и др. [Хибинский щелочной..., 1972] эллипсовидная в плане форма массива объяснялась миграцией подводящего канала в восточном направлении и последовательным срезанием одних кольцевых и конических интрузий другими. По мнению А.В.Галахова [1959, 1975], морфология массива определялась геометрией ступенчатых разломов. Он впервые обратил внимание на распространение среди хибинитов и на контактах массива более древних, чем хибиниты, щелочно- ультраосновных пород, и сделал вывод о существовании в палеоконтуре массива сложной интрузии трещинного типа. По мнению О.Л.Снятковой [Сняткова, Пронягин, 1983], интрузивные комплексы массива слагают тело типа хонолита, в котором сочетаются лополит нефелиновых сиенитов, коническая интрузия уртит-мельтейгитов, трубки взрыва и шток карбонатитов. По мнению Ф.М,Онохина [1975], в этапы конических разломов была заложена исходная структура массива, а позднее он оказался разбит на грабен-горсты по системе радиальных разломов. На сегодня сложилось следующее представление о геологическом строении Хибинского массива. Это эллипсовидный в плане многофазный плутон, вытянутый в субширотном направлении по азимуту 82° с осями протяженностью 45 и 35 км со смещенной к востоку корневой частью. Морфологически он близок асимметричному лополиту с крутыми восточным и северным контактами и более пологими южным и западным. Западный контакт до глубины 5–6 км падает на восток под углом 70°, южный – к центру массива под углом 80°, выполаживаясь на глубине до 40–50°, северный и восточный контакты крутые, до вертикальных.

Внутреннее строение массива концентрически-зональное. От периферии к центру массива друг друга сменяют дугообразные в плане тела массивных и трахитоидных хибинитов, рисчорритов, ийолит-уртитов и связанных с ними апатит-нефелиновых руд, лявочорритов и в ядре массива-эллипсовидная площадь распространения фойяитов, в восточной части которой находится шток карбонатитов [Сняткова и др., 1984; Карбонатиты Хибин, 1984]. Большинство выделенных концентрических зон, сложенных названными породами, не являются непрерывными. Контакты между субинтрузиями выражены неотчетливо.

Конически-кольцевое строение Хибинского массива сохраняется до глубин 12,5 км, что выявлено по данным распределения плотностей слагающих его пород (рис.3.51) и свидетельствует о более широком распространении щелочно-ультраосновных пород [Арзамасцев и др., 1998]. В массиве устанавливаются две диагональные системы тектонических нарушений. Решающая роль в структурной перестройке массива отводится крупномасштабной тектонике, определившей грабено-горстовый тип строения [Онохин, 1975; Вировлянский, Ноздря, 1986].

Рис.2. Схема распределения плотностей (г/см) для района Хибинского массива на глубине 3.6 км. Контуром показано положение главных серий пород массива на поверхности [Арзамасцев и др., 1998]

Среди многочисленных дайковых пород массива выделены дайковые фации главных интрузивных комплексов (перидотитов, пироксенитов, мельтейгитов и ийолитов, нефелиновых и канкринитовых сиенитов) и дайки заключительного этапа его становления - щелочные габброиды, щелочные пикриты, тингуаиты, карбонатиты [Арзамасцев и др., 1988]. Размещение даек в массиве, в целом, подчиняется радиально-кольцевой системе строения слагающих его геологических образований и тектонических элементов. Особую группу тел, связанных со щелочным магматизмом, составляют трубки взрыва [Хибинский щелочной..., 1972; Козырева, 1986]. Это округлые в плане тела, - имеющие зональное строение (рис.3).

Рис.3. Схема геологического строения трубок взрыва горы Северный Суолуайв (а) [Козырева, 1986], ]. горы Намуайв (б) [Кстинкин и др., 1985] и горы Рестинъюн (в) [Арзамасцев и др., 1988]: 1 - слюдяной щелочной пикрит; 2 - карбонатизированный щелочной пикрит с участками карбонатной брекчии; 3 -брекчии нефелиновых сиенитов с карбонатным и пикритовым цементом; 4 - трахитоидные иполиты; 5 - рис-чорриты; б - контуры трубок и слагающих их пород (пунктиром показаны предполагаемые контуры)

Периферическая часть трубок сложена брекчией из обломков вмещающих щелочных пород массива, а центральная-карбонатной брекчией с обломками щелочного пикрита. Трубки содержат ксенолиты шпинелевых перидотитов, для которых предполагается глубинное мантийное происхождение. Ийолит-уртитовая дуга сложена породами дифференцированного комплекса мельтейгитов-ийолитов-уртитов, и массивными породами комплекса уртитов-ювитов-рисчорритов.

Гипотетическая модель формирования массива предложена А.А.Арзамасцевым с соавторами [Арзамасцев и др., 1998] и представлена на рис.4.

Она базируется на присутствии в Хибинском интрузивном комплексе двух автономных серий – щелочных ультрамафитов с карбонатитами и щелочных сиенитов-агпаитовых сиенитов, что предполагалось и ранее А.В.Галаховым [1975]. Выделяется 7 стадий: а) заложение кальдеры проседания; б) внедрение щелочно-ультраосновных расплавов по периферии кальдеры; в) внедрение хибинитов по коническим разломам; г) дальнейшее проседание кальдеры и внедрение в ее центре интрузии ийолит-мельтейгитов; д) образование конических разломов и внедрение по ним фосфатоносной интрузии уртитов- ювитов-кальсилитовых сиенитов; е) образование новой серии конических разломов, взламывание центральной зоны ийолит-мельтейгитов и внедрение фойиятов, сформировавших ядро массива; ж) образование штокообразного тела пуласкитов и внедрение штока карбонатитов.

Рис.4. Гипотетическая модель

формирования Хибинского щелочного плутона [Арзамасцев и др., 1998]: 1 – карбонатиты; 2 – пуласкиты; 3 – нефелиновые сиениты центральной части массива (фойяиты); 4 – калъсилит-нефелиновые сиениты, ювиты, апатитовые породы; 5 – ийолиты, мельтейгиты; 6 – нефелиновые сиениты периферической части массива (хибиниты); 7 – оливиновые пироксениты, мелилитолиты; 8 – щелочные вулканиты; 9 – докембрийский фундамент; 10 – разломы.

Возраст Хибинского массива, по данным Rb-Sr-изохронного метода, составляет 365–369 млн лет [Когарко и др., 1981; Kramm et al, 1993]. Наиболее сложная картина наблюдается в строении комплекса ийолит-уртитов, вмещающего все известные месторождения апатит- нефелиновых руд (см. Приложение 1). Он залегает в виде относительно узкой (0–2 км) прерывистой концентрической зоны или ийолит-уртитовой дуги. Выклинивание по падению и простиранию прерывает комплекс ийолит-уртитов в восточном секторе массива. Вмещающими ийолит-уртиты являются хибиниты и рисчорриты со стороны лежачего бока, рисчорриты и лявочорриты – со стороны висячего бока. Породы ийолит-уртитового комплекса в целом залегают согласно с вмещающей толщей. Наиболее пологое падение отмечается в юго-западной части (30–40°), наиболее крутое – в северном сегменте массива (70–80°). Ийолит-уртиты делятся на две группы: массивные уртиты и ийолиты и их полевошпатовые разности; гнейсовидные (трахитоидные) уртиты; ийолиты, мельтейгиты и их полевошпатовые разности.

Н.А.Елисеев рассматривал ийолит-уртиты как одноактную интрузию, внутреннее строение которой обусловлено гравитационно-кинетической дифференциацией, и выделил две фации ийолит-уртитов: более раннюю гнёйсовидную состава ийолит-уртитов, и более позднюю состава уртит-малиньит-луяврит [Елисеев и др., 1939]. Т.Н.Иванова с соавторами [1970] выделяла 5 субфаз: трахитоидные ийолиты; мелкозернистые ийолиты; среднезернистые массивные ийолит-уртиты, подстилающие апатит-нефелиновые породы; трахитоидные полевошпатовые ийолит-уртиты (малиньиты) юго-восточной части дуги; средне-зернистые массивные полевошпатовые уртиты (ювиты), покрывающие рудные тела.

Ф.В.Минаков [1968] выделил три субфазы – дорудную, рудную и пострудную. Дорудная представлена трахитоидными ийолитами, уртитами, мельтейгитами и малиньитами, слагающими лежачий бок южной, западной и севепной частей дуги. Рудная объединяет средне- и крупнозернистые уртиты и апатит-нефелиновые руды, слагающие центральную часть разреза ийолит-уртитовой дуги. Породы 2^й субфазы развиты в южной части массива, отсутствуют в западном сегменте дуги, вновь появляются на северо-западе (Партомчорр) и фрагментарно в северном сегменте дуги. К пострудной фазе отнесены трахитоидные полевошпатовые и бесполевошпатовые уртиты, ийолиты, мельтейгиты, луявриты и массивные ювиты, слагающие висячий бок ийолит-уртито-вой интрузии в ее южной и северозападной частях.

По мнению А.И.Зубарева [1978], в первую субфазу формировались трахитоидные ийолиты в виде расслоенного комплекса; во вторую – массивные уртиты и апатит-нефелиновые породы, внедрившиеся по коническому разлому внутри расслоенного комплекса трахитоидных ийолитов; в третью – малиньиты, которые имеют локальное распространение. По мнению А.А.Арзамасцева и Т.Н.Ивановой [1985, 1987], формирование дифференцированного комплекса уртитов-мельтейгитов произошло за счет внутрикамерной дифференциации гомогенного ийолитового расплава. Следствием этого явилось образование лополита, занявшего центральную часть плутона, а настоящий вид дуга ийолит-уртитов приобрела в результате внедрения в ядро лополита интрузии фойяитов. Е.А.Каменев [1987] в составе единой конической структуры центральной дуги выделяет морфологически различающиеся Южную, Северную и Западную субинтрузии. Южная сложена породами трех субфаз ийолит-уртитовой интрузии и включает все продуктивные и перспективные месторождения (Юкспор, Кукисвумчорр, Апатитовый цирк, Плато Расвумчорр, Коашва, Ньоркпахк, Олений ручей). Северная субинтрузия (месторождения Куэльпор, Партомчорр и Лявочорр-Валепахк) формировалась в рудную и пострудную субфазы. Западная субинтрузия представлена прослоями полевошпатовых ийолитов-уртитов в рисчорритах и относится к дорудной субфазе. О.Л.Сняткова [Сняткова, Прочягин, 1983] предполагала внедрение ийолит-уртитов в кольцевой разрыв внутри дифференцированного массива нефелиновых сиенитов. По ее мнению, в состав комплекса ийолит-уртитов, кроме Главной продуктивной интрузии, входят: Имандровская интрузия, содержащая метагаббронориты, ийолит-мельтейгиты и оливиновые шонкиниты; Гольцовская интрузия, содержащая брекчию с обломками ультраосновных пород; Путеличоррская интрузия, содержащая ийолит-мельтейгиты и оливиновые пироксениты. Все они рассматриваются как апофизы Главной интрузии ийолит-уртитов. По мнению М.М.Калинкина [1976], образование ийолит-уртитов и вмещающих их нефелиновых сиенитов происходило за счет кристаллизационной дифференциации первоначально единого расплава в условиях интенсивной прототектоники.

Ряд исследователей [Жук-Почекутое, 1961; Тихоненков, 1963; Дудкын а др., 1986; Боруцкий, 1988] предполагали метасоматический или метаморфический генезис ийолит- уртитов и апатит-нефелиновых пород.

В северном сегменте Хибин ийолит-уртиты залегают в виде двух протяженных (Лявочоррского и Валепахкского) и серии мелких линзовидных тел, которые вместе с пространственно ассоциирующими с ними фенитами образуют единый структурно- геологический комплекс. Это является принципиальным отличием северной ветви дуги по сравнению с другими ее участками. Ийолит-уртиты древнее подстилающих рисчорритов и перекрывающих лявочорритов и отличаются гнейсовидностью. В комплексе практически отсутствуют массивные уртиты, с которыми генетически связано промышленное апатит- нефелиновое оруденение в Хибинском массиве. Оливиновые пироксениты (щелочно- ультраосновные породы) установлены в виде крутопадающих даек в экзоконтакте массива, либо в виде ксенолитов в нефелиновых сиенитах, перекрывающих ийолит-уртиты, и субсогласных линзовидных тел в составе ийолит-уртитового комплекса северного сегмента дуги. Они более ранние по сравнению с вмещающими ийолит-уртитами и нефелиновыми сиенитами и не контролируют апатитовое оруденение в северном сегменте дуги, чем отличаются от мельтейгитов дифференцированного комплекса Хибинского массива. Апатитовая минерализация в северном сегменте дуги локализуется на трех структурных уровнях: верхнем - в массивных ювитах кровли ийолит-уртитового комплекса вблизи контакта с лявочорритами; среднем – в толще гнейсовидных ийолит-уртитов; нижнем – на контактах неравномернозернистых уртитов с гнейсовидными ийолитами, реже – фенитами. Наиболее значительные объемы оруденения сосредоточены в протяженных, эшелонированных линзовидных телах в гнейсовидных ийолит-уртитах, обладающих юго-восточным склонением [Шпаченко, 1997].

Кулисное расположение зон с повышенным содержанием апатита в телах апатит- сфеновых ийолиг-уртитов, наличие деформационных структур и склонение рудных тел позволяют связывать их образование с деформационным полем левостороннего сдвига. Генеральная структура ийолит-уртитовой дуги относительно линии, проходящей через центр Хибинского массива по азимуту 82°, включает две симметричноподобные части с аналогией строения, выраженной в линзовидно-прерывистом распределении рудных тел в ийолит-уритах. Рудные тела в северной половине дуги организованы в левосторонний ансамбль, в южной – в правосторонний ансамбль [Шпаченко, Степанов, 1991; Шпаченко, 1997].