Щелочно-ультраосновные породы Новобобровского рудного поля (Средний Тиман): минералогия, петрография

На Среднем Тимане в пределах Четласского Камня широко распространены дайки щелочно-уль-

траосновных пород, отнесенных предшествующими исследователями к четласскому комплексу [1–11].

Согласно геологическим и геофизическим данным наблюдаются сотни (возможно, тысячи) дайковых тел, формирующих пространственно единые дайковые поля, при этом составы магм, заполняющих системы трещин преимущественно северовосточного простирания, могут быть хоть и близки по времени формирования, но не совсем идентичны по составу.

Дайки прорывают метатерригенные поздне-рифейские образования четласской (светлинская, новобобровская, визингская свиты) и быстринской (рочугская, паунская, павъюгская свиты) серий, ксенолиты последних часто наблюдаются в дайковых породах и также существенно меняют состав быст-рокристаллизующейся первичной магмы.

Установленный абсолютный возраст пород – позднерифейский ~600±15(30) млн лет (K-Ar wr , Ar-Ar flg методы ) [9, 12], есть также более древние датировки – 820 млн лет (Rb-Sr wr ) [13].

В пределах Косьюского рудного узла, включающего Косьюское, Октябрьское, Новобобровское, Нижне-Мезенское рудные поля, также развиты дайки, сложенные щелочно-ультраосновными (по химизму) породами. Кроме Косьюского рудного поля, в остальных наблюдаются единичные дайки. Собственно с магматическими породами четласского комплекса и связывается редкометалльно-редкозе-мельное оруденение, проявления которого объединены в Косьюский рудный узел. Редкометалльно-редкоземельная минерализация приурочена к жильному четласскому комплексу и развита в альбит-эгириновых фенитах по кварцитопесчаникам и собственно дайковых породах, а также в жилах (кварц-полевошпат-гетитовых, кварц-полевошпат-карбонат-ных с гематитом). Рудные минералы: редкометалль-ные – колумбит, реже пирохлор; REE – редкоземельные (фтор)карбонаты, монацит, ксенотим.

Однако формирование относительно маломощных даек несоизмеримо с наблюдаемым масштабом проявленного рудного щелочного метасоматоза (зон фенитизации), как правило, породы слагающие сами дайки, также нередко фенитизиро-ваны. При наблюдаемых сотнях и тысячах дайковых тел, развитых в пределах Четласского Камня, значимую рудную минерализацию несут единицы.

Задача исследования – установление генетической принадлежности щелочно-ультраосновных пород и выявление первичных и наложенных (вторичных, метасоматических) минеральных комплексов, развитых в дайковом теле, вскрытом скважиной A14 (1958 г.) в пределах Новобобровского рудного поля.

Необычайное разнообразие наблюдаемых минеральных парагенезисов в различных дайковых телах, выявленных в пределах Четласского Камня, описанных в работах предшественников и наблюдаемых нами, показывает широкий диапазон ульт-раосновных составов, неоднозначность и спорность генетической принадлежности к тем или иным магматическим сериям пород. Наиболее часто встречающиеся в литературе и использованные в описаниях этих пород определения – «лампрофир», «щелочной пикрит», «породы пикрит-лампрофировой серии».

Породы в пределах Четласского блока претерпели региональный метаморфизм зеленосланцевой фации. Метасоматические процессы локальны и фиксируются в пределах рудных полей Косью-ского рудного узла. Наиболее близки проявленные процессы к «фенитизации», включающие в себя развитие щелочных (калиевых, натриевых, калиево-натриевых) парагенезисов минералов, которые выражаются в альбитизации, микроклинизации, эгири-низации как вмещающих первично осадочных пород кварцитопесчаников светлинской свиты, так и прорывающих их дайковых тел ультраосновного состава. Однако если для метаосадочных пород процессы фенитизации вторичные, наложенные и оторваны во времени от образования и метаморфического преобразования пород, то для дайковых пород процессы фенитизации близодновременные.

Объекты и методы исследования

Породы исследовались в образцах, шлифах, аншлифах и протолочках в ЦКП «Геонаука» Института геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН комплексом методов: петрографическим (Olympus 51) и микро-зондовым. Электронно-зондовый микроанализ, включающий получение изображений исследуемых объектов во вторичных (secondary) и отраженных (обратно-рассеянных, back-scattered) электронах, а также рентгеноспектральный локальный микроанализ выполнялись на цифровых электронных сканирующих микроскопах производства фирмы Tescan (Tescan Orsay Holding, Brno, Czech Republic, : (1) Tescan Vega 3 LMH с энергодисперсионной приставкой Oxford Instrument X-Max 50 mm2 [ИГ Коми НЦ УрО РАН] и (2) Tescan VEGA-II XMU с EDS INCA Energy 450 и WDS Oxford INCA Wave 700 [ИЭМ РАН, г.Черноголовка]. Анализ выполнялся при ускоряющем напряжении 20 кВ. Ток поглощенных электронов на исследованных образцах – от 150 до 400 пикоампер (в зависимости от микрорельефа, структуры и состава образца). Размер электронного зонда на поверхности образца составлял 157–180 нм (Tescan), при сканировании до 60 нм. Область возбуждения в зависимости от состава образца и геометрии фаз может достигать 1–5 мкм в диаметре. Эталоны – чистые металлы и синтетические окислы и силикаты. Пересчет минералов проведен по Make Mineral.

Объектом исследования является дайка шириной в первые метры и наблюдаемой протяженностью десятки метров, вскрытая несколькими скважинами. Опробованный материал керна скважины А14 1958 г. бурения представлен отдельными шту-фными образцами и сыпучим дезинтегрированным ожелезненным материалом. Порода черного цвета, порфировидной структуры, неоднородной текстуры, насыщена мелкими ксенолитами вмещающих пород (до 10–15 %). Минеральный состав (об.%): флогопит (порфиробласты) – 20, хлорит – 40, кварц – 10, апатит – 5, реликтовые темноцветные минералы (не диагностируются, вероятно, первичные ортопироксены) – 5–7, калиевый полевой шпат, акцессорные (монацит, циркон, колумбит, сложные фосфаты и алюмофосфаты свинца, марганца и бария), рудные (хромшпинелиды, рутил и высокониобиевый рутил вплоть до ильменорутила, ильменит, титано-магнетит, пирротин, пирит, халькопирит, (гид-ро)оксиды железа – гематит, гидрогетит), вторичные (сидерит). Ксенолиты (фениты, кварцит) составляют 10–15 об.%. Первичными являются лишь флогопит и, возможно, часть рудных – хромшпине-лид, ильменорутил и титаномагнетит, все остальные минералы (в том числе редкометалльные и редкоземельные) – вторичные и сформированы в процессе наложенного метасоматоза, а также при контакте с захваченными ксенолитами кварцито-песчаников.

Ксенолиты представлены фенитами и неизмененным кварцитом . Обломки фенита, сложенные калиевым полевым шпатом, обычно округлые, с нечеткими границами, имеют размер до 2 мм, также отмечаются отдельные кристаллы прямоугольной формы размером до 0.5 мм, нередко замещаемые альбитом (рис. 1 а,б). Обломки кварцита встречаются как округлой, так и остроугольной фор-

Рис. 1. Примеры форм и распределения ксенолитов и минералов в породе: а, б – ксенолит измененного кварцитопес-чаника; в, г – листоватые агрегаты флогопита, частично замещенные хлоритом; д, е – призматические кристаллы апатита; ж, з – изометричные зерна хромшпинелидов. Оптическое фото, снимки а, в, д, ж сделаны без анализатора.

Fig. 1. Examples of the forms and distribution of xenoliths and minerals in the rock: а, б – xenolith of altered quartzite sandstone; в, г – leafy aggregates of phlogopite, partially replaced by chlorite; д, е - prismatic crystals of apatite; ж, з - isometric grains of chromespinelides. Optical photo, images a, в, д, ж were taken without an analyzer.

Рис. 2. Классификационные диаграммы минералов: а – слюд (Mg–Fe2+–Alокт); б – хлоритов (Fe2++Fe3+)/ (Fe2++ Fe3++Mg)–Si ф.ед.

Fig. 2. Classification diagrams of minerals: а – micas (Mg–Fe2+–Aloct); б – chlorites (Fe2++Fe3+)/(Fe2++Fe3++Mg)–Si f.u.

мы. Размер ксенолитов варьирует от 0.7 до 2 мм.

Флогопит представлен порфиробластами, наблюдается в виде удлиненных чешуек, размером до 3–5 мм. Минерал разбит многочисленными трещинами, раздроблен, почти всегда частично, а иногда и полностью замещен хлоритом (рис. 1,  в-г). Распределение минерала  равномерное, со держание в породе находится на уровне 15–20 об., %. На диаграмме слюд Mg-Fe2+-Alокт

(рис. 2, а) составы исследуемых слюд попадают в поле флогопита  [14]. Магнезиаль- ность минерала – XMg= 0.64 – 0.89.

Основная масса породы сложена хлоритом и кварцем. Минералы имеют неравномерное распределение.

Хлорит образует тонкочешуйчатые и сноповидные агрегаты размером до 0.4 мм и формирует скопления, занимающие до половины объема породы. По химическому составу хлориты (обр. А14-1) соответствуют талькохлориту, в остальных пробах агрегаты хлорита относятся либо к клинохлориту, либо к пеннину (рис. 2, б).

Кварц распределен в породе неравномерно, встречается в виде мелких до 0.08 мм изометрич-ных кристаллов.

В породе отмечаются иногда деформированные ксенокристаллы недиагностированных тем-ноцветов (возможно измененные амфиболы или ортопироксены), замещенные различными вторичными минералами группы хлорита и тремолит-актинолита, размером до 1.5 см.

Рис. 3. Классификационные диаграммы минералов: a – калиевого полевого шпата (Ab–Or–An); б – монацитов (La–Ce–Nd); в – хромшпинелидов (Al3+– Cr3+–Fe3+).

Fig 3. Classification diagrams of minerals: а – potassium feldspar (Ab–Or– An); б – monazites (La–Ce–Nd); в – chromespinelides (Al3+–Cr3+–Fe3+).

КПШ в породе наблюдается в виде изомет-ричных зерен неправильной формы размером 70– 300 мкм. По данным микрозондового анализа содержание оксида натрия не превышает 0.6 мас., % Na 2 O (рис. 3, а). В образце А14-1 установлен один порфировый вкрапленник (ксенолит?) таблитчатой формы и размером 6 мм, также отмечаются достаточно крупные кристаллы калиевого полевого шпата (до 0.5 мм), нередко замещенные альбитом, в ксенолите размером до 3 мм.

Циркон установлен в породе в виде единичных зональных кристаллов угловатой и неправиль- ной формы. Размер кристаллов от 40 до 100 мкм. Зональность обусловлена неравномерным содержанием HfO2 и степенью гидратированности отдельных зон циркона.

Колумбит представлен зернами неправильной формы, размером 20–150 мкм, является почти чисто железистой, бестанталовой разностью.

Фосфатная минерализация. Основная доля – апатит, прочие фосфаты – монацит (нескольких генераций: Th-монацит до 12 мас., % ThO 2 и практически бесториевые), (силико)фосфаты тория (ряда торит-хаттонит).

Апатит наблюдается в виде гипидиоморфных короткопризматических раздробленных и целых длиннопризматических кристаллов размером до 0.2 мм (рис. 1, д-е). Распределение минерала в породе неравномерное, нередко наблюдаются скопления апатита. Содержание фтора варьирует в пределах (мас., %) от 1.25 до 1.77, хлора – 0.15–0.31.

В образце А14-1 установлены Th-монациты в виде неправильной формы зерен, часто с большим количеством трещин и включений. Размер зе- рен от 10 до 400 мкм. Минерал неоднородный, в обратно отраженных электронах неравномерно «пятнистый», «пятнистость» обу- их дополнительного изучения тонкими инструментальными методами.

Скорее всего, при фенитизации происходила мобилизация фосфатного материала совместно со свинцом, марганцем, барием в отсутствии других рудообразующих анионных комплексов (карбонатов, сульфатов и т.п.).

Ti-Nb минералы представлены рядом рутил ↔ Nb-рутил ↔ ильменорутил (содержания Nb₂O₅ до 16 мас., %). Выделения подобных фаз часто зональные, иногда образуют сетчатые фрагменты до 500 мкм. Также присутствуют ильмениты, скорее всего, реликтовые (с содержанием Cr 2 O 3 до 2 мас., %).

Ильменорутил установлен в породе в виде зерен неправильной формы, размером от 100 до 650 мкм. Минерал неоднородный, зональный. Зональность обусловлена неравномерным содержанием TiO 2 . В более темных зонах содержание диоксида титана составляет 85–92 мас., %, в светлых – 72–81 мас., %.

Первичными рудными минералами являются зерна хромшпинелидов (размер до 0.6 мм), нередко зонального строения.

Исследуемые хромшпинелиды встречаются словлена различным содержанием тория (рис. 3, б; 4, а–б). В более светлых зонах отмечается относительно высокое содержание ThO2 = 14–30 мас., % и более низкое Ce2O3 = 14–16 мас., %, в более темных, наоборот, наблюдается низкое содержание ThO2 = 5–9 мас., % и более высокое Ce2O3 = 23–29 мас., %. Видимо, происходит изоморфное замещение церия торием по черали-товой схеме изоморфизма: 2Ce3+→[Ca2+, Sr2+]+Th4+. Минерал является преимущественно цериевым (здесь и далее, мас., %) Ce2O3 14.42–27.67, также отмечается относительно высокое содержание Nd2O3 (10.99–17.91), присутствует La2O3 (4.28 – 15.71), Pr2O3 (2.78 – 4.11), Sm2O3 (1.42 – 3.78). Нередко отмечается CaO = 0.31 – 1.98 мас. %, редко SiO2 = 1.42 – 1.58 мас. %.

Установлено присутствие значительного количества сложных фосфатов и гидроалюмофосфатов свинца с высокими содержаниями марганца, бария и калия. Они представлены пластинчатыми выделениями и сферолитами до 20 мкм (комплексные агрегаты – до 120 мкм; рис. 4, в–г) и наиболее близки по составам драгманиту (drugmanite Pb 2 (Fe³⁺,Al)(PO 4 ) (PO 3 OH)(OH) 2 ), отличаясь наличием Mn, Ba, K. Возможно, это вновь открытые минеральные фазы, что требует

Рис. 4. Примеры минералов фосфатной минерализации: а, б – зональные по Th кристаллы монацитов, в, г – Mn-драгманит(?). Примечание: Mnz – монацит; MnPb – фосфаты Mn, Pb; Nb-Rt – ниобиевый рутил; Kfs – калиевый полевой шпат; Mus – мусковит; FeO – оксиды и гидроксиды железа; Amf – амфибол; Q – кварц. Фото выполнено в режиме обратнорассеянных электронов (BSE).

Fig. 4. Examples of minerals of phosphate mineralization: а, б –Th-zonal monazite crystals, в, г – Mn-dragmanite (?). Note: Mnz – monazite; MnPb – phosphates Mn, Pb; Nb-Rt – niobium rutile; Kfs – potassium feldspar; Mus – muscovite; FeO – oxides and iron hydroxides; Amf – amphibole; Q – quartz. The photo was taken in the back-scattered electrons (BSE) mode.

в виде преимущественно изометричных или удлиненных зерен неправильной формы, размером от 150 до 400 мкм (рис. 1, ж-з; рис. 5, а-е), в единичных случаях встречаются кубические кристаллы (110×110 мкм). Содержание минералов в породе неравномерное. Зерна неоднородные, зональные, часто трещиноватые и с пойкилитовыми включениями флогопита. Как правило, относятся к относительно низкохромистым разностям (не выше 40 мас., % Cr2O3), что отличает их от классических и высокие FeO. На это же указывает появление цинка (до 4.2 мас., % ZnO) в краевых зонах.

Заключение

Таким образом, проведенные исследования дезинтегрированной фенитизированной щелочно-ультраосновной породы пикрит-лампрофирового состава показали:

• •    по текущему минеральному и петрографическому составу трудно точно диагностировать

  

  Рис. 5. Примеры зональных кристаллов хромшпинелидов: а–е – хромшпинелиды, flg – флогопит, chl – хлорит, apt – апатит, mnz – монацит. Фото выполнено в режиме обратно-рассеянных электронов.

  Fig. 5. Examples of zonal crystals of chromespinelides: а–е – chromespinelides , flg – phlogopite, chl – chlorite, apt – apatite, mnz – monazite. The photo was taken in the backscattered electron mode.

  
  

хромшпинелей интрузивных гипербазитов.

По химическому составу хромшпинелиды в зависимости от внутренних зон делятся на два типа. Согласно классификации Н.В. Павлова (рис. 3, в) составы хромшпинелидов из более темных центральных частей зерен и кристаллов по химическому составу соответствуют хромпикотиту, а из более светлых краевых зон – феррихромиту. Зональность обусловлена колебанием содержания оксида железа, к каймам она увеличивается от 14–33 до 52–62 мас.% FeO. Также отмечается отличие в содержании глинозема (Al 2 O 3 ): в центральных зернах 28–33 мас., %, в светлых 1–2 мас., %.

Кроме того, в хромшпинелидах наблюдается низкое содержание MgO = 1.21–8.86 мас.%. Лишь в трех зернах установлено более характерное для данных минералов содержание MgO = 16.01–17.06 мас., %. Вероятнее всего, исследуемые породы были подвержены процессам вторичных изменений, в результате которых происходило замещение Mg и Al железом, это объясняет низкие содержания MgO породу, скорее всего при дальнейших исследованиях появится возможность изучения менее измененных образцов;

• •    порода сложена вторичным комплексом минералов (преимущественно хлорит и минералы фенитов), из сохраненных первичных можно рассматривать лишь флогопит и хромшпине-лиды, единичные реликты пироксенов;

• •    в хромшпинелидах центральные части представлены хромпикотитом, а краевые зоны фер-рихромитом, что типично для ультраосновных пород четласского комплекса согласно более ранним данным [3–4];

• •    вторичные рудные минералы, сформированные при наложенном процессе щелочного метасоматоза: колумбит, монацит (Th-монацит), группа редких фосфатов;

• •    в процессах фенитизации (калиевого профиля) доля углекислоты во флюиде была резко подчиненной, на что указывает практическое отсутствие карбонатов.

Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ и Республики Коми в рамках научного проекта № 20-45-110010.