Ультраосновные лампрофиры западного склона Полярного Урала
1, 2, 3, 3
1Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, *****@
2ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, *****@***ru
3ООО “Кратон”, Сыктывкар, *****@
Ультраосновные лампрофиры необычного состава обнаружены на Полярном Урале. Имея определенное сходство с альнеитами, они обладают более низкой щелочностью и вследствие этого должны быть отнесены к ультраосновным членам минеттового ряда.
Лампрофиры, находящиеся предположительно в субвулканическом или гипабиссальном залегании, были вскрыты скважиной при заверке связанной с ними интенсивной магнитной аномалии на западном склоне Полярного Урала в междуречье Кары и Гнетью. Породы залегают непосредственно под толщей плиоцен-четвертичных отложений, мощность которых по данным бурения составляет 88 м. Мощность тела лампрофиров не известна, так как скважина вошла лишь в верхнюю его часть на глубину 21 м.
Лампрофиры условно отнесены к косвожскому комплексу раннедевонского возраста на основании локализации их среди пород косвожской свиты, наличию в последней редких эффузивных образований и лампроитов (одинитов) в более южных районах [Шишкин и др., 2005]. Нельзя исключать и более молодой возраст лампрофиров, например мезозойский. Возможна их корреляция с шарьюским долерит-лампроитовым гипабиссальным комплексом ранне-среднеюрского возраста, развитым на гряде Чернышева.
Лампрофиры представляют собой серо-зеленые массивные породы с порфировой, сериально-порфировой в сочетании с пойкилитовой структурами и реликтовой призматически-зернистой структурой основной массы. Породы сложены (об. %) слабо измененным клинопироксеном (45—55) и в различной степени хлоритизированным флогопитом (4—6), а также оливином и/или пироксеном (2—3) и, возможно, девитрифицированным стеклом, замещенными преимущественно серпентин-хлоритовым агрегатом (30—35). Акцессорные минералы представлены апатитом (1—3), титанитом и перовскитом. Среди рудных (10—13) преобладает титаномагнетит, обычны пентландит и пирротин, реже встречаются халькопирит и ильменит, иногда в срастании с пирротином присутствует кобальтин. Отчетливо вторичное происхождение имеют хлорит, хлорит-серпентиновый агрегат и кальцит. При приближенном минералогическом анализе установлены также тремолит, биотит и гидробиотит.
Вкрапленники клинопироксена бесцветные, с отчетливо зональным строением размерами 2—2.5 мм и до 3.5—4 мм. В их периферийной части содержатся пойкилитовые включения рудных минералов, апатита, флогопита. Кристаллы неравномерно, пятнами, хлоритизированы. Клинопироксеном более поздней генерации сложены обильные пойкилитовые включения во флогопите, он также встречается в виде тонких удлиненно-призматических бесцветных зерен длиной 0.1—0.3 мм, редко до 5 мм, в основной массе и образует сравнительно крупные призматические немногочисленные зерна размерами 0.6—1 мм. По химическому составу клинопироксены отвечают низкожелезистому титансодержащему диопсиду, характерно возрастание железистости, концентраций Ti и Al от центра к кайме зерен. Диопсиды мелких зерен основной массы более магнезиальные, чем вкрапленники.
В кайме вкрапленников диопсида встречены обособления размером 30—40 мкм, отвечающие по составу эндиопсиду. Возможно, это включения глубинных пироксенов, но границы обособлений ровные, четкие, и это позволяет предположить, что они могут быть продуктами распада твердого раствора.
Флогопит в породе встречается в виде неравномерно хлоритизированных изогнутых пластинок густо-коричневого цвета размерами 2—5 мм и пятнистых скоплений. Содержит обильные пойкиловключения клинопироксена, титаномагнетита и ильменита, редкие призмы апатита, а также многочисленные овальные и округлые включения (0.1—0.3 мм) оливина или/и пироксена, псевдоморфно замещенного хлорит-серпентиновым агрегатом и иногда содержащие мелкие зерна сфена. Небольшие чешуйки флогопита содержатся также в виде пойкилитовых вростков в богатых включениями каймах зональных кристаллов клинопироксена, что свидетельствует о двух этапах кристаллизации диопсида. Для флогопита характерна высокая магнезиальность (77—87 %) и титанистость (TiO2 2.5—7.26 мас. %), а также тенденция возрастания содержания Ti с медленным ростом Al [Митчелл, 1988], свойственная только лампрофирам минеттовой группы (известково-щелочным, по [Rock, 1984]).
Короткопризматические зерна апатита обычно заключены в ойкокристаллах флогопита или в фенокристаллах диопсида, в последнем случае могут быть окружены хлоритом. Иногда образуют сростки с клинопироксеном или заключают его мелкие призмы. В составе апатита отмечается примесь стронция (SrO — 1.45—3.31 мас. %) и SO3 (до 0.52 мас. %).
Титанит встречается в виде многочисленных овальных субидиоморфных зерен в основной массе размером до 0.15 мм, иногда они ассоциируют с субидиоморфными мелкими зернами карбоната. Его зерна часто заключены в фенокристаллах диопсида и в псевдоморфозах по включениям оливина и/или пироксена во флогопите и диопсиде. Обнаружен также вместе с перовскитом в ассоциации с ильменитом, вероятно, замещая последний. Для титанита характерно наличие примесей Al2O3 до 0.61 мас. %, FeO до 1.92 мас. %, MgO до 1.92 мас. % и V2O5 до 0.76 мас. %.
Перовскит входит в виде зерен размером 5–10 мкм в состав перовскит-титанит-ильменитовых агрегатов, в которых перовскит по всей видимости замещает ильменит, а по нему развивается титанит. Образует также мелкие идиоморфные кристаллы с каймами титанита размером около 20 микрон в основной массе или в фенокристаллах клинопироксена. Перовскит, развивающийся по ильмениту, содержит примеси FeO 0.91—21.7 мас. %, V2O5 до 1.13 мас. %, MnO до 2.89 мас. %, а в его самостоятельных кристаллах отмечается лишь FeO до 1.66 мас. %.
Ильменит образует гипидиоморфные уплощенные зерна размером около 50 мкм, замещается титанитом и перовскитом. Характеризуется заметным содержанием пирофанитовой составляющей (MnTiO3 — 6—12 мол. %) и примесью V2O5 до 0.8 мас. %.
Титаномагнетит присутствует в виде агрегата идиоморфных и субидиоморфных зерен размерами 0.03—0.1 мм и до 2 мм, иногда замещенных в ядерной части и по периферии титанитом. Входит в состав основной массы, а также образует включения во флогопите и фенокристаллах диопсида. Титаномагнетит содержит высокую долю ульвита Fe2TiO4 — от 19 до 53 мол.%, лишь в единичных зернах снижающуюся до 4—6 мол. %. Среди примесей присутствуют V2O5 (0.41— 0.83 мас. %), MnO (0.39—1.96 мас. %), Cr2O3 (0.40—0.71 мас. %), SiO2 (0.41—1.54 мас. %). Для титаномагнетитов характерен эволюционный тренд, присущий ультраосновным лампрофирам: рост Ti при постоянстве Fe/Fe+Mg [Rock, 1986], отмечается положительная корреляция между содержаниями Ti и Mn.
Сульфиды в рассматриваемых породах представлены (в порядке убывания содержаний) пентландитом, пирротином и халькопиритом, сульфоарсениды — кобальтином.
Пентландит образует изометричные зерна размерами от менее 1 до 100 микрон в кайме крупных вкрапленников клинопироксена, пластинках флогопита и в основной массе. Кроме того, слагает линзовидные и каплевидные выделения размерами до 10 микрон в кайме крупных фенокристаллов клинопироксена, располагаясь часто внутри обособлений хлорита или хлоритизированного флогопита. Зерна пентландита часто неоднородны, в них определяются две фазы — (Ni4.08Fe3.44Co1.12)8.64S8 и (Ni4.80Fe3.76Co1.20)9,76S8. В гомогенных зернах содержится Ni — 4.56—4.72 ф. е., Fe — 3.12—3.68 ф. е., Co — 0.8—1.68 ф. е. Линзовидные и каплевидные выделения представляют собой моносульфидный твердый раствор на основе пентландита, они сложены двумя фазами пентландита, различающимися содержанием меди и никеля, наример: (Fe4.16Ni3.52Co0.64Cu0.08)8.40S8 и (Fe4Ni2.56Cu1.84Co0.40)8.80S8. Они отличаются от “кристаллических” включений наличием в составе меди, более высокой железистостью и пониженными содержаниями Ni и Co, что позволяет предположить два этапа формирования пентландита — в ходе ликвационного обособления сульфидного расплава и при кристаллизации ультраосновной магмы в качестве одной из ранних фаз.
Пирротин более редок, чем пентландит, он обнаружен в виде мелких зерен неправильной формы, иногда идиоморфных, с гексагональными сечениями, размерами до 10—15 мкм. Встречается в основной массе и в виде включений в крупных фенокристаллах клинопироксена совместно с хлоритом. Внутри зерен пирротина отмечаются включения титаномагнтита неправильной формы размером до 5 мкм, позволяющие установить более поздний рост пирротина по отношению к титаномагнетиту. Состав пирротина описывается формулой Fe0.83-0.90S, для него характерна примесь Ni до 0.66 мас. %.
Халькопирит присутствует в виде редких мелких зерен размером до 10—15 мкм в основной массе и в каймах крупных фенокристаллов клинопироксена, иногда в срастаниях с пирротином. В последнем случае не исключено образование пирротина и халькопирита при распаде высокотемпературного твердого раствора FeS—CuFeS2. Во включении халькопирита из клинопироксена отмечаются необычно высокие изоморфные примеси никеля (2.26 мас. %) и кобальта (0.64 мас. %).
Кобальтин — единичные угловатые зерна размером около 4 мкм в срастании с пирротином, находящиеся в пределах участков включений флогопит-хлоритового агрегата в кайме крупного фенокристалла клинопироксена. В его составе присутствует примесь Ni (0.82 мас. %) и необычайно низкая для кобальтина примесь Fe (1.25 %). Ассоциация этого минерала с пирротином и его никелистый состав может свидетельствовать о магматическом генезисе кобальтина.
Хлорит образует мелкочешуйчатый бесцветный или светло-желтоватый агрегат в основной массе, выполняет псевдоморфозы по темноцветным минералам – оливину и/или пироксену включений в ойкокристаллах флогопита и в фенокристаллах клинопироксена, а также участками замещает флогопит. Является высокомагнезиальным и образует непрерывный ряд составов от пеннина до талько-хлорита. В породе, по-видимому, содержатся смешанно-слойные силикаты типа серпентино-хлорита. Наличие серпентина в породе подтверждается данными термического и рентгено-структурного анализов.
Кальцит встречается в виде редких зерен размерами 0.1–0.3 мм, иногда частично замещает мелкие призмы клинопироксена основной массы.
Главные минералы рассматриваемых пород — клинопироксен и флогопит по химическому составу близки к минералам пород щелочного ряда — лейцититов, лампроитов, ультраосновных лампрофиров [Лампроиты, 1991, Rock, 1986]. Ксеногенное происхождение можно предположить только для включений эндиопсида [Rock, 1986; Доусон, 1983]. В породах отмечается высокое содержание рудных минералов в основной массе, широкое развитие сульфидов железа, никеля и меди. Распространены титановые фазы — железо-титановые оксиды ряда ульвошпинель—магнетит и ильменит, а также титанит и перовскит; для клинопироксена и флогопита также характерен титанистый состав. Железо-титановые оксиды при практически безмагнезиальном составе обогащены марганцем. Структурные особенности позволяют отнести рассматриваемые породы к классу гипабиссальных, а их минеральный состав свидетельствует о близости к ультрамафитовым лампрофирам и о несколько повышенной щелочности минералообразующей среды.
По химическому составу (таблица) лампрофиры относятся к ультраосновной группе (SiO2 — 33.1—36.9 %), характеризуется невысоким содержанием щелочей (Na2O+K2O — 0.56—0.76 %) и калиевой их спецификой (Na2O/K2O — 0.27—0.70). Породам свойственна невысокая магнезиальность (MgO — 17.8—18.6 %) при повышенном содержании CaO, FeO, Fe2O3 и Al2O3. Не обнаруживается их сходства с известными вулканическими породами нормального петрохимического ряда, к которому они принадлежат, — пикритами, коматиитами, меймечитами из-за заметно более высоких содержаний в рассматриваемых породах TiO2, CaO, K2O и P2O5 , что более обычно для пород повышенной щелочности.
Содержания Cr и Ni в лампрофирах в 3—8 раз ниже кларков ультраосновных пород, околокларковые концентрации характерны для Co. Умеренно (в 5—20 раз) повышены концентрации HREE, Rb, V и Hf. Высокое или чрезвычайно высокое превышение кларковых концентраций (более чем в 10 раз) установлено для Sr, Ba, LREE, Ta и особенно Cs. Характерно сильное обогащение легкими редкими землями относительно тяжелых (LaN/YbN — 50—58) и отсутствие дефицита европия (EuN/EuN* — 0.9—1). Подобное обогащение некогерентными элементами характерно и для альнеитов, и для кимберлитов, лишь лампроиты можно уверенно выделить по значительно более высоким концентрациям Rb, Sr, Ba и Hf. Но при этом сопоставимые низкие содержания когерентных элементов (Cr и Ni) отмечаются только в ультрамафитовых лампрофирах (альнеитах).
Рассматриваемым породам нелегко найти место в петрографической и петрохимической классификации. Они не похожи на ультраосновные лампроиты ни по особенностям минералогии, ни по химическому составу, в первую очередь по низкому содержанию калия и, более низкими концентрациями большинства несовместимых элементов-примесей, а также Cr и Ni (табл.19). Обладают некоторыми чертами, свойственными кимберлитам: (отсутствие фельдшпатоидов и мелилита, отсутствие или незначительное развитие амфиболов, высокая магнезиальность диопсида, низкая щелочность пород при ее калиевом характере), но отличаются от них текстурными и структурными особенностями, низкомагнезиальным и низкохромистым составом Fe-Ti оксидов, наличием диопсида в качестве главного породообразующего минерала и второстепенной ролью оливина, более высоким содержанием CaO, FeO, Fe2O3 при пониженном MgO и резко меньших Cr и Ni. Наибольшим сходством рассматриваемые породы обладают с ультрамафитовыми лампрофирами типа альнеитов, отличаюясь от них лишь более низкой щелочностью и, как следствие, отсутствием фельдшпатоидов, мелилита и щелочных амфиболов. Проведенное сопоставление показывает, что рассматриваемые породы, скорее всего, являются ультраосновным членом минеттового (известково-щелочного) лампрофирового ряда. В частности, об этом свидетельствует и отмеченный ранее минеттовый тренд эволюции флогопитов.
Список литературы
Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них: Пер. с англ. М.: Мир, 1983, 300 с.
Лампроиты / , , и др. М.: Наука, 1991, 302 с.
Лампроиты — семейство щелочных горных пород // Записки ВМО. 1988, Ч. CXVII, Вып.5. С.575-586
, , и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000 (новая серия). Листы Q-41-V, VI. (приняты к изданию в 2005 г).
Rock N. M. S. The Nature and Origin of Ultramafic Lamprophyres: Alnцites and Allied rocks // Journal of Petrology., 1986, V.27, Part 1. P.155—196.
