Russian Federation
Russian Federation
Russian Federation
Syktyvkar, Syktyvkar, Russian Federation
UDK 552.332 Гипабиссальный тип
Rare-metal and thorium mineralization (uranium pyrochlore, niobaeschynite-(Ce), aeschynite-(Ce), thorite, and thorianite) was studied in the dike complex of fluid-explosive rocks of the Middle Timan. The source of thorium and rare-metal-rare-earth elements was carbonate-alkaline solutions of carbonatites, paragenetically associated with the formation of dike rocks.
fluid-explosive dikes, rare-metal and thorium mineralization, Middle Timan
Введение
На Среднем Тимане в пределах Четласского Камня широко распространены карбонатизированные флюидоэксплозивные дайки, парагенетически связанные с карбонатитовым магматизмом (Голубева и др., 2019—2023). Карбонатитовое тело и дайковый комплекс приурочены к серии разрывов трещинного типа среди терригенно-карбонатных пород среднего и верхнего рифея (рис. 1, a). Геофизическими исследованиями и наземными горными работами были выявлены 50 полей с тысячами даек и штоков (рис. 1, b). Мощность даек варьирует от десятков сантиметров до десятков метров в раздувах, протяженность может достигать 3 км. Дайковые тела в большинстве случаев не имеют четких границ, сопровождаются большим количеством оперяющих мелких прожилков во вмещающих породах. Породы даек характеризуются конвергентными свойствами из-за обломочного облика мантийных ксенокристаллов (оливина, пироксена, хромшпинелида) и метасоматического генезиса вмещающего матрикса, сложенного пироксеном, флогопитом, кальцитом, амфиболом, альбитом, хлоритом (рис. 1, а). В связующей массе отмечаются также низкотемпературные процессы цеолитизации и аргиллизации. Породы имеют весьма пестрый состав, обусловленный неравномерным распределением обломочного материала, представленного не только минералами мантийного происхождения, но и обломками пироксенитов (горнблендитов), также в разной степени фенитизированных вмещающих пород. Обломки пород с размерами 10 см и более имеют, как правило, округленные формы, а их количество может достигать 60 % (рис. 2, b, c). В этом случае дайковые эксплозивные ультрамафиты, насыщенные округленными обломками мантийных и вмещающих пород, приобретают облик кимберлитов. Сходство механизма становления дайковых пород Тимана с кимберлитовыми трубками заключается в многоэтапности их формирования, выраженной в наличии округлых обломков брекчиевой структуры, заключенных, в свою очередь, в метасоматизированный кластит, а также в присутствии в них отторженцев вмещающей метаосадочной толщи с ненарушенными элементами залегания, подобных кимберлитовым «рифам» (Костюхин и др., 1987). Однако обнаруженная в дайковых породах редкоземельно-редкометалльная минерализация не позволяет относить их к карбонатизированным кимберлитам. Флогопитизация пород в виде кристаллизации крупных визуально видимых пойкилобласт флогопита придает породе облик лампрофиров. Интенсивная флогопитизация в верхних горизонтах даек приводит к преобразованию пород в своеобразные метасоматиты — слюдиты. В породах ранее были обнаружены редкоземельные карбонаты, фосфаты, сульфиды, сульфосоли и самородные элементы (Степанеко и др., 2015; Макеев и др., 2008; Голубева и др., 2018).
Порода отличается нестабильным химическим составом за счет метасоматических преобразований. Количество кремнезема составляет 39.0—41.1 мас. %. Установлены широкие вариации суммы щелочей — 2.27—7.75 мас. %, относительно низкие содержания MgO (11.4—18.6 мас. %) и TiO2 (0.95—1.7 мас. %), но высокие показатели Al2O3 (7.35—12.5 мас. %) (Голубева и др., 2021). Ранее В. И. Степаненко, изучая петрохимические особенности данных пород, пришел к выводу, что «диагностика и типизация этих пород на основе только химических анализов …приводит к “петрохимическим заблуждениям”» (Степаненко, 2015, с. 12), с чем авторы статьи полностью согласны. Тем не менее И. Л. Недосековой (2011) породы дайкового комплекса Четласского Камня на основании содержания элементов-примесей были определены как айкилиты, представляющие собой мантийные магмы, богатые карбонатом. На государственных геологических картах дайковый комплекс на сегодняшний день обозначен как пикритовый. На основе изучения геологического материала производственных отчетов, петрографических шлифов, особенностей петрогеохимии пород, породообразующих первичных мантийных и новообразованных минералов авторы статьи пришли к следующим представлениям об образовании данного комплекса: «...в предварительно метасоматически переработанную зону в виде дайковых тел внедрялся твердогазовый флюидизированный мантийный материал, который смешивался со взломанными фрагментами метасоматитов и рифейских метаосадочных пород» (Голубева и др., 2019, стр. 15). Ксеногенный мантийный материал в виде обломков минералов (пироксена, оливина, хромшпинелида) и пород (пироксенитов и горнблендитов) транспортировался флюидным потоком карбонатно-щелочного состава, дериватами карбонатитового расплава. Редкоземельно-редкометалльная, сульфидная и другие типы минерализации в породах проявились за счет щелочно-карбонатных гидротермальных растворов, поступавших из остывающего карбонатитового очага.
Процесс становления дайкового комплекса укладывается в период более ста миллионов лет, начавшийся с фенитизации вмещающей сланцевой рамы и заканчивающийся внедрением флюидоэксплозивных даек. Возраст метасоматического альбита в фенитизированных вмещающих сланцах составляет 845.1 + 8 млн лет (Голубева и др., 2019). Время становления дайковых пород принимается по возрастным определениям метасоматического флогопита, имеющего при этом несколько генераций. Флогопит, по определениям В. Л. Андреичева (1983), имеет возраст 600 ± 15 млн лет, а по данным О. В. Удоратиной (2014) — 598.1 ± 6.2 млн лет. Полученные возрастные данные по метасоматическому флогопиту отражают, скорее всего, один из этапов становления пород, так как в них выявлены более поздние многочисленные метасоматические минеральные фазы без установленных возрастных данных. Rb-Sr-изотопные определения по валовому составу породы показали возраст 820 ± 9 млн лет (Макеев и др., 2008). Продолжительность становления дайкового комплекса объясняется парагенетической связью с карбонатитовым магматизмом, развивающимся, как известно, в течение сотен миллионов лет (Терновой, 1977).
Методы и результаты исследования
Объектом исследования послужил керновый материал скважины № 55 глубиной 173 м, пробуренной в одной из пересекающихся между собой даек в виде штокверка с максимальной мощностью 5 м, расположенных в долине р. Косью на Среднем Тимане (рис. 1, b). Минералы изучались в полированных шлифах и аншлифах керна, извлеченного с глубин (в метрах): 11; 12; 14; 28; 32; 41. Исследования выполнялись на электронных микроскопах Tescan Vega 3 LMH с энергодисперсионной приставкой Oxford Instrument X-Max 50 mn2 и JSM-6400 JEOL (г. Сыктывкар, ИГ Коми НЦ УрО РАН, ЦКП «Геонаука»).
Титанониобиевая
и ториевая минерализации
Титанониобиевая и ториевая минерализации в флюидоэксплозивных породах, связанные с карбонатно-щелочным метасоматозом, выявлены впервые. Ранее подобная минерализация на Среднем Тимане была известна в карбонатитах, парагенетически связанных с флюидоэксплозивными дайками, и метасоматитах, сопровождающих карбонатитовый магматизм (Степаненко и др., 2015; Макеев и др., 2008; Недосекова и др., 2011). Выявленные титанониобаты в дайковых породах представлены эшенитом-Се; ниобиоэшенитом-Се и уранпирохлором (табл. 1), а ториевая — торитом и торианитом (табл. 2, 3). Источником карбонатно-щелочных флюидов с редкометалльно-редкоземельными и радиоактивными элементами послужил карбонатитовый расплав. Карбонатиты Среднего Тимана, образовавшиеся на завершающей стадии низкотемпературного гидротермально-метасоматического карбонатитообразования (Костюхин и др., 1987), имеют рудную специализацию цериево-земельного типа, характерную для месторождений бастнезитовых карбонатитов (Недосекова и др., 2017). Нередко с редкоземельной рудной минерализацией в поздних гидротермально-метасоматических карбонатитах проявляется и ториевая.
Концентрация Nb и Се во флюидоэксплозивной породе зависит от степени пропитывания карбонатно-щелочными флюидами. Например, количество Nb в пироксенитовом обломке-ксенолите, не подвергшемся видимым метасоматическим преобразованиям, составляет 12.8 г/т, тогда как максимальное содержание этого элемента в породе — 106.2 г/т, а минимальное — 69.8 г/т. Показатели количества Се в породе колеблются в пределах 98.6—196 г/т. Наибольшим содержаниям ниобия и церия соответствуют повышенные показатели Th — 45.61 г/т (минимальные — 10.63 г/т) и U — 11.3 г/т (минимальное 1.16 г/т). В пироксенитовом ксенолите содержания данных элементов в десятки раз меньше и составляют: Th — 1.55 г/т и U — 0.26 г/т.
Титанониобаты развиваются в основном в кальцит-амфибол-эгириновых агрегатах, кристаллизовавшихся за счет замещения первичного матрикса флюидоэксплозивных брекчий на постмагматическом этапе становления даек (рис. 2, d). В метасоматическом кальците нередко обнаруживается SrO с максимальным количеством до 9.43 мас. %. Процессы карбонатизации с образованием кальцит-амфиболовых агрегатов с последующим замещением роговой обманки эгирином в породе проявляется неравномерно. Кальцит-амфиболовые агрегаты с титанониобатами занимают в одном случае относительно крупные объемы породы (рис. 2, c, d), в другом кальцит образуют тонкие жилки, диагностируемые только на электронном микроскопе (рис. 2, e). Титанониобаты встречаются в виде единичных зерен в серпентине, развивающемся по ксенокристаллу оливина (рис. 3, a), в участках развития хлорита (рис. 3, b), альбита (рис. 3, f), флогопита (рис. 3, c, g), кальцита (рис. 3, d, e). Все минералы имеют маленькие размеры (максимально 50 мкм) и ксеноморфные очертания (рис. 2, e; 3 a—с, e). Как правило, зерна титанониобатов имеют вытянутые формы с неровными зубчатыми, часто расщепленными краями, по удлинению ориентированные вдоль трещин спайности или границ зерен (рис. 3, a, b, e). Морфологические особенности минералов обусловлены их развитием в трещинах спайности породообразующих минералов или интерстициях межзернового пространства. Все титанониобаты характеризуются однородным составом. По химическому составу эшиниты различаются количеством Nb. В ниобоэшините его содержание колеблется в пределах 28.71—30.82 мас. %, в эшените — 16.68—26.43 мас. % (табл. 1). В минералах в качестве обычных примесей отмечаются (в мас. %): ThO2 (до 22.34), UO3 (до 1.72), реже встречаются WO3 (до 3.1) и Y2O3 (до 1.69). Эшениты не имеют включений, в отличие от пирохлора, в котором диагностируются микровключения галенита в виде изометричных зерен с размерностью меньше одного микрометра (рис. 2, e; 3, d). Пирохлор характеризуется постоянными элементами-примесями (в мас. %): UO3 (16.37—23.85); ThO2 (0.59—16.6); Fe2O3 (2.12—3.99); TiO2 (8.12—12.98) и цериевой группой редкоземельных элементов в сумме до 9.28 мас. % (табл. 1). Реже диагностируются MnO (до 0.72 мас. %) и WO3 (до 2.3 мас. %).
Носителями ниобия являются не только титанониобаты, но и другие минералы. Например, в титаните обнаружена примесь Nb2O5 с количеством до 1.24 мас. %, а в ильмените его содержание составляет 0.65—2.16 мас. %. Ниобийсодержащий ильменит замещается в некоторых случаях в его центральных частях ниобоэшенитом (рис. 2, g) или ильменорутилом с составом (в мас. %): Nb2O5 = 20.95; TiO2 = 35.84; Fe2O3 = 26.03; MnO = 4.58 (рис. 3, h, i).
Минералы Th, представленные торитом и торианитом (табл. 2, 3), имеют большее распространение в породе, чем титанониобаты. Это связано с их кристаллизацией не только в матриксе, но и в фенитовых ксенолитах. Причем торит чаще встречается в ксенолитах, тогда как торианит — только в матриксе. Скорее всего, это связано с химическими характеристиками флюидов, меняющихся соответственно со становлением карбонатитового расплава. Торианит в виде мелких отдельных зерен (2—10 мкм) неправильной формы диагностируется в ассоциации с молибденитом, апатитом и монацитом в карбонатизированном флогопитовом агрегате (рис. 4, b) и метасоматических амфибол-кальцитовых участках (рис. 4, с—е). В виде вкрапленности он встречается в монаците, замещающем апатит (рис. 4, а). Развитие монацита по апатиту демонстрирует насыщение редкоземельными элементами флюидов, поступающих из карбонатитового очага. Синхронно растворы приобретают более щелочной характер, так как метасоматический амфибол замещается эгирином. Торианит образует зерна гипидиоморфной формы (рис. 4, е) или скелетные кристаллы (рис. 4, d). Все выделения минерала имеют относительно небольшие размеры, не превышающие пять микрометров. В торианите, как правило, отмечаются элементы-примеси (в мас .%): UO3 (до 22.3), реже PbO (до 4.09), в единичных случаях Сe2O3 (1.43), Pr2O3 (1.78), Nd2O3 (0.88).
Торит в породе встречается чаще, чем торианит, так как имеет две генерации. Первая генерация отмечается в ксенолитах фенитов, вторая — в метасоматизированном матриксе эксплозивных пород. Фенитовые ксенолиты представляют собой захваченные фрагменты дезинтегрированной фенитизированной вмещающей рифейской толщи кварцевых песчаников при внедрении флюидизированного мантийного материала (рис. 2, c; 5, a, d) Ксенолиты сложены альбит-кальцитовым агрегатом или мономинеральным кальцитом с прожилками альбита (рис. 5, d, e). Они, как правило, имеют округленную форму с реакционной эгириновой оторочкой. В ксенолитах альбит-кальцитового состава отмечаются брекчиевые структуры, обусловленные наличием остроугольных обломков, сцементированных альбитом и эгирином (рис. 5, a). Кальцит в фенитах, в отличие от метасоматического в матриксе, не имеет примеси стронция, что свидетельствует о разном геохимическом режиме флюидов. Торит в фенитовых ксенолитах образует отдельные зерна изометричной формы с неровными краями, в пиритовой или хлоритовой оболочках (рис. 5, a, c, j). Для них характерны относительно крупные размеры — до 0.2 мм. В матриксе, наоборот, минерал представлен относительно мелкими зернами. Зерна торита имеют ксеноморфные очертания с размерами около 3 мкм (рис. 5, h) или встречаются в виде микровключений в апатите (рис. 5, i). Торит, кристаллизующийся в матриксе или ксенолите, различается не только размерностью зерен, но и элементами-примесями (табл. 3). Минерал в фенитовых обломках, как правило, содержит элементы-примеси лантаноидов цериевой группы (в мас. %): Ce2O3 (до 3.35), Nd2O3 (4.02), реже La2O3 (2.57), Gd2O3 (0.95). Также в нем были отмечены Y2O3 (до 4.92 мас. %) и U2O3 (до 3.98 мас. %). Данная генерация торита в редких случаях и в незначительных количествах обнаруживает примесь фосфора (2.3 мас. %), чем разительно отличается от такового, кристаллизовавшегося в матриксе породы. В последнем случае Р2О5 присутствует постоянно и имеет величины от 1.5 до 9.63 мас.% (табл. 3). Примечательно, что в этой же генерации увеличиваются и содержания Y2O3 (до 8.38 мас. %). Химический состав ториевого минерала отражает смену геохимического режима поступающего щелочно-карбонатного раствора из карбонатитового расплава, характеризующегося постепенным насыщением фосфором, а затем редкоземельными элементами. Последнее утверждение иллюстрирует рис. 3, а, где показано замещение апатита монацитом. Кристаллизация апатита в ксенолитах фенитизированных вмещающих пород не отмечается, в отличие от матрикса, где данный минерал активно развивается. В ксенолитах торит первой генерации претерпевает вторичные низкотемпературные изменения, выраженные в замещении ThO2 оксидами железа. В зернах торита в этом случае количество ThO2 уменьшается до 28.91 мас. %, тогда как оксидов железа увеличивается до 10.78 мас. %, хотя в неизмененном минерале составляло лишь 0.68 мас. % (табл. 3, № п/п 6-1—6-4; рис. 4, f). Вторичные низкотемпературные изменения в породе связаны с процессами аргиллизации (рис. 4, с).
Заключение
Выявленные новые минералы, представленные эшинитами, пирохлором, торитом и торианитом, дополняют сведения о минерализации флюидоэксплозивных пород Среднего Тимана, парагенетически связанных с карбонатитовым магматизмом. Ранее в данных породах были установлены бариево-стронциевая, редкоземельно-редкометалльная, сульфидная минерализации. Химический состав минералов и их последовательная кристаллизация, связанная с фенитизацией, предшествовавшей внедрению даек, и последующей карбонатизацией уже сформированных пород, свидетельствуют о длительном процессе формирования флюидоэксплозивных пород и сложной многоэтапной эволюции карбонатитовых флюидов, принимавших участие в формировании данных магматитов.
1. Andreichev V. L., Stepanenko V. I. Vozrast karbonatnogo kompleksa Srednego Timana (The age of the carbonatite complex of the Middle Timan). Rudoobrazovaniye i magmatizm Severa Urala i Timana (Ore formation and magmatism of the North of the Urals and Timan). Syktyvkar, 1983, 41, pp. 83-87.
2. Golubeva I. I., Filippov V. N., Burtsev I. N. Metasomaticheskaya redkozemel'naya i redkometall'naya mineralizatsii v ul'tramafitakh daykovogo kompleksa na Srednem Timane (podnyatiye Chetlas) (Metasomatic rare-earth and rare-metal mineralization in ultramafic dike complex on the Middle Timan (Chetlas uplift)). Sovremennye problemy teoreticheskoy, eksperimental'noy i prikladnoy mineralogii (Yushkinskiye chteniya - 2018) (Modern problems of theoretical, experimental and applied mineralogy (Yushkin Readings 2018)). Syktyvkar, Geoprint, 2018, pp. 30-31.
3. Golubeva I. I., Burtsev I. N., Travin A. V. et al. Parageneticheskaya svyaz' flyuido-explosive ul'tramafitov daykovogo kompleksa s karbonatami (Sredniy Timan) (Paragenetic relationship between fluid-explosive ultramafic rocks of the dike complex and carbonatites (Middle Timan)). Geologiya i mineralnyye resursy Yevropeyskogo Severo-Vostoka Rossii (Geology and mineral resources of European North-East of Russia), 2019, V. 2, pp. 22-24.
4. Golubeva I. I., Mokrushin A. V., Filippov V. N., Burtsev I. N. Khromshpinelidy flyuido- explosive dayek Srednego Timana (Chromspinels of fluid-explosive dikes of the Middle Timan). Proceedings of the Fersman Scientific Session of the Institute of Geology KSC RAS, 2020, No. 17, pp. 117-127. https://doi.org/10.31241/FNS.2020.17.022
5. Golubeva I. I., Shuyskiy A. A., Filippov V. N., Burtsev I. N. Obobshchennyy opyt izucheniya i diagnostiki konvergentnykh porod na yavleniyakh karbonatizirovannykh flyuidoeksplozivnykh ul'tramafitov daykovogo kompleksa srednego Timana (Generalized experience of studying and diagnosing convergent rocks on the example of carbonatized fluid-explosive ultramafic rocks of the Middle Timan dike complex). Vestnik of Perm University, 2021, V. 20, No. 1, pp. 11-23. https://doi.org/10.17072/psu.geol.20.1.11
6. Golubeva I. I., Ledentsov V. A. Burtsev I. N. Evolyutsiya izotopii i kislorod karbonatno-shchelochnoy flyuido-explosive struktury (Sredniy Timan) (Evolution of the carbon and oxygen isotopes of the carbonatite-alkaline fluid-explosive structure (Middle Timan)). Sovremennyye napravleniya razvitiya geokhimii (Modern trends in the development of geochemistry). Irkutsk, 2022, V.1, pp. 138-142.
7. Kostyukhin M. I., Stepanenko V. I. Baykal'skiy magmatizm Kanino-Timanskogo regiona (Baikal magmatism of the Kanin-Timan region). Leningrad: Nauka, 1987, 232 p.
8. Makeyev A. B., Lebedev V. A., Bryanchaninova N. I. Magmatity Srednego Timana (Magmatites of the Middle Timan). Yekaterinburg, UB RAS, 2008, 348 p.
9. Nedosekova I. L., Udoratina O.V., Vladykin N.V., Ribavkin S.V., Gulyayeva T. Ya. Petrokhimiya i geokhimiya daykovykh ul'trabazitov i karbonatov Chelasskogo kompleksa (Sredniy Timan) (Petrochemistry and geochemistry of dike ultrabasites and carbonatites of the Chetlass complex (Middle Timan)). Yearbook 2010. Proc. MIGG UB RAS, 2011, 158, pp. 122-130.
10. Nedosekova I. L., Zamyatin D. A., Udoratina O. V. Rudnaya spetsializatsiya karbonatnykh kompleksov Urala i Timana (Ore specialization of the carbonate complexes of the Urals and Timan). Litosfera, 2017, V. 17, No. 2, pp. 60-77.
11. Parmuzin N. M., Alkseev M. A., Vovshina A. Yu. Et al. State geological map of the Russian Federation. Scale 1 : 1,000,000 (third generation). Mezen series - Q-39 (Naryan-Mar). Explanatory note. St. Petersburg: VSEGEI Map factory, 205, 517 p.
12. Pachukovskiy V. M., Traat K. H., Mishchenko R. Ya. State geological map of the Russian Federation. Scale 1: 200,000. Timan series. Q-39-XXXIII, XXXIV. Petersburg Cartographic Factory, 1993.
13. Stepanenko V. I. Pozdnie- i postmagmaticheskiye izmeneniya shchelochnykh pikritov Srednego Timana (Late- and postmagmatic alterations of alkaline picrites of the Middle Timan). Vestnik of Geosciences. Syktyvkar, 2015, No. 7, pp. 9-13.
14. Ternovoy V. I. Karbonatitovyye massivy i ikh poleznyye (Carbonatite massifs and their minerals). Publishing house of the Leningrad University, 1977, 168 p.
15. Udoratina O. V., Travin A. V. Shchelochnyye pikrity chetlasskogo kompleksa Srednego Timana: Ar-Ar-dannyye. Alkaline picrites of the Chetlas complex of the Middle Timan: Ar-Ar data. Ore potential of alkaline, kimberlite and carbonatite magmatism: Proceedings of the 30th Intern. conf., Moscow, 2014, pp. 82-84.
