Введение
В южной части Четласского Камня на Среднем Тимане известны редкометалльно-редкоземельные проявления (Косьюский рудный узел) (рис. 1). Породы, слагающие рудные поля, представлены метатерригенными отложениями четласской свиты, прорываемыми дайками ультраосновных пород четласского комплекса, а также жильными образованиями [1–8]. В пределах всех рудных полей (с юга на север): Косьюского, Нижне-Мезенского, Новобобровского, Октябрьского, вскрыты дайки ультраосновного состава. С ними и карбонатитами (развитыми в пределах Косьюского рудного поля) связывается рудная минерализация, хотя и сами ультраосновные породы весьма сильно изменены в различной степени в разных рудных полях. Выделяется несколько этапов становления даек, эволюционирующих в калиевую серию пород.
В последние годы И.И. Голубева на основе скважинного материала в пределах рудного поля Косью выделяет флюидоэксплозивную структуру, сформированную за счет карбонатитового магматизма и его флюидных дериватов, включающую карбонатиты, эксплозивные ультрамафиты дайкового комплекса и щелочные метасоматиты [8].
Названия пород, представленные в литературе, посвященной дайковым ультраосновным породам Четласского Камня, весьма разнообразны, что связано с особенностями самой магмы, изменчивой по составу, кристаллизующейся из постоянно эволюционирующего насыщенного газами магматического расплава, ассимилирующего вмещающие породы и изменяемого под воздействием повторных порций магматического вещества и последующих процессов.
В работах предшественников можно найти следующие названия: пикрит, лампрофир, харизит, анкарамит, уачитит, минетта, альнеит, мончикит, вогезит, монтечиллит-нефелиновый базальт, камптонит, керсантит, спессартит [2–8]. Такое разнообразие связано с неоднородным составом магматического материала, наблюдаемого в отдельных образцах, не полностью сохраненного минералого-петрографического состава породы, изменения породы и соответственно нестандартного петрохимического состава.
При этом согласно классификации, породы группы пикрита и лампрофира определенного ряда, минералого-петрографические черты которых схожи, – это породы ультраосновные. Нередко первичный минерально-петрографический состав породы настолько изменен, что исследователь не может использовать наиболее предпочтительную петрографическую классификацию и вынужден оперировать петрохимической.
Обогащенные слюдой породы многие исследователи называют лампрофирами. Бывает, что слюда не всегда первична, поэтому представлена не вкрапленниками, а образующимися при более поздних процессах пойкилобластами, пойкилокристаллами.
Лампрофиры – это породы гипабиссальные порфировой или порфировидной структуры (табл. 1), с вкрапленниками темноцветных минералов (биотита, амфибола и пироксена) и полевыми шпатами в основной массе, часто измененные под действием более поздних постмагматических или гидротермальных процессов. Вкрапленниками, кроме слюд (биотита, флогопита), амфибола (роговой обманки, могут также являться клинопироксен (авгит, титан-авгит), оливин или мелилит. В основной массе кроме полевых шпатов могут находиться и фельдшпатоиды [9, 10]. Для отнесения пород к лампрофирам используются структурно-текстурные признаки и соотношение салических и мафических минералов. Однако указанные типичные признаки размываются при любых изменениях породы, камуфлирующих первичный магматический состав, структуру, текстуру.
Пикриты дайковых тел - это породы черного, темно-зеленого цвета, массивные (миндалекаменные), порфировидные с вкрапленниками оливина с микролитовой или витрофировой основной массой. Минеральный состав вкрапленников состоит из оливина, клинопироксена, роговой обманки, флогопита; основной массы – из оливина, клинопироксена, роговой обманки, биотита, кальцита, акцессорного апатита, рудных магнетита и ильменита [10, 11].
Приведенные из петрографического кодекса описания пород (табл. 1) показывают, что две большие группы пород имеют конвергентные структурно-текстурные и минерально-петрографические характеристики, появление одних или других названий пород у магматических пород Четласского Камня связано именно с каменным материалом, имеющимся в распоряжении исследователей, и зависит от того, насколько характеристики пород соответствуют классификации. Из чего следует, что породы можно называть по одной классификации лампрофирами, по другой – умеренно-щелочными и щелочными пикритами.
Наибольшее количество материала было доступно при разведочном бурении проявлений Косьюского рудного узла, но тогда аналитические методы еще не были совершенны. Описание пород у разных исследователей различается в частностях, что связано с фрагментарным каменным материалом, доступным для исследований на территории Среднего Тимана, и отсутствием естественных коренных обнажений.
Несмотря на достаточно большое количество накопленных аналитических (геохимических) данных об этих породах, основной объем приведен для даек Косьюского рудного поля. В последние годы нами получены новые данные как для даек Косью, так и для даек других рудных полей. Как правило, на поверхности встречаются рыхлые дезинтегрированные породы, реже наблюдаемые в консолидированном виде. Все породы характеризуются темным, почти черным, или темно-зеленым цветом и наличием типоморфной для них слюды (флогопита, магнезиального флогопита) и многочисленных ксенолитов, а также нередко брекчированных.
Вмещающими породами для даек в пределах рудных полей являются метапесчаники позднерифейской четласской серии (Косьюское поле – визингская свита, Новобобровское поле – светлинская и новобобровская свиты, Октябрьское поле - светлинская свита). Относительно возраста этих свит получены новые данные, подтверждающие их позднерифейский возраст [11, 12].
Для ультраосновных дайковых пород Четласского Камня известно два возрастных рубежа: установленный В.Л. Андреичевым K-Ar методом по флогопитам – 600±15(30) млн лет [13], имеются и более древние данные Rb-Sr по валу (скв. 55), возраст – 827±31 млн лет, А.Б. Макеевым предполагались локальные посткристаллизационные события на уровне 530 млн лет [14].

Материалы и методы
Объектами исследования являются образцы ультраосновных пород Косьюского, Новобобровского и Октябрьского рудных полей Среднего Тимана, которые были отобраны в ходе экспедиционных работ 2015, 2016 гг. (рис. 1, 2), проводимых в пределах редкометалльно-редкоземельных рудных полей, а также привлечен материал из рабочих коллекций В.И. Степаненко (камнехранилище ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН, шлифы, монофракции минералов, дубликаты химических проб (обр. 836, 1308)).
Исследования проведены на базе ЦКП «Геонаука» ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар). Описание и фотографирование шлифов – на поляризационном микроскопе Olympus BX51, состав минералов и растровые снимки получены с помощью сканирующего микроскопа Tescom Vega 3 LMN с энергодисперсным спектрометром X-Max. Химический состав пород – классическим химическим методом. Для определения элементов-примесей в породах был использован метод ICP-MS ЦЛ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). 40Аr/39Ar датирование проводилось методом ступенчатого нагрева образца слюды обр. 1308 (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск) по методике, приведенной в работе [15]. Пересчет химических составов пород произведен с использованием программы K Ware Magma, пересчет химических (микрозондовых) составов минералов произведен с применением программы PetroExplorer.

Косьюское рудное поле
Геологическое положение, петрогеохимическая характеристика. Многочисленные дайки, закартированные в пределах этого рудного поля, описаны в работах Ю.П. Ивенсена Н.А. Довжикова, В.И. Степаненко, А.Б. Макеева, И.И. Голубевой, И.Л. Недосековой с соавторами [2–8]. Как правило, дайки имеют северо-восточное простирание и различный состав. Как отмечают все авторы, породы имеют темный цвет (черный, темно-зеленый), рыхлые или консолидированные, обязательно отмечается присутствие слюды (флогопита), имеющей облик вкрапленников. Минеральный состав: слюда (флогопит, биотит), пироксен (авгит, эгирин), амфибол (роговая обманка, актинолит, гастингсит), оливин (серпентинизированный оливин), КПШ (микроклин), плагиоклаз (альбит), шпинель, циркон, апатит, эпидот, цоизит, карбонаты, титаномагнетит, хромит, гематит, гетит. Макеев с соавторами [4, с. 18] приводит список обнаруженных минералов: 22 сульфида и сульфосолей, 33 силиката, 9 карбонатов, 6 самородных минералов.
По своему химическому составу дайковые породы Косьюского рудного поля (опубликованные данные Ю.П. Ивенсена, В.И. Степаненко, И.И. Голубевой, А.Б. Макеева, И.Л. Недосековой с соавторами) широко варьируют. Особенностями являются, несомненно, ультраосновной состав пород, достаточно высокое содержание оксида магния и калиевость пород. На классификационных диаграммах точки составов образуют поля (рис. 3, а) в поле щелочных пикритов, смещаясь в поле мелилитолитов и мелилититов, а также в поле монцогаббро. На других диаграммах точки составов попадают частично в поле неалмазоносных и убогоалмазоносных кимберлитов и пикритов (кимпикритов) и бо´льшая часть – в поле пикритов, ассоциирующих с щелочно-ультраосновными комплексами (альпикритов) (рис. 3, б-г). Спектры распределения РЗЭ показывают незначительное обогащение легкими РЗЭ, а на мультиэлементных спектрах наблюдается небольшое преобладание крупноионных над высокозарядными элементами с максимумами Cs, Th, La, Nd и минимумами Ta, Sr, Zr, Ti, Y (рис. 3, д-е).
Нами опробованы породы, выходящие в коренном обнажении в русле р. Косью, А/15, А1/15 (участок Алмазная горка), вскрытые шурфом близ собственно карбонатитового штока (МТ16-41ц, МТ16-41ц-1) и канавами на левом берегу Косью ниже по течению (в 1.5 км) от карбонатитового штока (КО3/15, участок Горелая горка) (рис. 1, 2а). Также привлечен материал из коллекции В.И. Степаненко (обр. 1308, участок Рассохи, скв. 101, глубина – 35.5–37.6 м) как наименее измененный. На графики и диаграммы внесены дополнительно точки составов (поля), полученные предшественниками.
Коренные выходы (А/15, А1/15) размером первые метры (рис. 4, а) представлены породами черного цвета, массивными, насыщенными ксенолитами кварцитопесчаников. Микроструктура: порфировая (порфировидная), пойкилитовая, глобулярная; микротекстура: пятнистая (шлировая). Минеральный состав, об., %: пойкилобласты слюды (флогопит, биотит) 2–15, амфибол (чермакит-магнезио-гастингсит-магнезиальная роговая обманка) 1–10, клинопироксен (диопсид-авгит) 0–3, апатит 1, серпентин, карбонат. Основная масса породы сложена агрегатом мусковита, клинопироксена, микрокристаллического агрегата титанистых минералов, карбоната, альбита, эпидота, актинолита, хлорита, серпентина. Рудный минерал представлен хромшпинелидом.
Пойкилобласты – чешуйки бурого, зеленовато-бурого флогопита (рис. 4, в) и бледно-коричневого амфибола размером до 4 мм, а также редкие зерна карбоната и зонального клинопироксена. Минералы часто содержат включения более мелких зерен клинопироксена, флогопита, серицитизированного или оталькованного минерала, карбонат. Флогопит плеохроирует от бесцветного до коричневого или бурого, зеленовато-бурого. Призматические зерна амфибола плеохроируют от бледно-желтого до бледно-коричневого. Основная масса породы представлена микрокристаллами бесцветного карбоната, бледно-зеленого серицита, полевых шпатов, темно-коричневых титанистых минералов, а также мелкозернистыми клинопироксеном, флогопитом, апатитом, эпидотом. Клинопироксен представлен длиннопризматическими шестоватыми бесцветными или слабо-зеленоватыми кристаллами, часто в нем наблюдаются двойники. Встречаются призматические кристаллы, полностью замещенные серицитом или тальком, а также удлиненно-призматические зерна с дипирамидами, полностью замещенные волокнистым актинолитом, хлоритом, серпентином. Бесцветный апатит имеет шестоватые игольчатые длиннопризматические зерна. Призматический бледно-зеленый эпидот ассоциируется с карбонатом.
Глобулы представлены: 1) скоплением удлиненных табличек полевого шпата, серицита, карбоната, окаймленные более мелкими зернами клинопироксена; 2) обособлениями удлиненной формы, выполненные актинолит-карбонатной породой и окаймленные веерообразными табличками плагиоклаза; 3) обособлениями изометричной формы, выполненные веерообразным плагиоклазом, окаймленные микрокристаллами клинопироксена; 4) обособлениями удлиненной формы, выполненные клинопироксен-плагиоклаз (альбит)-карбонатной породой и окаймленные тонкой пироксеновой оболочкой; 5) обособлениями четырехугольной формы, выполненные мелкозернистой карбонат-амфибол-полевошпатовой породой, окаймленные клинопироксеновой.
По данным микрозондового анализа, слюда порфиробласт (пойкилобласт) – как правило, флогопит (#Mg0.73–0.79) и магнезиальный биотит (#Mg0.66–0.74) (рис. 5, а). Составы клинопироксена – диопсид с высоким волластонитовым миналом (Wo50-52En37.5-44Fs5.5-12 и #Mg0.79-0.96), диопсид (Wo46.8-49.9
En37.8-45.7Fs5.4-13.6 и #Mg0.78-0.95), авгит (En51-66.7Wo24-29Fs9-24.4 и #Mg0.68-0.88), эгирин-авгит (Aug62–77Ac11–34Jd0.4–1.6 и #Mg0.93-1.0) (рис. 5, б). Пироксен зональный в центральных зонах диопсид с высоким волластонитовым миналом в краевых с меньшим. Амфибол представлен широким рядом чермакит (#Mg0.35), магнезиогастингсит (#Mg0.42), магнезиальная роговая обманка (fMg0.37-0.38), паргасит (#Mg0.41-0.49) (рис. 5, в). Хромшпинелид в центральных частях представлен: 1) субалюмоферрихромитом с каймой магнетита; 2) пикотитом с каймой магнетита (рис. 4, е, ж; рис. 5, г). Карбонат – кальцит, светлая слюда – ферроалюмоселадонит, хлорит представлен пикнохлорит и пеннитом (#Mg0.78-0.86) (рис. 5, д).
Проба (КО3/15) отобрана в полотне канавы, вскрытой по магнитной аномалии в 1.5 км ниже по течению р. Косью на левом берегу. Наблюдается тело (первые метры по мощности и десятки метров по простиранию), сложенное породами темно-зеленого цвета, массивными, крепкими, крупнозернистыми, в составе которых также отмечается слюда (флогопит) размером до 1 см. Микроструктура под микроскопом порфировидная, пойкилитовая, глобулярная, текстура – пятнистая. Минеральный состав, об., %: порфиробласты слюды (флогопита) 25–30, псевдоморфно оталькованный или серицитизированный (+хлоритизированный) минерал 5, предположительно, по форме оливин, изометричной формы выделения карбоната. Основная масса: клинопироксен, слюда (флогопит, биотит), агрегат титанистых минералов, карбонат, апатит, хлорит, серпентин, эпидот. Акцессорный апатит, рудный хромшпинелид, титаномагнетит.
Порфиробласты представлены крупными чешуйками флогопита размером до 2–4 мм, а также полностью псевдоморфно замещенным серпентином – минералом удлиненно-призматической формы. Флогопит часто содержит включения более мелких зерен клинопироксена и слюдизированного минерала, плеохроирующего от бесцветного до коричневого или бурого, зеленовато-бурого (рис. 4, г). Основная масса представлена микрокристаллами слюды (мелкочешуйчатым агрегатом флогопита), мелкозернистым клинопироксеном, флогопитом и апатитом, карбонатом, хлоритом, эпидотом. Призматический эпидот, скорее всего, замещает клинопироксен. Пятнами неправильной формы встречаются агрегаты титанистых минералов, видимо, заместившие ранний рудный минерал, также отмечаются минералы удлиненной формы, полностью замещенные серпентином. Клинопироксен представлен длиннопризматическими шестоватыми бесцветными или слабо-зеленоватыми кристаллами без четкого плеохроизма, часто в нем наблюдаются двойники (CNg 40–47 o). Апатит также имеет шестоватые тонкоигольчатые длиннопризматические зерна. В породе встречаются участки вытянутой формы (0.3 x 1 см), выполненные мелкозернистым клинопироксеном, карбонатом и эпидотом. Также в породе встречаются изометричные глобулы, в ядерной части с крупнозернистым карбонатом, титанитом, флогопитом, а по краям с клинопироксеновой оторочкой.
По своему химическому составу слюды порфиробласт соответствуют магнезиальному биотиту (#Mg0.73–0.74) и флогопиту (#Mg0.75–0.86) (рис. 5, а), мелкочешуйчатый агрегат чаще представлен флогопитом. Составы клинопироксена: диопсид с высоким волластонитовым миналом (Wo51.1-53.4
En37.2-42.5Fs6.5-10.4 и #Mg0.88–0.93) и диопсид (Wo49.3–50En38.5–46.2
Fs3.8–11.8 и #Mg0.77-0.93) (рис. 5, б). Хромшпинелид в оторочке титаномагнетита соответствует по составу хромпикотиту (рис. 4, з; 5, г). Карбонат – кальцит, хлорит с высоким содержанием хрома представлен пикнохлоритом (#Mg0.97) (рис. 5, д).
Химический состав образцов А/15, А15/1, КО3/15 (табл. 1, 2, здесь и далее мас., %): содержание SiO2 39.03–40.24, MgO 13.31–14.18, А12O3 10.45–12.74, CaO 12.75–16.46, сумма щелочей (Na2O+K2O) – 3.8–4.3 при устойчивом преобладании оксида калия (K2O/Na2O) 1.8–6.7. В нормативном составе рассчитываются оливин, пироксен, плагиоклаз, калиевый полевой шпат и фельдшпатоиды (нефелин, лейцит), магнетит, ильменит, апатит (табл. 1, 2). На классификационный диаграмме Na2O+K2O-SiO2 точки составов исследованных пород попадают в поля щелочных пикритов, граничные с мелилититами (рис. 3, а), а также группируются на границе неалмазоносных и убогоалмазоносных кимберлитов и пикритов (кимпикритов) и пикритов, ассоциирующих с щелочно-ультраосновными комплексами (альпикритов) (рис. 3, б-г). Содержания РЗЭ в исследуемых породах, г/т: А/15–381, КО3/15–371 (табл. 3). Спектры распределения показывают преобладание легких РЗЭ над тяжелыми LaN/YbN = 45.1, 56.9 без каких либо аномалий по элементам Eu* – 0.91, 1.03 (рис. 3, д), на мультиэлементных спектрах наблюдается незначительное преобладание крупноионных элементов над высокозарядными (рис. 3, е), отмечаются незначительные аномалии, отрицательные по U, Sr, Zr, положительные по Th, Pb, Nd.
Серия образцов МТ16-41ц и МТ16-41ц-1 отобрана в поверхностной горной выработке близ раздува дайки (карбонатитового штока Косью) (рис. 2, а). Вскрытое шурфом дайковое тело, сложенное дезинтегрированной ультраосновной породой, содержащей катаклазированные блоки кварцитопесчаников (ксенолит с продатированным 40Ar/39Ar методом альбитом с возрастом 845±8 млн лет) [19]. Обломки кварцитопесчаников как бы плавают в сыпучем насыщенном слюдой цементе. Рыхлая масса зеленовато-голубого, табачного или коричневого цвета, глиноподобная, в ней содержится значительное количество чешуек слюды (флогопита) размером первые миллиметры. Из этой массы выделены более крепкие кусочки (МТ16-41ц-1) и собственно рыхлая масса (МТ16-41ц).
По данным микрозондового анализа, слюда представлена флогопитом (#Mg0.73–0.79) и магнезиальный биотитом (#Mg0.66–0.76) (рис. 5, а), пироксен – диопсидом с высоким волластонитовым миналом (Wo50.1En45Fs4.9 и #Mg0.96), эгирин-авгитом (Ac55-72Aug28-45 и #Mg0.78-0.95) и эгирином (Ac79-83Aug11-21 и #Mg0.68-0.88) (рис. 5, б). Карбонат-кальцит, хлорит – диабантином и талькхлоритом (#Mg0.66-0.96) (рис. 5, д).
Химический состав образцов (здесь и далее мас., %, табл. 1, 2) различен, в более крепких кусочках (МТ16-41ц-1) содержание кремнезема – 46.57, оксида магния – 13, глинозема – 10.81, оксида кальция – 12.97, сумма щелочей ниже в два раза (1.93), но по-прежнему калий преобладает над натрием. Нормативные минералы: оливин (30), клинопироксен (19), плагиоклаз (26.4) (табл. 1), калиевый полевой шпат (8), фельдшпатоиды (1.8), гематит (10). На диаграмме Na2O+K2O-SiO2 точка составов попадает в поле пикродолеритов (рис. 3, а).
Содержания РЗЭ в образце МТ16-41ц-1 – 405.6 г/т (табл. 3). Спектры распределения показывают преобладание легких РЗЭ над тяжелыми LaN/YbN – 43.4, также без каких либо аномалий Eu* – 1.04 (рис. 3, д), мультиэлементный спектр совпадает со спектрами A/15, A1/15, KO3/15 (рис. 3, е).
Химический состав более рыхлого образца (МТ16-41ц) более близок неизмененной породе и описанным выше образцам A/15, A1/15, KO3/15: содержание кремнезема (мас., %) составляет 35.32, оксида магния – 18, оксида кальция – 10.62, сумма щелочей – 1.37, при преобладании калия над натрием (табл. 1, 2). Пересчет на нормативные минералы не отражает наблюдаемые минеральные парагенезисы (табл. 1). Точка состава породы попадает на диаграмме в поле оливинитов – щелочных пикритов (рис. 3, а).
Таким образом, образцы ультраосновных пород из даек близки другу другу и опубликованным данным А.Б. Макеева, И.И. Голубевой, И.Л. Недосековой с соавторами по Косьюскому рудному полю по минералого-петрографическому, петрохимическому и геохимическому составам.
Поскольку в пределах рудного поля дайковые породы претерпевают значительные изменения, вследствие длительной эволюции расплава и позднемагматических процессов, доказательством чего служат зональность пироксенов, присутствие нескольких генераций слюд, нами отобраны для датирования наиболее свежие неизмененные породы, развитые на участке Рассохи (рис. 1). Образцы взяты из коллекции В.И. Степаненко (Каменный архив ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН).
Образец 1308 (Ан114, участок Рассохи, скв. 101, глубина – 35.5–37.6 м). Дайковая темно-серая массивная порфировидная порода с ксенолитами кварцитопесчаников (до 3 см) с реакционными каймами. Порода разбита неровными извилистыми трещинами, выполенными тальк-кальцитовым агрегатом либо лимонитом. В породе наблюдается существенное количество вкрапленников от 2–3 до 10 мм замещенного амфиболом клинопироксена удлиненной призматической формы с квадратным сечением. Вкрапленники погружены в голубовато-серую матрицу. Также наблюдаются пакеты слюды (флогопита) до 6 мм и редкие зерна хромшпинелида размером до 3 мм. Минеральный состав, об., %: оливин (19), клинопироксен (11), слюда (флогопит) (28), амфибол (4), карбонат (3), основная масса сложена мелкозернистым агрегатом этих же минералов. В химическом составе (здесь и далее мас., %, табл. 1, 2) содержание кремнезема – 38.44, оксида магния – 22, глинозема – 6.75, оксида кальция – 12.86, сумма щелочей низкая (1.8), но по-прежнему калий преобладает над натрием. Нормативные минералы: оливин (30), клинопироксен (32), плагиоклаз (14), Ne (2.6), Lc (4.7) (табл. 1). На диаграмме Na2O+K2O-SiO2 точка составов попадает в поле пикродолеритов (рис. 3, а).
Для установления возраста пород нами проведено 40Аr/39Ar датирование слюды (флогопита) как типоморфного минерала из этой пробы. Флогопит является одним из породообразующих минералов, он формирует пойкилокристаллы (нередко зональные) в породе, сложенной вкрапленниками оливина и клинопироксена, минералами основной массы и акцессориями. По предыдущим данным исследователей выделяется несколько генераций флогопита, различающихся цветом и химическим составом, сформированных при различных процессах. Магматический флогопит характеризуется бледной желтовато-коричневой окраской, автометасоматический имеет зеленовато-коричневый цвет, гидротермально-метасоматический – зеленый. Оптические показатели преломления разных генераций изменяются незначительно. Химический состав фиксирует уменьшение глиноземистости, увеличение железистости и увеличение содержания кремнезема при метасоматическом преобразовании магматического флогопита [3, 4]. Поскольку слюда – типоморфный минерал пород, все исследователи уделяли пристальное внимание не только определению первичности и вторичности его формирования, но и химическому составу. Введенная А.Б. Макеевым аббревиатура «ФАСИ» отражает флогопит-аннит-сидерофиллит-истонитовый состав слюд. Однако по нашим немногочисленным данным, измеренные составы соотносятся с составами флогопита и магнезиального биотита.
Химический (микрозондовый) состав продатированного флогопита щелочных пикритов приведен в табл. 4 и изображен на рис. 5, а, также показаны поля точек составов предшественников.
Результаты геохронологического датирования даны в табл. 5 и на рис. 6. В возрастном спектре выделяется плато c возрастом 598.1 ± 6.2 млн лет. Авторы рассматривают близодновременное образование флогопита в ходе эволюции единого процесса кристаллизации ультраосновного расплава. Полученные данные согласуются с данными, полученными для пород четласского комплекса [20].

Новобобровское рудное поле
Ранее в работах Ю.П. Ивенсена и В.И. Степаненко на Новобобровском проявлении (рис. 2, б) ультраосновные породы в лежачем и висячем боку, измененные постмагматическими процессами и насыщенные ксенолитами кварцитопесчаников, описаны как пикриты в скв. 18 (глубина 26.65–96.10 м) [2, 3]. Как уже отмечалось, первичный состав пород практически не сохранен, наблюдается амфиболизация, биотитизация, хлоритизация и карбонатизация пород, серпентинизированные псевдоморфозы по оливину, обрастание титаноавгита биотитом, мелкие кристаллики пироксена пойкилитово включенные в биотит [2, с. 92]. Отмечались оливин, замещаемый серпентином, амфибол (роговая обманка), замещаемый тремолитом и биотитом, плагиоклаз (альбит), матрикс тремолит, хлорит, карбонат, акцессорные минералы – апатит, рудные минералы – хромит.
Опробованы ультраосновные породы в пределах рудного поля, вскрытые скважиной А14. Образцы, отобранные из дайковых пород Новобобровского рудного поля (рис. 2, б (А14-1, глубина 33.9–35 м)), рыхлые, темно-зеленого цвета, более крепкие кусочки (А14-1а, глубина 39.70–40.85 м, рис. 4, б) неоднородной текстуры, порфировидной структуры и насыщенные мелкими ксенолитами вмещающих пород (до 10–15 об., %). Минеральный состав породы представлен, об., %: флогопитом (порфиробласты) – 20, хлоритом – 40, кварцем – 10, апатитом – 5, реликтовыми темноцветными минералами (не диагностируются, вероятно, первичные ортопироксены) – 5–7, калиевым полевым шпатом. Из акцессорных минералов установлены: монацит (Th-монацит), циркон, колумбит, сложные фосфаты и алюмофосфаты свинца, марганца и бария; из рудных: хромшпинелиды, рутил и высокониобиевый рутил вплоть до ильменорутила, ильменит, титаномагнетит, пирротин, пирит, халькопирит, (гидро)оксиды железа – гематит, гидрогетит. Вторичные минералы представлены сидеритом. Ксенолиты – кварцитами. Первичными минералами являются хромшпинелид, ильменорутил и титаномагнетит. Остальные минералы (в том числе редкометалльные и редкоземельные) – вторичные и сформированные в процессе наложенного метасоматоза, а также при контакте с захваченными ксенолитами кварцитопесчаниками.
По данным микрозондового анализа, хромшпинелиды зональные в центральной части сложены хромпикотитом, а в краевых зонах – феррихромитом. В каймах увеличивается содержание оксида цинка до 4.2 мас., %. Слюда представлена флогопитом (#Mg0.64–0.89), амфибол – актинолит-тремолитом, карбонат – кальцитом, хлорит – клинохлоритом и пеннином. Детальное описание особенностей петрографо-минералогического состава приведено в работе [21].
По химическому составу образец (А14-1а) является ультраосновной породой (мас., %): содержание кремнезема составляет 36.38, MgO – 14, глинозема – 17.39, CaO – 1.37, сумма щелочей – 5.34 (K>>Na) (табл. 1, 2). Пересчет на нормативные минералы не отражает парагенезисы (табл. 1). В химическом составе более рыхлого образца (А14-1) содержание кремнезема увеличивается до 51.3, глинозем – 11, CaO – 1.9, практически отсутствует MgO – 0.5, возрастает сумма щелочей – 8.7 (Na2O – 0.6). В нормативном составе: калиевый полевой шпат (50), кварц (15), плагиоклазы (9), гематит (20), все это подтверждает, что порода фенитизирована и дезинтегрирована в коре выветривания [21]. Точки составов пород в результате занимают поле фонотефритов (рис. 3, а), что связано с фенитизацией первичных пород. Для дайковых пород Новобобровского рудного поля (А14-1) наблюдается значительное содержание РЗЭ по сравнению с остальными породами (4645.8 г/т) (табл. 3), породы выделяются высоким содержаниям Nb – 1160, La – 947, Ce – 1820, Nd – 1190, Pb – 3570, Th – 960 (табл. 3), это связано с развитием минерализации – колумбита, Th-монацита и сульфидов цинка и свинца. Спектры распределения РЗЭ демонстрируют преобладание легких лантаноидов над тяжелыми LaN/YbN = 80.7, Eu* – 0.95 (рис. 3, д). На мульти-диаграмме элементов-примесей ультраосновных пород Новобобровского рудного поля (А14-1) наблюдаются положительные аномалии крупноионных элементов Th и Pb, Nd и Sm, отрицательные аномалии установлены у Ba, Sr и Ta, Zr, Hf (рис. 3, е).

Октябрьское рудное поле
Дайки ультраосновных пород на Октябрьском проявлении подчинены двум направлениями северо-восточного и северо-западного простираний [2, 3]. В северной части проявления с востока на запад в поверхностной горной выработке вскрыта ультраосновная жильная порода мощностью 15–30 см, вмещающие породы – кварцитопесчаники (рис. 2, в). Породы – дайки рыхлые, представлены буровато-желтой глинисто-слюдистой массой. В более крепких кусочках структура: порфировидная, текстура однородная. Минеральный состав, об., %: пойкилобласты флогопита (50); основная масса: оксиды железа (20), полевые шпаты (альбит в срастании с калиевым полевым шпатом). Порода состоит из чешуек флогопита размером до 0.8–1 мм, плеохроирует от бесцветного до бледно-коричневого (рис. 4, д). Содержит включения оксидов железа, окаймляющих чешуйки слюды. Между чешуйками флогопита расположены таблитчатые зерна полевых шпатов (срастания альбита и калиевого полевого шпата). В них наблюдается неравномерное погасание, похожее на погасание пертитов. Размеры зерен варьируют от 0.3 до 0.5 мм, редко – до 1 мм.
Жильная порода (836) слюдит Октябрьского рудного поля (мас., %), содержание SiO2 = 46.26, сумма щелочей – Na2O+K2O – 5.9, при преобладании калия (K2O/Na2O – 10), на классификационной диаграмме точка состава занимает поле щелочных базальтов (рис. 3, а), что может быть связано с проявлением метасоматических процессов. Содержание (мас., %) оксида титана довольно высокое (2.36), глинозема (16.03), при очень низком содержании CaO (0.29) (табл. 1, 2). Нормативный состав породы: калиевый полевой шпат (34), гиперстен (20), кварц (14), корунд (10), плагиоклазы (5).
Суммарное содержание РЗЭ в породах Октябрьского рудного поля – 382.75 г/т, что близко к содержанию РЗЭ в породах рудного поля Косью. Спектры распределения РЗЭ недифференцированные и также близки к спектрам пород Косью, наблюдается преобладание легких лантаноидов над тяжелыми LaN/YbN – 17.5, Eu* – 0.89 (рис. 3, д). Мультиэлементый спектр демонстрирует преобладание крупноионных элементов над высокозарядными, положительные аномалии Cs, Pb и отрицательные Ba, Sr, Ti, Zr (рис. 3, е). В породах Октябрьского рудного поля отмечаются самые высокие содержания, г/т: Cr (1010), Zn (3010) и Pb (2590) (табл. 3).

Заключение
На основании петрогеохимических характеристик ультраосновных пород Среднего Тимана рассмотрены дайковые образования в пределах (редкометалльно-редкоземельных) рудных полей Косьюское, Новобобровское и Октябрьское. Породы отнесены к щелочным пикритам, характеризующимся первичным минеральным парагенезисом замещенного оливина, ассоциирующего с клинопироксеном (диопсид, авгит) и хромшпинелидами (субалюмоферрихромитом или пикотитом с каймами магнетита), развитием амфибола (чермакит, магнезиальная роговая обманка, паргасит), карбоната (кальцита) и обязательным присутствием поздней слюды флогопита и магнезиального биотита (являющейся типоморфной для них), развивающейся при эволюции и охлаждении (кристаллизации) расплава. Отмечается фенитизация дайковых пород, выражающаяся в развитии пироксена (эгирина), амфибола (магнезигастингсита), альбит-микроклиновых агрегатов, появлением мусковита (ферроалюмоселадонит), карбоната (кальцита), широкой группы хлоритов (пикнохлорит, пеннит, диабанит, талькхлорит) и рудных минералов Nb (колумбит) и REE (монацит, ксенотим, F-REE-карбонаты). Химический состав пород (мас., %) характеризуется низким содержанием кремнезема (35–40) и высоким содержанием оксида магния (13–21) и преобладанием оксида калия (1.2–3.4), при фенитизации пород содержание кремнезема возрастает (46–50), оксида магния – уменьшается (0.5–6), оксида калия – увеличивается (1.4, 5.1, 5.4, 8.1). Точки составов щелочных пикритов располагаются в поле на границе полей щелочных пикритов и мелилитолитов, а также в поле монцогаббро. Также точки составов занимают частично поле неалмазоносных и убогоалмазоносных кимберлитов и пикритов (кимпикритов) и большая часть – поле пикритов, ассоциирующих с щелочно-ультраосновными комплексами (альпикритов). Спектры распределения РЗЭ недифференцированные при слабом преобладании легких РЗЭ над тяжелыми без каких либо аномалий. Породы отличаются высоким содержанием V, Cr, Ni, характерных для ультраосновных пород, при проявлении процессов фенитизации в породах увеличивается содержание Th, REE, Y, Pb, что выражается в появлении рудных минералов (монацита, ксенотима, фосфатов и сульфидов Pb). Для пород типично незначительное преобладание крупноионных элементов над высокозарядными при положительных аномалиях по рудным элементам. Проведенными изотопно-геохронологическими 40Аr/39Ar исследованиями подтверждено, что магматические породы, а именно щелочные пикриты щелочно-ультраосновного комплекса, связанного с карбонатитами, были сформированы 598.1±6.2 млн лет назад. Возрастной уровень формирования комплекса подтверждается и более ранними K-Ar исследованиями пород. На Среднем Тимане на это время реконструируется проявление импульса глубинного (плюмового) магматизма.
 

1. Довжиков, Н.А. Клинопироксены из щелочно-ультраосновных пород Дайкового комплекса Среднего Тимана / Н.А. Довжиков, Е.Г. Довжикова, С.А. Смыслов // Записки ВМО. - 1985. - Ч. 114, № 5. - С. 599-605.

2. Ивенсен, Ю.П. Магматизм Тимана и полуострова Канин / Ю.П. Ивенсен. - Москва-Ленинград: Наука, 1964. - 126 с.

3. Костюхин, М.Н. Байкальский магматизм Канино-Тиманского региона / М.Н. Костюхин, В.И. Степаненко. - Ленинград: Наука, 1987. - 232 с.

4. Макеев, А.Б. Магматиты Среднего Тимана / А.Б. Макеев, В.А. Лебедев, Н.И. Брянчанинова. - Екатеринбург: УрО РАН. - 2008. - 348 с.

5. Недосекова, И.Л. Карбонатиты четласского комплекса (Средний Тиман): геохимические и изотопные данные / И.Л. Недосекова, Н.В. Владыкин, О.В. Удоратина, Ю.Л. Ронкин // ЕЖЕГОДНИК-2012. - Тр. ИГГ УрО РАН. - Вып. 160. - 2013. - С. 150-158.

6. Недосекова, И.Л. Петрохимия и геохимия дайковых ультрабазитов и карбонатитов четласского комплек са (Средний Тиман) / И.Л. Недосекова, О.В. Удоратина, Н.В. Владыкин, С.В. Прибавкин, Т.Я. Гуляева // ЕЖЕГОДНИК-2010. - Тр. ИГГ УрО РАН. - Вып. 158. - 2011. - С. 122-130.

7. Nedosekova, I. Ore and geochemical specialization and substance sources of the Ural and Timan carbonatite complexes (Russia): insights from trace element, Rb-Sr and Sm-Nd isotope data / I. Nedosekova, N. Vladykin, O. Udoratina, B. Belyatsky // Minerals 2021. - 11 711. - P. 1-41. DOIhttps://doi.org/10.3390/min11070711.

8. Голубева, И.И. Флюидоэксплозивные ультрамафиты дайкового комплекса Среднего Тимана и их парагенетическая связь с карбонатитами / И.И. Голубева, Д.Н. Ремизов, И.Н. Бурцев, В.Н. Филиппов, А.С. Шуйский // Региональная геология и металлогения. - 2019а. - № 80. - С. 30-44.

9. Государственная геологическая карта Российской Федерации м-ба 1:200 000. Лист Q-39-XXXIII-XXXIV (бараки-Бобровая) / В.М. Пачуковский, Х.О. Траат, Р.Я. Мищенко, Н.А. Довжиков. - Ленинград: ВСЕГЕИ, 1993.

10. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. - 2-е изд., перераб. и доп. Санкт-Петербург: Издательство ВСЕГЕИ, 2008. - 200 с.

11. Le Maitre, R.W. Igneous rocks: a classification and glossary of terms, recommendations of the international union of geological sciences / R.W. Le Maitre, A. Streckeisen, B. Zanettin [et al.]. - Subcommission of the Systematics of Igneous Rocks. Cambridge University Press, 2002. - 236 p.

12. Брусницына, Е.А., Возраст и источники сноса пород четласской серии (рифей) Среднего Тимана по результатам U-Th-Pb (LA-ICP-MS) датирования обломочных цирконов / Е.А. Брусницына, В.Б. Ершова, А.К. Худолей, Т. Андерсон, А.В. Маслов // Стратиграфия и геологическая корреляция. - 2021. - Т 29, № 6. - С. 3-23.

13. Удоратина, О.В. Возраст метапесчаников верхнедокембрийской четласской серии Среднего Тимана на основании U-Pb датирования детритных цирконов / О.В. Удоратина, И.Н. Бурцев, Н.Ю. Никулова, В.Б. Хубанов // Бюлл. МОИП. Отд. геол. - 2017. - Вып. 5. - С. 15-32.

14. Андреичев, В.Л. Возраст карбонатитового комплекса Среднего Тимана / В.Л. Андреичев, В.И. Степаненко // Рудообразование и магматизм севера Урала и Тимана. - Сыктывкар, 1983. - С. 83-87 (Тр. Ин-та геологии Коми филиала АН СССР. Вып. 41).

15. Макеев, А.Б. Возраст лампрофиров Среднего Тимана: первые Rb-Sr данные / А.Б. Макеев, В.Л. Андреичев, Н.И. Брянчанинова // ДАН. - 2009. - Т. 426 (1). - С. 94-97.

16. Травин, А.В. Термохронология Чернорудской гранулитовой зоны (Ольхонский регион. Западное Прибайкалье) / А.В. Травин, Д.С. Юдин, А.Г. Владимиров, С.В. Хромых, Н.И. Волкова [и др.] // Геохимия. - 2009. - Т. 11. - С. 1181- 1199.

17. Sun, S.S. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J., Eds., Magmatism in the Ocean Basins, Geological Society / S.S. Sun, W.F. McDonough. - London, Special Publications. - 1989. - 42. -P. 313-345.

18. Васильев, Н.В. Слюды месторождения Тайкеу (Полярный Урал): состав и вопросы классификации / Н.В. Васильев, О.В. Удоратина, Н.В. Скоробогатова, Г.П. Бородулин // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. - Сыктывкар, 2012. - № 1 (205). - С. 9-14.

19. Голубева, И.И. Парагенетическая связь флюидизатно-эксплозивных ультрамафитов дайкового комплекса с карбонатитами (Средний Тиман) / И.И. Голубева, И.Н. Бурцев, А.В. Травин, Д.Н. Ремизов, В.Н. Филиппов [и др.] // Геология и минеральные ресурсы Европейского северо-востока России. Мат-лы XVII Геологического съезда Республики Коми. - Сыктывкар, 2019. - С. 22-24.

20. Удоратина, О.В. Щелочные пикриты четласского комплекса Среднего Тимана: Ar-Ar данные / О.В. Удоратина, А.В. Травин // Рудный потенциал щелочного, кимберлитового и карбонатитового магматизма. Мат-лы 30 Международной конференции. - Анталия; Москва, 2014. - С. 82-84.

21. Удоратина, О.В. Ультраосновные породы Новобобровского рудного поля (Средний Тиман): минералогия, петрография / О.В. Удоратина, А.М. Шмакова, Д.А. Варламов, А.С. Шуйский // Известия Коми научного центра УрО РАН. Серия «Науки о Земле». - 2021. - С. 14-21. DOIhttps://doi.org/10.19110/1994-5655-2021-3-14-21.