Россия
Россия
Россия
Сыктывкар, Республика Коми, Россия
УДК 552.332 Гипабиссальный тип
В дайковом комплексе флюидоэксплозивных пород Среднего Тимана изучена редкометалльная и ториевая минерализация, представленная уранпирохлором, ниобоэшинитом-(Се), эшинитом-(Се), торитом и торианитом. Источником тория и редкометалльно-редкоземельных элементов послужили карбонатно-щелочные растворы карбонатитов, парагенетически связанных со становлением дайковых пород.
флюидоэксплозивные дайки, редкометалльная и ториевая минерализация, Средний Тиман
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. Андреичев В. Л., Степаненко В. И. Возраст карбонатитового комплекса Среднего Тимана // Рудообразование и магматизм севера Урала и Тимана. Сыктывкар, 1983. Вып. 41. С. 83-87.
2. Голубева И. И., Филиппов В. Н., Бурцев И. Н. Метасоматическая редкоземельная и редкометалльная минерализации в ультрамафитах дайкового комплекса на Среднем Тимане (поднятие Четлас) // Современные проблемы теоретической, экспериментальной и прикладной минералогии (Юшкинские чтения - 2018). Сыктывкар: Геопринт, 2018. С. 30-31.
3. Голубева И. И., Бурцев И. Н., Травин А. В. и др. Парагенетическая связь флюидо-эксплозивных ультрамафитов дайкового комплекса с карбонатитами (Средний Тиман) // Геология и минеральные ресурсы Европейского Северо-Востока России. 2019. Т. 2. С. 22-24.
4. Голубева И. И., Мокрушин А. В., Филиппов В. Н., Бурцев И. Н. Хромшпинелиды флюидо-эксплозивных даек Среднего Тимана // Труды Ферсмановской научной сессии ГИ КНЦ РАН. 2020. № 17. С. 117-127. https://doi.org/10.31241/FNS.2020.17.022
5. Голубева И. И., Шуйский А. А., Филиппов В. Н., Бурцев И. Н. Обобщенный опыт изучения и диагностики конвергентных пород на примере карбонатизированных флюидо-эксплозивных ультрамафитов дайкового комплекса среднего Тимана // Вестник Пермского университета. 2021. Том 20. № 1. С. 11-23. https://doi.org /10.17072/psu.geol.20.1.11
6. Голубева И. И., Леденцов В. А. Бурцев И. Н. Эволюция изотопии углерода и кислорода карбонатито-щелочной флюидо-эксплозивной структуры (Средний Тиман) // Современные направления развития геохимии. Иркутск. 2022. Т. 1, С. 138-142.
7. Костюхин М. И., Степаненко В. И. Байкальский магматизм Канино-Тиманского региона. Л.: Наука, 1987. 232 с.
8. Макеев А. Б., Лебедев В. А., Брянчанинова Н. И. Магматиты Среднего Тимана. Екатеринбург: УрО РАН, 2008. 348 с.
9. Недосекова И. Л., Удоратина О. В., Владыкин Н. В., Рибавкин С. В., Гуляева Т. Я. Петрохимия и геохимия дайковых ультрабазитов и карбонатитов четласского комплекса (Средний Тиман) // Ежегодник-2010: Тр. МИГГ УрО РАН, 2011. вып. 158. С. 122-130.
10. Недосекова И. Л., Замятин Д. А., Удоратина О. В. Рудная специализация карбонатных комплексов Урала и Тимана // Литосфера. 2017. Т. 17. № 2. С. 60-77.
11. Пармузин Н. М., Алексеев М. А., Вовшина А. Ю. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1: 1 000 000 (третье поколение). Мезенская серия - Лис.Q-39 (Нарьян-Мар). Объяснительная записка. СПб.: Изд-во СПб. картфабрики ВСЕГЕИ, 2015. 517 с.
12. Пачуковский В. М., Траат Х. Щ., Мищенко Р. Я. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1: 200 000. Серия Тиманская. Лист Q-39-XXXIII, XXXIV. Петербургская картографическая фабрика, 1993.
13. Степаненко В. И. Поздние и постмагматические изменения щелочных пикритов Среднего Тимана // Вестник геонаук. 2015. № 7. С. 9-13.
14. Терновой В. И. Карбонатитовые массивы и их полезные ископаемые. Л.: Изд-во Лениградского университета, 1977. 168 с.
15. Удоратина О. В., Травин А. В. Щелочные пикриты четласского комплекса Среднего Тимана: Ar-Ar-данные // Рудный потенциал щелочного, кимберлитового и карбонатитового магматизма: Материалы XXX Междунар. конф. М., 2014. С. 82-84.
