CC BY
45
ТНМАНИТ - УНИКАЛЬНАЯ ВЫСОКОТИТАНИСТАЯ УЛЬТРАКАННЕВАЯ РАЗНОВИДНОСТЬ ТРАХИТА: СРЕДНИЙ ТИМАН, ПОЗДНИЙ ПАЛЕОЗОЙ
С. н. с.
В. Н. Филиппов
Д. г.-м. н.
Б. А. Мальков*
elmal@online.ru
* Коми госпединститут, Сыктывкар
На юго-востоке Четласского Камня, в районе Ворыквинской группы месторождений латеритных бокситов, перекрытых покровами франских толеито-вых базальтов, вскрыты канавами и буровыми скважинами дайкообразные крутопадающие северо-западного (ти-манского) простирания тела ультракали-евых калишпатитов, мощностью 30— 50 м и протяженностью до 2 км, с уникальным петрографическим и минеральным составом и необычным для магматитов Тимана позднепалеозойским послетрапповым возрастом (рис. 1). Аналогичные горные породы, залегающие в виде мощной (около 9 м) крутопадающей дайки среди живетских отложений, были обнаружены ухтинскими геологами в другом районе Среднего Тимана — на Цильменскэм Камне, в 100—
120 км к северу от р. Ворык-вы, в истоках Цильмы и ее притока Ашуги (рис. 1). Разные исследователи относили эти необычные тиманские породы к магматическим (интрузивным) или метасо-матическим образованиям, называя их сиенитовыми ап-литами, калишпатитами, микроклинитами, ортокла-зитами, и предполагали их девонский возраст. Серьезные попытки выяснения петрографической природы, формационной, фаци-альной принадлежности и возраста этих во многом уникальных не только для Тимана пород никем не предпринимались. Знаменательно, что дайкообразные тела калишпатитов прорывают франские базальты. А их собственный изотопный
К. г.-м. н.
И. В. Швецова
litgeo@geo.komisc.ru
возраст, определенный К-Аг методом по трем валовым пробам, составляет 271— 288 млн лет, отвечая ранней перми [14]. Магматические породы такого же возраста широко распространены на Урале, особенно на Среднем и Южном [25], и в Полярном Зауралье. В кристаллическом фундаменте Западно-Сибирской плиты в районе Ханты-Мансийска присутствуют гранодиориты с ЯЬ-8г изохронным возрастом 291.8±2.1 млн лет [8]. Гранит-аплиты с К-Аг возрастом 280±14 млн лет, рвущие ордовикские кварциты, известны в Тынаготском массиве на восточном склоне Приполярно-
Рис 1. Выходы позднепалеозойских трахитов (т), девонских базальтов (в), лампрофиров (1), вендских карбонатитов (и), гранитов (у) и сиенитов (е), рифейских диабазов (V) на Тимане. Районы и участки (цифры в кружках): 1 — Канинский Камень; 2 — Тиманский Камень; 3 — Четласский Камень; 4 — Вымско-Вольская гряда; 5 — Очпарма. I—Котласский прогиб; II—Предтиманский прогиб; III — Печорская синеклиза. Пунктиром обозначены линии равных глубин карельского и рифейского фундамента
го Урала [10]. Такой же К-Аг по биотиту и мусковиту возраст (260—280 млн лет) имеют редкометалльные микроклин-пертитовые розовые лейкограниты кре-менкульской серии, слагающие два крупных штока—в центре и на юго-востоке крупного Челябинского гранитоидного плутона на Южном Урале возрастом 355—360 млн лет, определенным РЬ— РЬ методом Кобера по циркону [21]. Челябинский плутон принадлежит к главному гранитному поясу Урала и относится к надсубдукционным образованиям, а штоки кременкульской серии принадлежат уже к позднеколлизионным уральским гранитам [21]. На Южном Урале, южнее Магнитогорска, особенно широко распространены крупные коллизионные анатектичес-кие гранитные плутоны возрастом около 290 млн лет [25]. Все это позволяет уверенно связывать появление позднепалеозойских калиш-патитов (трахитов) на Тимане с герцинской тектономаг-матической активизацией Русской платформы. Калиевые бостониты близкого абсолютного возраста (295— 300 млн лет) известны также в Тараташском выступе кристаллического фундамента Русской платформы. Жильные тела бостонитов здесь имеют мощность до нескольких десятков метров, но трактуются чаще всего, как и у нас на Тимане, не как магматические породы, а как приразломные метасомати-ты. Как видим, среди герцин-ских магматитов Урала и Зауралья нам не известны петрографические аналоги ти-манским калишпатитам. Та-
4
Ru
I !■
J С DL ZfrHY кг-. 7
» ШР1
—..— Mb* I
iE«KV Klt^VIP Ш^И
JCOL Д«1КУ ■ * Г.
к
Рстт
*- I ‘К* MLI1 ЛСОЯ- IIKU M4j па» ШШ
Рис. 2. TpaxnxH и hx минepaлы пoд элект-poK^M микpocкoпoм: a—pyдныє минepa-лы (бeлoe) и миapoлы (HepHoe) на фoнe ca-нидинoвoгo (cepoe) мaтpикca (изoбpaжeниe в yпpyгooтpaжєнныx элeктpoнax); б, в — «caнндинoвыє» миapoлы, инкpycтиpoвaн-ные aнaтaзoм (изoбpaжeниe вo втopнчныx элeктpoнax); г, д — изoмeтpичныe в none-peчнoм ceчeнии и paдиaльнo-лyчиcтыe включєния pyrnra в can^rne; e, ж — rno-мєтpнчныє зepнa и кpecтooбpaзныe cpocx-ки бaддeлeитa в caнидинe; з, и, к—пластинчатые включєния ильмeнитa в caR^HHe; л, м — oбoгaщeнный цинкoм зoнaльный титaнoмaгнeтит в caR^HHe
кие ана^га мы oбнapyживaeм тoлькo в отставе щeлoчныx и кapбoнaгитoвыx вул-ran^ecR^ кoмплeкcoв на дpeвниx плат-фopмax: Cибиpcкoй, Aфpикaнcкoй и дp. [12, 11]. Пeгpoгpaфичecкиe чepIы лжуль-тpaкaлиeвыx калишпатитов, xapaкгepныe ocoбeннocти иx минepaльнoгo отстава и фaциaльнoгo пoлoжeния пoзвoляют нам paccмaтpивaгъ hx как ювую уникальную выcoкoтитaниcтyю yльтpaкaлиeвyю pa?-нoвнднocть тpaxнтoв, впepвыe вcтpeчeн-ную на TH^aHe (табл. 1).
Tимaнcкнe тpaxнты—кайютипные cвeтлo-poзoвыe пopфиpoвидныe (cno-paдoглoмepoфиpoвыe) пoлнoкpиcтaл-лнчecкнe микpoзepниcтыe миapoлито-вые пopoды c oбщeй пopиcтocтью 17 % и плoтнocтью oroflo 2.4 г/cм3 (pHc. 2). Bкpaплeнники в тимaнcкиx тpaxитax пpeдcтaвлeны oбычнo paзнooбpaзны-ми cpocткaми нecкoлькнx индивидов ка-лишпата (caнидинa). Caмыe ^уиные из hhx дocтигaют 3—5 мм. Под микpocкo-гом нaблюдaютcя пaнидиoмopфнoзep-нистый aгpeгaт тонкт лeйcтoвидныx (удлинение 5:1) c ^oc^E^ двoйникa-ми, xaoтичecкн opиeнтнpoвaнныx инди-видoв калишпата (caнидинa) paзмepoм 0.1—1.0 мм, замутненшго pyдным ве-щecтвoм и пpoнизaннoгo тончайшими игoлoчкaми pyтилa (pHc. 2, д), и oбиль-ная вкpaплeннocть oтнocитeльнo ^уп-ныx (0.1—0.5 мм) идиoмopфныx roo-мeтpнчныx или удлиненный зepeн лей-кoкceнизиpoвaннoгo титашмагнетита, нaxoдяшнxcя в интepcтицняx. Калишпата в пopoдe 95, титaнoмaгнeтитa — 4—5 o6. %. Tнтaнoмaгнeтит пpeтepпeл фaзoвый pacnaA c выделением ламел-лей ильменита и oracfleHHe. Ильменит в лaмeлляx частичто пpeвpaтилcя в o6o-гащенный ванадием aнaтaзoвый лейю-кceн c ^име^ю гетита. На pemTeHo-гpaммax oкиcлeннoгo тнтaнoмaгнeтитa лучше вceгo индициpyютcя линии ильменита, анатаза и pyrafla и oтcyтcтвyют четкие линии c^oro магнетита, кoто-
д
------ і н ■ Г ■ І. ■ I
Д4( J-bKv м. ІЛ-.IIUH шашш
ж
----- 1^* Г1■
леї. flity иі я . лшт той
и
— rjLI]
J Е DL гики К£«« ш^т
л
л
JCIJL IHKU
L l_jiB.il I
#шм* шшт
Таблица 1
Химический состав ультракалиевых трахитов Среднего Тимана и их аналогов, мае. %
Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
ею, 60.60 59.70 59.32 61.08 60.24 60.60 58.43 65.32 61.32 62.00
ТІО, 2.10 2.10 2.65 2.00 2.13 1.80 0.34 0.08 0.89 0.57
АЬОЗ 18.23 17.40 18.39 17.62 19.07 18.46 17.84 16.31 18.43 17.44
Ре2Оэ 1.24 2.57 1.19 1.19 1.00 1.67 5.09 1.52 3.84 2.06
БеО 0.20 0.19 0.16 0.16 0.16 0.17 Нет 0.54 1.60 2.68
МпО Сл. 0.03 Сл. Сл. Сл. Сл. 0.42 Н.о. 0.01 0.12
МёО 0.10 0.31 0.41 0.23 0.28 0.33 0.43 0.26 0.46 0.91
СаО 0.36 0.32 0.50 0.39 0.39 0.36 0.80 Н.о. 1.45 2.26
0.07 0.12 0.05 0.12 0.14 0.16 0.38 0.43 5.75 5.86
К,О 15.52 15.00 14.72 15.28 15.52 15.00 13.90 13.94 4.94 5.17
О о Нет Нет Нет Нет Нет Нет Н.о. Н.о. — —
р2о5 0.07 0.20 0.25 0.24 0.23 0.17 0.35 0.03 — 0.17
н,о+ 0.84 0.96 1.64 0.82 0.72 0.39 1.05 1.56 — —
н,сг 0.08 0.66 0.86 0.18 — 0.32 0.11 — — —
ппп (0.89) (1.20) (2.18) (0.72) (0.80) (0.84) — — 1.31 0.76
Сумма 99.41 99.69 100.30 99.51 99.95 99.50 99.32 99.98 100.00 100.00
Примечание. Цифры в заголовке: 1—6 — ультракалиевые трахиты Четласского Камня, полный силикатный анализ [14]; 7 — трахиты Восточной Уганды [11]; 8 — муруниты Алданского щита [12]; 9 — средний бостонит по Дэли; 10 — средний щелочной сиенит по Дэли.
рый в результате окисления превратился в маггемит. В итоге место кристаллов титаномагнетита в породе заняли образовавшиеся по нему параморфозы из пластинок ильменита и ажурных и пористых агрегатов анатазового лей-коксена с высоким (до 4 мас. %) содержанием У205. На поверхности аншли-фов видны многочисленные мелкие (менее 0.5 мм) миаролы с выступающими внутрь них «головками» идиоморф-ных зерен калишпата или же пустотки, инкрустированные по стенкам друзовидными корочками анатаза. Последние, вероятно, наследуют угловатые очертания полностью выщелоченных и замещенных зерен титаномагнетита (рис. 2, а—в). Наблюдаются все стадии такого замещения. Порода по формальным петрографическим и петрохими-ческим признакам может быть отнесена к щелочным сиенитовым аплитам-бостонитам [6] или к трахитам [9] ульт-ракалиевого типа (табл. 1). Обращают на себя внимание предельно высокое (14.7—15.5 мас. % К20) содержание калия в породе, отвечающее почти чистому калишпату, и низкие (до 0.16 мас. % №20) содержания натрия, кальция (менее 0.5 мас. % СаО) и железа в сравнении со средним составом бостонита по Дэли. Примечательна высокая окислен-ность тиманских пород: значение Ре203ДРе0+Ре203) составляет у них приблизительно 0.86—0.93. По химическому и минеральному составам тиман-ские трахиты довольно близки муруни-там Алданского щита и калиевым трахитам восточной Уганды [12, 11]. Однако по очень высоким для средних пород содержаниям титана (1.8—
2.6 мас. % ТЮ2) тиманские породы не
имеют близких аналогов среди трахитов. Ракому количеству Ті02 в породе должно соответствовать равное (в ильмените), двукратное (в ульвите) или трехкратное (в титаномагнетите) весовое содержание РеО. Но во всех химических анализах наших пород мы наблюдаем явное преобладание окисного железа (1.0—2.6 мас. % Ре203) и почти следовые (не более 0.2 мас. %) содержания РеО. Поэтому значительная часть ТІО2 (до половины его весового содержания в породе) не связана с закисным железом и находится в составе анатаза и рутила, выстилающих стенки миарол в трахите (анатаз) или образующих игольчатые включения в санидине (рутил), которых особенно много вокруг вкраплений титаномагнетита. Игольчатые выделения рутила образуют радиально-лучистые агрегаты или веерообразно расходящиеся от титаномагнетитовых вкраплений пучки, пронизывающие насквозь несколько прилежащих зерен санидина. Наблюдаются также участки пересекающихся в двух-трех направлениях рутиловых пучков, отдаленно напоминающие сагенитовые срастания. Встречаются в санидине и радиальнолучистые включения рутила микронной величины (рис. 2, д). Учитывая тесный активный (интрузивный) контакт тиманских трахитов с базальтами, можно было бы предположить их обогащен-ность титаном за счет вмещающих базальтов или глубинных базитовых субстратов. Об этом, в частности, свидетельствуют высокотитанистый, как в бази-тах, состав нашего магнетита и обога-щенность его и всех других минералов титана в трахитах ванадием (табл. 2—6), характерная, как известно, для основных
пород. Но титаномагнетит из тиманских трахитов не имеет близких аналогов по аномально высокому содержанию в нем 2п0 (4.5—9.0 мас. %), предполагающему существенное участие в его составе ганитового или франклини-тового миналов (рис. 2, л, м). Правда, присутствие следовых количеств цинка уже отмечалось ранее в титаномагнетитах из щелочных пород Хибинского массива [22]. Поэтому более вероятным представляется ортомагматичес-кое происхождение такого титаномагнетита из самой трахитовой магмы. Действительно, наиболее распространенными акцессорными минералами типичных трахитов являются сфен, титаномагнетит, циркон и апатит [26]. И все эти минералы, кроме сфена, в наших породах присутствуют. Близкий по составу магнетит-ульвитовый титаномагнетит обычен в рудных пластах Буш-вельдского плутона в ЮАР и Копан-ской расслоенной габбровой интрузии на Урале [7], а также отмечен в кислых и щелочных породах Кольского п-ова [5]. В крупнозернистых титаномагнетитах Хибинского массива из ийолит-уртитов и апатит-нефелиновых пород присутствует от 3 до 36 мол. % ульвита при содержании в минерале 16—18 мас. % Ті02 [22]. Ракое содержание титана отвечает, по геотермометру Баддингтона, температуре его образования 800— 900 °С. И, что особенно примечательно, акцессорные титаномагнетиты с высоким содержанием ТІО2 (23.7— 24.9 мас. % ) присутствуют в пантелле-ритовых лавах Италии, где сосуществуют с марганцовистым ильменитом. Ра-ким составам титаномагнетита, равновесным с ильменитом, соответствуют
Таблица 2
Химический состав анатаза и рутила в ультракалиевых трахитах Среднего
Тимана, мас. %
Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9
БіО2 1.30 1.98 2.19 1.30 1.67 13.60 — 23.48 —
А12°3 0.46 0.95 0.51 0.94 3.96 — 7.79 —
ТіО2 89.60 88.44 86.82 81.05 77.30 68.60 93.98 48.14 90.02
РеА) 2.09 1.16 1.36 1.64 1.43 1.10 1.51 1.53 2.86
У2О5 3.15 3.41 2.75 2.98 2.90 2.53 3.47 1.69 3.16
Сг2О3 0.92 0.24* 0.78 0.62
ггО2 0.90 0.49* — 0.45* — 0.68 0.93 1.85 1.85
МпО 0.31 0.42 0.39 0.73
СаО — 0.73 — — 1.21 — — 5.75 —
Р2О5 — — — — 1.22 — — 3.42 —
К2О 0.39 0.46 0.42 — 0.43 3.78 — 5.23 —
Сумма 98.85 98.15 94.83 88.78 87.12 94.68 100.00 99.28 100.00
Примечание. 1—5 — анатаз, выстилающий стенки миарол в трахитах; 6, 7 — радиальнолучистый рутиловый сросток (длина лучей около 2 мкм) в санидине: его прямой анализ и скорректированный состав; 8, 9 — микровключение (~1 мкм) рутила (вблизи зерна бадделеи-та) в санидине: его прямой анализ и скорректированный после вычета компонентов санидина и апатита состав. В табл. 2—6 приведены микрозондовые анализы (оператор В. Н. Филиппов). Следовые содержания компонентов отмечены звездочкой.
Таблица 3
Химический состав титаномагнетита, магнетита, ильменита, мае. %
Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8
БіО2 0.45 15.82 22.04 19.33 — — 30.35 —
А12О3 0.96 6.57 8.25 7.48 — — 9.23 —
К2О 0.26 2.91 3.74 3.80 — — 7.02 —
ТіО2 25.00 14.06 1.71 2.92 4.00 2.73 22.09 46.61
Ре2О3 63.30 57.97 65.77 63.45 86.93 94.28 23.39 49.35
У2О5 0.41* 0.39* 3.49 5.29 7.25 3.06 1.91 4.03
С12О3 — — 2.13 1.28 1.75 — — —
ггО2 0.07* — 0.25* 0.46* — — 2.73 —
гпО 5.71 4.63
МпО 0.35 0.45 0.22* 0.22* — — — —
СаО — — 0.16* — — — — —
Сумма 96.53 102.79 107.76 104.23 99.93 100.00 96.87 99.99
Примечание. 1 — микровключение (около 10 мкм) титаномагнетита в санидине; 2 — микровключение (примерно 2 мкм) титаномагнетита в санидине; 3, 4 — микровключения (~1— 2 мкм) малотитанистого ванадомагнетита в санидине; 5 — скорректированный состав последнего (ан. 4); 6 — микровключение (~1 мкм) ванадомагнетита рядом с включением бадделеита в санидине: состав магнетита скорректирован после вычета компонентов санидина; 7 — микровключение (~1 мкм) ильменита рядом с включением бадделеита в санидине; 8 — скорректированный состав того же ильменита.
Таблица 4
Химический состав титаномагнетита и ильменита в трахитах Среднего Тимана, мас. %
Компонент 1 2 3 4 5 6 7 8 9
БіО2 0.60 0.46 0.45 2.54 0.35 — 0.51 — —
А12О3 1.49 1.18 0.96 1.64 0.82 — 0.49 — —
К2О — — 0.26 0.69 0.28 — — — —
ТіО2 27.69 27.23 25.00 26.12 28.12 48.94 61.20 48.72 63.39
Ре2О3 62.61 62.72 63.30 57.62 53.48 48.84 38.02 49.52 35.09
У2О5 — — 0.41* 0.05* 0.80 0.61 — 0.88 1.32
С12О3 — — — — 0.70 — — — —
7гО2 — — 0.07* — — — — — —
гпО 4.43 4.91 5.71 7.63 8.66 — — — —
МпО 0.52 0.43 0.35 0.69 0.83 0.98 — 0.58 —
Сумма 97.33 96.93 96.53 96.99 94.03 99.36 100.0 99.80 100.0
Примечание. 1, 2 — 7п-титаномагнетит (~ 100 мкм) в санидине; 3, 4 — два разных зерна 7п-титаномагнетита (~ 10 мкм) в санидине; 5 — зональное зерно 7п-титаномагнетита (~ 14 мкм) в санидине; 6, 7 — внутренняя (реликтовая) и внешняя (преобладающая) части пластинки (толщиной 8 мкм) зонального ильменита в санидине; 8. 9 — внутренняя (реликтовая) и внешняя (основная) области неправильного включения (~ 80—100 мкм) зонального ильменита в санидине.
температуры его кристаллизации 903— 1005 °С [31]. Зерна акцессорных титано-магнетитов с возрастающим содержанием ульвита от ядер к каймам от 17 до 23 мол. % и с соответствующим увеличением весового содержания ТІО2 от 6 до 8 мас. % присутствуют в современных дацитах Японии. Температура да-цитовой магмы, судя по составу железотитановых оксидов в ядрах и каймах зерен титаномагнетитов, составляла от 780—800 до 900±30 °С [28]. Примерно такие же температуры плавления сухого тоналита (от 900 до 1000 °С) были получены экспериментально в диапазоне давлений 15—32 кбар [29]. Как видим, высокое содержание ТіО2 в акцессорном титаномагнетите и модельные эксперименты на породах близкого (правда, несколько более кислого, чем у трахитов) состава убеждают в высокотемпературной (900—1000 °С) природе высокотитанистой трахитовой магмы.
Условия залегания тиманских ультракалиевых пород близки к субвулка-ническим. Поэтому правильнее называть их трахитами, а не сиенитовыми аплитами и бостонитами, как мы полагали ранее [14]. Действительно, если бо-стониты — это типичные гипабиссальные аплитовидные ортомагматические породы, генетически связанные с вмещающими их сиенитами, то сред-нетиманские трахиты интрудируют франские базальты и примерно на 100 млн лет моложе последних, т. е. не обнаруживают с ними генетической связи. Судя по геологическим разрезам района бокситовых месторождений [3], трахиты кристаллизовались в ранней перми на глубине не более 200—300 м и, по-видимому, имели выход на палеоповерхность. Их высокая каверноз-ность, замещение титаномагнетита агрегатами лейкоксена — вероятный результат автометасоматической переработки остывавших трахитов, которая сопровождалась окислением и разложением титаномагнетита, а также дополнительным привносом в трахиты калия и, возможно, других компонентов. Породообразующий калишпат тиманских трахитов образовался в результате высокотемпературной кристаллизации из горячего ультракалиевого расплава. Нерасщепленность характерных дифракционных максимумов 131 и 130 на рентгенограммах калишпата свидетельствует об отсутствии в нем микроклина [16]. Дополнительные и решающие сведения о характере нашего калишпата дает ИК-спектроскопия.
Таблица 5
Химический состав рутила в трахитах Среднего Тимана, мае. %
Koмпoнент 1 2 3 4 3 б 7 8
SiO2 1З.б0 — 13.47 — 16.33 — 39.33 —
Al2O3 3.9б — 4.49 — 3.33 — 12.43 —
K2O 3.7S — 3.20 — 3.90 — 11.33 —
TiO2 6S.60 93.98 63.83 89.20 64.04 89.бб 21.13 81.77
Fe2O3 1.10 1.31 1.76 2.38 1.32 2.13 1.06 4.10
V2O5 2.33 3.47 3.38 4.38 3.12 4.37 0.83 3.21
Cr2O3 — — 0.32 0.70 0.76 1.06 — —
ZrO2 0.6s 0.98 1.72 2.33 1.47 2.06 2.83 11.03
Sc2O3 — — 0.38 0.79 0.30 0.70 — —
MnO 0.31 0.42 0.19*
CaO — — 0.30 — 0.23 — — —
Сумма 94.68 100.00 93.43 100.00 97.24 100.00 89.14 100.00
Примечание. 1, 2 — радиально-лучистый рутиловый сросток (с длиной лучей ~ 2 мкм) в санидине: его прямой и скорректированный после вычета компонентов санидина составы; 3, 4 — иголочка рутила (поперечником ~ 3 мкм) в санидине: ее прямой и скорректированный составы; 5, 6 — та же иголочка рутила: ее прямой и скорректированный составы; 7, 8 — рутил-хозяин. вмещающий микронное включение бадделеита: его (рутила) прямой и скорректированный после вычета компонентов санидина составы.
Таблица 6
Химический состав бадделеита в трахитах Среднего Тимана, мас. %
Koмпoнент 1 2 3 4 3 б 7 8 9 10
SiO2 18.09 — 19.01 — 23.77 16.12 23.94
Al2O3 4.72 — 3.29 — 7.71 4.30 8.13
K2O 4.88 — 4.72 — 7.22 3.83 7.99
TiO2 3.90 3.42 3.83 3.23 1.81 3.00 7.14 9.92 9.41 17.30
Fe2O3 0.36 0.78 0.29* — — — 10.91 13.16 0.47 0.87
V2O5 0.13* 0.70 0.97 0.43* 0.80*
ZrO2 67.41 93.70 69.01 94.34 37.94 96.18 33.37 74.18 43.33 80.60
HfO2 0.13* 0.18 0.08* 0.11 0.30* 0.83* — — — —
ZnO — — — — — — 0.27* — — —
MnO — — — — — — 0.17* — — —
CaO 0.37 — 0.30
Сумма 100.20 100.00 102.36 100.00 100.13 100.00 97.09 100.00 93.63 100.00
Примечание. 1—4 — микровключение бадделеита (~ 1.5 мкм) в санидине: 1, 3 — его прямые анализы; 2, 4 — скорректированные составы после вычета компонентов санидина; 5, 6 — крестообразный двойник бадделеита (~ 1 мкм) в санидине: его прямой анализ и скорректированный составы; 7, 8 — треугольное микровключение бадделеита (~ 1 мкм) в санидине: его прямой анализ и частично скорректированный после вычета компонентов санидина состав; 9, 10 — бадделеит (~ 1 мкм) — узник рутила и санидина: его прямой и скорректированный после вычета компонентов санидина составы.
Известно, что различия в степени 81/Л1-упорядоченности калишпатов проявляются в положении максимумов ИК-спектров в области 600— 650(ух) и 500—550 (у2) см-1. Абсолютное их значение варьирует в зависимости от прибора и калибровки, но разность Ау = (У! - У2) устойчиво меняется от 90 см-1 в санидине до 110 см-1 в микроклине [20]. Степень ИК-упорядо-ченности определяется как 0 = 0.05 (Ду — 90). У санидинов 0 = 0*0.1, у ортоклазов и адуляров — 0.1*0.8, у микро-клинов — 0.8* 1.0. По нашему калиш-пату на приборе БресоМ М80 (аналитик Е. У Ипатова, Институт химии Коми НЦ) было получено Ау = 92 см-1 , что соответствует значению ИК-упорядо-ченности 0 = 0.1, типичной для санидинов. Таким образом, данные рентгенографии, кристаллооптики и ИК-спектро-скопии позволяют нам однозначно диагностировать калишпат тиманских трахитов как санидин.
Главными петрографическими особенностями тиманских трахитов являются их анхимономинеральность (не менее 95 об. % санидина) и присутствие около
5 об. % акцессорного лейкоксенизиро-ванного титаномагнетита, обогащенного ванадием и хромом, а также конечных продуктов его фазового распада и замещения (ильменита, рутила и анатаза) вместо обычных темноцветных минералов. Кроме того, в шлифах и протолочках наблюдаются также единичные знаки циркона, бадделеита, апатита, пирита, муас-санита, дистена. Абсолютным преобладанием санидина объясняется ультрака-лиевый характер тиманских трахитов, а обилием лейкоксенизированного титаномагнетита и продуктов его распада— повышенное содержание титана (до 2—
2.6 мас. % ТЮ2) в породе в сравнении со среднебостонитовой нормой (0.6—
0.9 мас. %). Химический состав титаномагнетита, определенный микрозондом, указывает на исключительно высокое содержание в нем титана (до 28 мас. % ТЮ2), более высокое, чем в аналогичном минерале из пантеллеритовых лав Италии (23.7—24.9 мас. % ТЮ2) [31], из базальтов Исландии (24.9 мас. % ТЮ2) и оливиновых базальтов Индии (27.8 мас. % ТЮ2) [18]. Такая аномалия может быть следствием изначально очень высокого содержания в нем ульвитового минала. Фазовый распад первичного титаномагнетита привел к образованию в титаномагнетите закономерно ориентированных ламеллей ильменита, а при их окислении — к возникновению ажурных агрегатов анатазового
лейкоксена (рис. 2, б). Присутствие микронных включений бадделеита в санидине установлено под электронным микроскопом и подтверждено микрозондом (рис. 2, е, ж). Кристаллы циркона размером в десятые доли миллиметра и преимущественно овальной формы были обнаружены в протолочках. Абсолютный U-Pb возраст большинства овальных зерен циркона, определенный методом SHRIMP в Изотопном центре ВСЕГЕИ, составляет от 1 до 2.7 млрд лет и подтверждает их ксеногенную природу. Время кристаллизации самих трахитов было определено изотопным K-Ar методом и составило по трем валовым пробам 271—288 млн лет [14]. Уточнить абсолютный возраст трахитов возможно только по акцессорному сингенетическому бадделеиту, что мы рассчитываем осуществить в будущем.
Первично-магматическая субвулка-ническая природа тиманских К-трахи-тов и заметная контаминации их веществом вмещающих базальтов особых сомнений не вызывают. Очевидна и важна минералообразующая роль процессов автометасоматоза и выщелачивания. Но относительная роль всех этих факторов, вероятно, может быть уточнена лишь в дальнейшем. Трахиты на Среднем Тимане встречаются локально: на р. Ворыкве, где они прорывают базальтовые покровы, и в районе палео-россыпного месторождения алмазов Ичетъю, где они инъецируют базальтовую жерловину, известную как трубка Сидоровская [15], и, наконец, на Циль-менском Камне — без видимой связи с базальтами. Большой, около 100 млн лет, временной разрыв между излиянием
Окончание на стр. 21
-------------------17
Спектрометр “Vista MPX” (Varian). Аналитик Т. Тарасова
Экспресс-анализатор на углерод АН-7З29М. Аналитик С. Забоева
Радиоспектрометр SE/X-2347 (Radiopan, Poland) Оператор Е. ^това
Сканирующий электронный микроскоп JSM 6400. Оператор В. Филиппов
Монокристальный дифрактометр “Bruker AXS”.
Оператор Б. Макеев
Лиофильная сушка СТ60е (.Гоиаи). Аналитик С. Шанина
Порошковый дифрактометр (Shimadzu)
Окончание. Начало на стр. 13.
ТИМАНИТ - УНИКАЛЬНАЯ НЫСОКОМАННСТАЯ УЛЬТРАКАЛИЕВАН РАЗНОВИДНОСТЬ ТРАХИТА: СРЕДНИЙ ТИМАН, ПОЗДНИЙ ПАЛЕОЗОЙ
франских базальтов (374—370 млн лет назад) и внедрением в них трахитов (288—270 млн лет назад) позволяет рассматривать те и другие в качестве самостоятельных разновозрастных и генетически не связанных платформенных магматических комплексов.
Температура сухого трахитового ультракалиевого расплава, судя по фазовой диаграмме тройной системы Л1203—К20—SiO2 при давлении в 1 атм, составляла около 1520 °С [23]. Чистый калишпат, как известно [20], плавится при атмосферном давлении инконгруэнтно при температуре 1150±20 °С с образованием жидкости лейцитового состава (57.8 мас. %), обогащенной Si02 (42.2 мас. %). Инконгру-энтное плавление калишпата идет в интервале 1150—1700 °С (температура плавления лейцита 1686 °С). При давлении 9 кбар плавление калишпата становится конгруэнтным. В сухих условиях (без воды) он плавится при 1270 °С, в чистой воде — при 820 °С [20]. При содержании 6—21 мас. % воды в расплаве температура плавления калишпата понижается на 100—400 °С относительно сухого расплава. Для сравнения напомним, что предэруптивная температура более кислой дацитовой магмы, определенная по составу железотитановых оксидов в ядрах и каймах зерен акцессорного титаномагнетита с высоким содержанием ульвитового минала (от 17 до 23 мол. %), составляла от 780 до 900±30 °С [28]. Примерно таким же или еще более высоким (до 1000—1100 °С), судя по геотермометру Баддингтона и данным экспериментального изучения системы К20—Л1203—Si02, мог быть порядок температур кристаллизации тиманских трахитов. Присутствие микровключений акцессорного бадделеи-та в санидине также указывает на высокую начальную температуру исходного трахитового расплава и кристаллизацию бадделеита вместе с санидином-хо-зяином и иголочками рутила при температурах порядка 1000 °С. Бадделеит— идеальный минерал для определения И-РЬ методом изотопного возраста широкого спектра горных пород: от кимберлитов и карбонатитов до габбро и базальтов, от тектитов и тагамитов до ме-
теоритов [4, 30, 27]. После обнаружения бадделеита в тиманских трахитах первоочередной для нас становится технически трудная задача по определению изотопного возраста его микронных включений. Главный итог наших исследований — доказательство существования неизвестного ранее и самого молодого на Тимане позднепалеозойского (!) вулканического платформенного комплекса, образованного субвулканическими или гипабиссальными телами высокотитанистых ультракалиевых трахитов возрастом около 280 млн лет.
На Урале в составе герцинских коллизионных комплексов, представленных в основном гранитами и сиенитами, трахиты не известны. Но в других частях гер-цинского Монголо-Охотского складчатого пояса они изредка все-таки встречаются. Так, например, на Тянь-Шане в мощной коллизионной зоне в составе триасового Чагатайского комплекса вместе с дайками и трубками карбонатносиликатных алмазоносных пород присутствуют редкие маломощные (0.5— 1.5 м) дайки трахитов [13]. Высокие температуры, свойственные мощным коллизионным зонам, способствовали здесь образованию горячих трахитовых и кар-бонатитоподобных выплавок в нижних частях утолщенной континентальной коры [13]. Мощные (до 300 м) и протяженные (до 1—1.5 км) силлообразные тела ультракалиевых трахидацитов и тра-хириолитов с изохронным и-РЬ возрастом 235.4 млн лет выявлены в пределах Хангилайского рудного узла в Восточном Забайкалье [1, 2, 24]. Эти породы фиксируют завершающий этап коллизионных процессов в пределах герцинской Монголо-Охотской складчатой области. Геохимические особенности данных трахидацитов и трахириолитов подтверждают их существенно коровую природу. Близкие ультракалиевые аналоги тиманских трахитов присутствуют на Африканской платформе в миоценовых карбонатитовых вулканических комплексах Восточной Уганды. Здесь покровы и дайки ультракалиевых трахитов в основном предшествуют внедрению карбонатитов, но какая-то часть трахитовых даек внедряется все-таки после них [11]. Ультракалиевые муруниты входят в состав
дайковой фации, сопровождающей Му-рунский массив мезозойских щелочных пород в западной части Алданского щита [12]. Изотопный возраст муруни-тов, определенный К-Аг методом, составляет 114 млн лет. Петрографическое описание мурунитов свидетельствует о том, что это типичные ультракалиевые сани-диновые трахиты, аналогичные по минеральному составу, текстуре и структуре тиманским и угандийским трахитам.
Обращает на себя внимание сходство тектонической позиции ультракалиевых трахитов Тимана, Алданского щита и Уганды. Они встречаются на древних платформах (Алдан и Уганда) или в эпибайкальских платформенных глыбах (Четласский Камень на Тимане). В фациальном отношении — это приповерхностные интрузии и экструзии. Несомненная петрографическая уникальность тиманских пород, выражающаяся в сочетании породообразующего калиевого санидина (около 95 об. %) и акцессорного лейкоксенизированно-го титаномагнетита с высоким содержанием ТЮ2, позволяет именовать их «тиманитами» — новой уникальной высокотитанистой разновидностью ультракалиевых трахитов, приближающейся по своему ультракалиевому химизму и субвулканическим условиям залегания к лейцитовым лавам: вайо-мингитам и орендитам. Последние, несмотря на высокое содержание лейцита, характеризуются практически насыщенными кремнеземом составами. Они пересыщены щелочами (перще-лочные с дефицитом А1203). Для них, как и для тиманских трахитов, характерно сильно окисленное состояние пород: Бе203 / (Бе203+Бе0) = 0.6*0.8. От уже известных представителей группы оренди-тов тиманиты отличаются более высоким содержанием калия, кремнезема и глинозема и соответственно более низким содержанием магния, железа и кальция. Такое различие находит отражение в их минеральном составе: в тиманитах отсутствуют темноцветные минералы, представленные в орендитах оливином, диопсидом и флогопитом, а также типичный для орендитов минерал — лейцит. Высокое содержание титана в тиманитах (1.8—2.6 мас. % ТЮ2) реализует-
ся в акцессорном лейкоксенизирован-ном титаномагнетите и в игольчатых включениях рутила. Еще более высокое содержание титана в орендитах (4—
6 мас. % ТЮ2) выражается в присутствии флогопита, титаномагнетита и ка-лий-бариевого титаната—прайдерита, ошибочно принимавшегося ранее петрографами за игольчатый рутил.
Что вызвало разогрев и плавление коры под Четласским и Цилемским Камнями на Среднем Тимане в ранней перми с образованием трахитовых расплавов, пока остается загадкой. Складчато-глыбовая архитектура современного Тимана обычно связывается с киммерийско-альпийской активизацией древних байкальских структур, сопровождавшейся формированием его взбросо-надвиговой структуры. Сейчас становится очевидным, что ей на Тимане предшествовала позднегерцинская фаза растяжения. И это подтверждается изотопным возрастом (примерно 270— 288 млн лет) четласских ультракалие-вых трахитов. Наличие позднегерцин-ских магматических пород такого типа в рассматриваемом регионе дает нам право ожидать и сопутствующих им проявлений редкометалльной или иной минерализации, известных в связи с трахитами и метасоматическими ор-токлазитами в других регионах мира. Ортоклазизация, как известно, нередко сопровождает месторождения железа, ванадия, меди, цинка и золота. И действительно, на юго-востоке Четлас-ского Камня присутствуют слабо изученные щугорские полиметаллические проявления неясного генезиса и возраста. Да и сами тиманиты представляют пока что невостребованное декоративное и редкое по своим качествам высокомодульное («калиевый модуль» К20 / №20 не менее 100) керамическое сырье, залегающее на поверхности и поблизости от действующего бокситового рудника и рудничного поселка Тиман.
Авторы благодарят В. Н. Пучкова, М. Б. Тарбаева, В. В. Лихачева, А. А. Соболеву, В. И. Степаненко, Е. В. Колони-ченко за конструктивное обсуждение проблемы, полезную дополнительную информацию о геологических особенностях трахитов Четласского и Цильмен-ского Камней, и очень признательны Л. В. Махлаеву, И. И. Голубевой, Е. У Ипатовой, Е. П. Калинину, Б. А. Макееву, В. И. Ракину, Д. Н. Ремизову и Ю. С.
Симаковой за консультации и методическую помощь.
Литература
1. Абушкевич В. С. Геохимия и петрология пород дайкового комплекса Хангилай-ского редкометалльного рудного узла в Восточном Забайкалье: Автореф. дис... канд. геол.-минер. наук. СПб., 2005. 20 с. 2. Абушкевич В. С., СырицоЛ. Ф. Вещественный состав и химизм пород дайкового комплекса в пределах редкометалльного Хангилай-ского рудного узла в Восточном Забайкалье // Происхождение магматических пород: Материалы Междунар. (Х Всерос.) петрограф. совещ. Т. 2. Апатиты: Изд-во Кольского НЦ РАН, 2005. С. 7—9. 3. Беляев В. В., Яцкевич Б. А., Швецова И. В. Девонские бокситы Тимана. Сыктывкар, 1997. 192 с. 4. Баянова Т. Б. Возраст реперных геологических комплексов Кольского региона и длительность процессов магматизма. СПб.: Наука, 2004. 174 с. 5. Годовиков А. А. Минералогия. М.: Недра, 1983. 647 с. 6. Зава-рицкий А. Н. Изверженные горные породы. М.: Изд-во АН СССР, 1956. 480 с. 7. Иванов О. К. Вариации состава титаномагнетита по разрезу одного из пластов Копанской расслоенной интрузии, Ю. Урал // Уральский геологический журнал, 2004. № 3 (39). С. 69—80. 8. Иванов К. С., Федоров Ю. Н., РонкинЮ. Л., Ерохин Ю. В. Геохронологические исследования Западно-Сибирского нефтегазоносного мегабассейна; итоги 50 лет изучения // Литосфера, 2005. № 3. С. 117—135. 9. Иванов О. К. Уточнение химической классификации ортомагма-тических горных пород // Метаморфизм, космические, экспериментальные и общие проблемы петрологии: Материалы Междунар. (Х Всерос.) петрогр. совещ. Апатиты: Изд-во Кольского НЦ РАН, 2005. С. 120—122.
10. Калинин Е. П., Пучков В. Н. Анализ сложно построенного гранито-гнейсового комплекса (Тынаготский район Приполярного Урала) // Докембрий и нижний палеозой Урала: Труды Ин-та геологии и геохимии УНЦ. 1978. Вып. 135. С. 72—83.
11. Кинг Б. К., Сатерленд Д. С. Карбона-титовые комплексы Восточной Уганды // Карбонатиты. М.: Мир, 1969. С. 87—141.
12. Лазебник К. А. Новая ультракалиевая щелочная порода—мурунит // ДАН СССР, 1979. Т. 248. № 5. С. 1197—1200. 13. Лапин А. В., Диваев Ф. К., Костицыт Ю. А. Петрогеохимическая типизация карбонати-топодобных пород Чагатайского комплекса Тянь-Шаня в связи с проблемой алмазонос-ности // Петрология, 2005. Т. 13. № 5. С. 548—560. 14. Мальков Б. А. Герцинский бостонитовый комплекс Среднего Тимана // Геология европейского севера России. Сб. 4. Сыктывкар, 1999. С. 43—47.
15. Мальков Б. А., Холопова Е. Б. Трубки
взрыва и алмазоносные россыпи Среднего Тимана. Сыктывкар: Геопринт, 1995. 30 с.
16. Махпаев Л. В., КороткевичА. Ф. О трик-линности калиевых полевых шпатов в гра-нигоидах различного генезиса. Красноярск: Красноярск. кн. изд-во, 1970. 62 с. 17. Минералы: Справочник. Т. II. Вып. 2. Простые окислы. М.: Наука, 1965. 342 с. 18. Минералы: Справочник. Т. II. Вып. 3. Сложные окислы. М.: Наука, 1967. 676 с. 19. Минералы: Справочник. Т. III. Вып. 1. Силикаты. М.: Наука, 1972. 884 с. 20. Минералы: Справочник. Т. V. Вып. 1. Каркасные силикаты. М.: Наука, 2003. 584 с. 21. Осипова Т. А., Каллистов Г. А. Геологическое строение Челябинского гранитоидного плутона на Южном Урале (новые данные) // Происхождение магматических пород: Материалы Междунар. (Х Всерос.) петрогр. совещ. Т. 2. Апатиты: Изд-во Кольского НЦ РАН, 2005. С. 179—181. 22. СеменовЕ. И. Уль-вошпинель в титаномагнетитах Хибинского щелочного массива // Тр. Минералогического музея, 1959. Вып. 9. С. 190—195. 23. Справочник физических констант горных пород. М.: Мир, 1969. 544 с. 24. Сырицо Л. Ф., Абушкевич В. С., Левский Л. К. и др. Дайки и покровы высокоспециализированных ультракалиевых трахириодаци-тов в ареалах массивов Li-F гранитов и их роль в генерации магм редкометалльных гранитов // Эволюция петрогенеза и дифференциация вещества Земли: Материалы Междунар. (Х Всерос.) петрогр. совещ. Т. 1. Апатиты: Изд-во Кольского НЦ РАН, 2005. С. 233—237. 25. Ферштатер Г. Б., Беа Ф., МонтероП. и др. Эволюция палеозойского интрузивного магматизма Среднего и Южного Урала // Литосфера, 2005. № 3. С. 57—72. 26. Щелочные породы / Под редакцией Х. Серенсена. М.: Мир, 1976. 400 с. 27. HeamanL. M., LeCheminantA. N. Paragenesis and U-Pb systematics of baddeleyite (ZrO2) // Chemical Geology, 1993. V. 110. Pp. 95—126. 28. Holtz F., Sato H, Lewis J. et al. Experimental petrology of 1991—1995 Unzen Dacite, Japan. Part 1. Phase Relations, Phase Composition and Preemptive Conditions // J. Petrology, 2005. V. 46. № 2. P. 319—337. 29. Patino Douce A. E. Vapor-Absent Melting of Tonalite at 15—32 kbar // J. Petrology, 2005. V. 46. № 2. P. 275—290. 30. Sch@rer U., Corfu F., Demaiffe D. U-Pb and Lu-Hf isotopes in baddeleyite and zircon megacrysts from the Mbuji-Mayi kimberlite: constraints on the subcontinental mantle // Chemical Geology, 1997. V. 143. Pp. 1—16. 31. White J. C, Ren M., Parker D. F. Variation in mineralogy, temperature and oxygen fugacity in a suite of strongly peralkaline lavas and tuffs, Pantelleria, Italy // The Canadian Mineralogist, 2005. Vol. 43. Part 4. Pp. 1331—1347.
