Вещественный состав лампрофира из окрестностей г. Сухой Лог, Средний Урал
 
Прибавкин С. В.
Институт геологии и геохимии УрО РАН, Екатеринбург, pribavkin@igg.uran.ru
 
Дайки лампрофиров давно известны во многих горнорудных районах Урала: в Турьинских рудниках, Меднорудянске, Дегтярске, III-Интернационала (Н. Тагил), на г. Магнитной, в Серовском районе, в Благодатном, Березовском, Кочкарских рудниках, Джетыгаре [5, 9]. Они найдены в различных геологических структурах, отличаются по возрасту и ассоциирующим магматитам. Дайки помогают решать вопросы не только возрастных взаимоотношений, но и глубинного строения отдельных территорий, взаимосвязей магматизма и оруденения. В рудных полях дайковые породы способствуют выяснению генезиса месторождений, являются благоприятными средами для локализации оруденения и свидетельствуют о существовании в различных районах и в различные геологические времена режимов повышенной эндогенной активности.
В районе города Сухой Лог известно несколько геологических обнажений лампрофиров. Одно из них расположено на р. Шата. Оно является одним из объектов прохождения геологической практики студентов Уральского государственного горного университета и представлено небольшой керсантитовой дайкой (мощность 60 см) субширотного простирания, секущей туфы андезибазальтового состава среднего девона (D2ef2). Именно этот лампрофир явился объектом исследования, т. к. он наименее изменен по сравнению с другими лампрофирами и представляет группу пород, наименее изученных в данном районе.
Рассматриваемые лампрофиры Сухоложского района (в 90 км восточнее г. Екатеринбурга), входят в состав меридионального дайкового пояса, прослеживающегося на 400 километров. Они выявлены при геологосъёмочных работах и разведке месторождений, а именно: в Махневском месторождении каменного угля на севере, Полдневском и Султановском колчеданном на юге [1, 3, 4]. Вероятно, что лампрофир-лампроитовый калымбаевский комплекс в магнитогорской зоне и проявления лампроитов и туфизитов близ Челябинска, Троицка, Карталов являются южным продолжением этого пояса.
Геологические наблюдения указывают на нижнюю возрастную границу лампрофиров, соответствующую визейскому времени. Например, лампрофиры в Махневском угольном месторождении секут послевизейские угленосные отложения [1]. Абсолютный K-Ar возраст биотитовых лампрофиров из Султановского месторождения 340 млн. лет [6]. Однако определение этим методом не надежно в связи с сильными метасоматическими преобразованиями пород. Послевизейский возраст лампрофиров подтверждается последними данными 40Ar/39Ar датирования лампроитов Южного Урала, которое было проведено по сохранившимся вкрапленникам флогопита и составило 300-310 млн. лет [8].
Лампрофиры Сухоложского района √ мелкозернистые порфировые породы. Порфировые выделения представлены хлоритовыми, карбонатными псевдоморфозами по оливину, титанистым флогопитом (mg#0.82-0.86), диопсидом (mg#0.77-0.88) (табл. 1). Основная масса сложена лучистым веерным альбитом с микролитами пироксена и титанистого флогопита √ магнезио-биотита (mg#0.64), титаномагнетита. Характерной чертой породы является наличие ╚глазков╩ (до 2 мм в диаметре). Они сложены шахматным альбитом, карбонатом и окружены кристаллами зонального пироксена. Состав пироксена варьирует, меняясь по направлению к центру глазков от диопсида к титанистому эгирину (эгирин-нептунитовый твердый раствор). Наличие шахматного альбита и эгирина можно рассматривать как натровый метасоматоз, наложенный на первичный диопсид-калишпатовый парагенезис глазков. Наличие в базисе пород чистого альбита также указывает на его наложенный характер на позднемагматическом этапе. На основе петрографических данных описываемую породу можно называть керсантитом. Образование ╚глазков╩ рассматривается либо как результат вскипания лампрофировой магмы при декомпрессии, либо как метасоматическое замещение ксенокристов кварца.
Сравнение химического состава лампрофиров из Полдневского, Султановского месторождений и Сухоложского района показывает их сходство по содержаниям TiO2, Al2O3, P2O5. В то же время лампрофиры месторождений более сильно преобразованы, что выражается в высокой доле потерь (9-19%), выносе щелочей, нарушении Mg/Ca отношения. По соотношению (Na2O+K2O)-SiO2 лампрофиры соответствуют субщелочным базальтоидам (трахибазальтам).
Обогащенность РЗЭ, наличие отрицательных аномалий Ti, Nb, Be, Rb и положительных Pb (рис. 1) может интерпретироваться как низкая степень плавления мантийного клина, который был гидратирован и обогащен компонентами субдукцируемой океанической плиты. Влияние компонентов сиалической коры не наблюдается. По этим данным можно предполагать надсубдукционный характер магматитов. В сравнении с лампроитами Южного Урала, формирующимися в конвергентной обстановке перехода от надсубдукционного к коллизионному магматизму, лампрофиры Сухоложского района имеют более ярко выраженный надсубдукционный характер. Одной из особенностью сухоложских лампрофиров является их сильная обогащенность легкими РЗЭ, что нетипично для керсантитов.
В истории геологического развития Сухоложского района в карбоне выделяется несколько стадий вулканизма и осадконакопления [7]. После завершения активного вулканизма в девоне происходит консолидация всей структуры и начинается эрозия вулканических островов, связанная с трансгрессией нижнекаменоугольного моря, приведшей к образованию мощных толщ терригенно-осадочных пород с прослоями углей. Вулканическая деятельность в районе возобновляется в нижнем визе трещинными излияниями толеитовых базальтов, которые сменялись андезитовыми вулканами центрального типа. Породы этой формации схожи с березовской свитой в магнитогорской рифтовой зоне. В позднем визе и намюре шло накопление пород трахиандезит-трахириолитовой формации. Они прорывают угленосную толщу и образуют экструзивные купола, некки, потоки. Субщелочной характер лампрофира и ряд геохимических особенностей предполагают его связь с визейскими трахибазальтами или шошонитами нижнекаменноугольных рифтов, заложенных в окраинно-континентальных или островодужных поясах [2].
Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ (05-05-64079; НШ-4210.2006.5) и Интеграционного Урало-Сибирского проекта 2006-2007.
 
Литература
1. Анфимов Л.В., Князев В.А., Черноусов Я.М. Изверженные породы в угленосной толще Махневского месторождения // Геологияи полезные ископаемыеУрала. Труды Свердловского горного института. Выпуск XXXIX. Свердловск, 1961. С. 89-94.
2. Бочкарев В.В., Язева Р.Г. Субщелочной магматизм Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. 256 с.
3. Дианова Т.Д. Жильные горные породы Султановского колчеданного месторождения на Среднем Урале // Минералы рудных месторождений и пегматитов Урала. Минералогический сборник ╧ 6. Труды Института геологии. Вып. 70. Свердловск, 1965. С. 169-184.
4. Жуйкова М.П., Богачева Л.Д. Биотитовые лампрофиры Челябинско-Алапаевской вулканогенной зоны (Восточный склон Урала) // Вулканические образования Урала. Свердловск, 1968. С. 187-192
5. Заварицкий А.Н. Лампрофиры и родственные им породы на горе Магнитной // Избр. Труды. Т. 1. Москва, Изд-во АН СССР, 1956.
6. Овчинников Л.Н. К вопросу определения абсолютного возраста рудных месторождений Урала // Геохимия, 1958. ╧ 6.
7. Огородников В.Н. Среднепалеозойские вулканы Сухоложского геологического полигона (Средний Урал) // Металлогения древних и современных океанов√2006. Условия рудообразования. Миасс: ИМин УрО РАН, 2006. С. 261-266.
8. Прибавкин С.В., Ронкин Ю.Л., Травин А.В., Пономарчук В.А. Новые данные о возрасте лампроитового магматизма Урала // Изотопное датирование процессов рудообразования, магматизма, осадконакопления и метаморфизма. Материалы III Российской конференции по изотопной геохронологии. Т. 2. М.: ГЕОС, 2006. С. 123-125.
9. Штейнберг Д.С. Петрография гранитных лампрофиров Урала. ГУУЗ НАРКОМУГЛЯ СССР, 1940.

 
 
Таблица 1.
Химический состав минералов из лампрофира
Компо-
ненты
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
SiO2
51.10
51.43
49.61
54.04
51.60
52.16
52.40
52.62
38.44
38.24
38.23
TiO2
0.53
0.59
0.79
0.04
0.13
0.30
2.18
4.59
3.64
3.53
3.67
Al2O3
5.06
4.71
4.10
0.04
0.06
0.28
0.22
0.23
16.44
15.87
15.06
Cr2O3
1.06
0.66
0.34
0.03
0.00
0.00
0.01
0.00
0.19
0.04
0.12
FeO
4.46
4.02
7.44
7.46
18.95
19.84
24.53
23.99
6.13
7.98
14.76
MnO
0.11
0.12
0.20
0.29
0.76
0.51
0.56
1.19
0.03
0.07
0.26
MgO
16.34
16.33
13.80
14.91
6.25
5.88
1.82
0.52
21.15
19.84
14.88
CaO
21.28
21.79
22.79
22.95
19.83
15.75
6.15
1.78
0.06
0.03
0.05
Na2O
0.77
0.56
0.63
0.62
2.29
4.70
10.31
12.76
0.35
0.53
0.57
K2O
0.02
0.01
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.01
9.74
9.18
8.64
Cумма
100.72
100.24
99.69
100.37
99.87
99.41
98.17
97.69
96.17
95.31
96.25
mg#
0.87
0.88
0.77
0.78
0.37
0.35
0.12
0.04
0.86
0.82
0.64
 
Примечание. 1-3 √ фенокристы клинопироксена; 4-8 √ зональные клинопироксены ╚глазков╩ (4 √ диопсид, 5-7 √ эгирин-авгит, 8 √ титанистый эгирин); 9-10 √ фенокристы флогопита, 11 √ магнезио-биотит (кайма вкрапленника). Анализы выполнены на рентгеноспектральным микрозондовым анализатором Camebax в ГЕОХИ РАН (Аналитик Н.Н. Кононкова).

 
 
Подрисуночные подписи. Прибавкин
 
Рис. 1. Распределение РЗЭ (а) и РЭ (б) в лампрофире.
Ромбик √ лампрофир сухоложского района; серое поле √ лампроиты Южного Урала (нижнесанарские, калымбаевские, первомайские).
 
 

зеркало на сайте "Все о геологии"