CC BY
49
Тело риодацитовых порфиров в разрезе пород печенгского комплекса СГ-3 (возраст и рудная минерализация)
Ю.Н. Яковлев1, П.К. Скуфьин2, Т.Б. Баянова2
1 НПЦ "Кольская сверхглубокая ", Заполярный Геологический институт КНЦРАН, Апатиты
Аннотация. В разрезе раннепротерозойских пород Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3) в интервале 4673.0-4831.6 м выделено интрузивное тело риодацитовых порфиров мощностью около 110 м. Риодациты соответствуют гиперстен-нормативным разновидностям известково-щелочных пород нормальной щелочности, пересыщенных Л120з и обогащенных Fe и Mg. По набору рудных минералов (оксиды -магнетит, ильменит, гематит, рутил; сульфиды - халькопирит, пирит, пирротин, миллерит, зигенит) риодациты близки вмещающим вулканитам оршоайвинско-пирттиярвинской и осадкам лучломпольской свит, но отличаются стабильностью химического состава и дефицитом изоморфных примесей. Они обладают высокой естественной радиоактивностью, которая обусловлена повышенным содержанием U и особенно Th. U-Pb возраст цирконов из риодацитов - 2043+/-18 млн лет. Вероятно, их внедрение предшествовало образованию никеленосных габбро-верлитовых интрузивов Печенгского структуры.
АЬз^ас! The intrusive body of rhyodacitic porphyry having a thickness about 110 m was fixed in the section of the Early Proterozoic Pechenga Complex of the Kola Superdeep Borehole (SG-3) in an interval of 4673.0-4831.6 m. Rhyodacites correspond to the hypersthene-normative calc-alkalic rocks with normal alkalinity oversaturated by Al203 and enriched by Fe and Mg. On a set of ore-minerals (oxides - magnetite, ilmenite, hematite, rutile; sulfides - chalcopyrite, pyrite, pyrrhotite, millerite, zygenite) rhyodacites are close to the host-volcanites of the Orshoaivi-Pirttijarvi Suite and host-sediments of the Luchlompolo Suite, but they differ by stability of chemical composition and by deficiency of isomorphic admixtures. They have a high natural radioactivity, which is caused by the increased contents of U and especially Th. U-Pb age of zircones from rhyodacites - 2043+/-18 Ma. Probably, their introduction preceded formation of the Ni-bearing gabbro-wehrlitic intrusives of the Pechenga Area.
1. Введение
Раннедокембрийская Печенгская структура, разрез которой является реперным для карельского комплекса северо-востока Балтийского щита, является зеленокаменным поясом фемического типа и сформирована, в основном, толщами базальтов толеитовой и бонинитовой серий (Смолькин и др., 1995; Скуфьин, 1998). Крупные промышленные месторождения сульфидных Cu-Ni руд, расположенные в ее пределах, также связаны с внедрением фемических толеит-базальтовых и ферропикритовых расплавов. Магматические породы среднекислого и тем более кислого состава нехарактерны для разреза печенгского осадочно-вулканогенного комплекса и в качестве продуктов дифференциации базальтоидной магмы отмечены лишь в нижней части разреза. Тем более интересна находка в базальтах кровельной части разреза, вскрытых при бурении Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3), субсогласного силлоподобного тела риодацитовых порфиров, аналогов которым не было встречено до сих пор ни на поверхности, ни при проведении крупномасштабных буровых работ на всей территории Печенгской структуры.
Печенгская структура имеет сложное строение и многоэтапную историю развития. Северная ее часть (Северопеченгская зона) является фрагментом вулкано-тектонической палеодепрессии, выполненной породами печенгского осадочно-вулканогенного комплекса мощностью около 11 км; южная часть палеодепрессии срезана шовным приразломным прогибом Южнопеченгской зоны, выполненным породами южнопеченгского комплекса мощностью около 6 км (Скуфьин, 1998). На протяжении почти 0.8 миллиарда лет (в интервале 2505-1711 млн лет) Печенгская структура была ареной проявления мощного эффузивного и интрузивного магматизма. Кольская сверхглубокая скважина (СГ-3), являющаяся самой глубокой в мире (12261 м), вскрывает породы печенгского комплекса, залегающие на архейских гнейсах фундамента, в интервале 0.0-6842.0 м (Кольская сверхглубокая..., 1984).
2. Геология и петрогеохимия интрузивного тела риодацитовых порфиров
Разрез печенгского комплекса включает четыре мегаритма: в основании каждого из них -осадочная свита, а в кровле - вулканогенная (рис. 1). На контакте между лучломпольской осадочной и заполярнинской вулканогенной свитами, в интервале 4673.0-4831.6 м, и расположено интрузивное тело риодацитовых порфиров мощностью около 110 м.
Рис. 1. Фрагмент геологического разреза печенгского комплекса СГ-3 в интервале 0.0-6842.0 м (Кольская сверхглубокая..., 1984).
Печенгский комплекс:
1 - базальты матертской свиты;
2 - осадки продуктивной свиты;
3 - базальты заполярнинской свиты;
4 - осадки лучломпольской свиты;
5 - щелочные вулканиты оршоайвинско-пирттиярвинской свиты;
6 - осадки кувернеринйокской свиты;
7 - андезибазальты маярвинской свиты;
8 - осадки телевинской свиты;
9 - тело риодацитовых порфиров;
10 - породы архея.
В колонке свит:
Т - телевинская осадочная свита; К - кувернеринйокская осадочная свита; Л - лучломпольская осадочная свита.
Структура риодацитовых порфиров порфировая с микрофельзитовой и лепидогранобластовой структурами основной ткани. Вкрапленники плагиоклаза и, в меньшей степени, кварца размером до 2 х 3 мм (20-30 %) погружены в тонкозернистый агрегат, состоящий из кварца, альбит-олигоклаза и слюдистых минералов - серицита, биотита и хлорита. Порфиры интенсивно тектонизированы, особенно в приконтактовых зонах, и частично превращены в бластокатаклазиты и бластомилониты. При этом вкрапленники первичного плагиоклаза развальцовываются, гранулируются, утоняются, серицитизируются и в результате превращаются в вытянутые "фантомы", тающие в основной ткани и сложенные тонкозернистыми агрегатами вторичных минералов. В табл. 1 приведены химические составы порфиров и некоторых среднекислых вулканитов печенгского комплекса. По петрохимическому составу риодациты относятся к гиперстен-нормативным разновидностям известково-щелочных пород нормальной щелочности, пересыщенных А1203 и обогащенных Бе и М^. Этим они отличаются от среднекислых пород нижних вулканогенных свит печенгского комплекса, принадлежащих в основном к породам толеитовой и бонинитовой серий. По критерию Ирвина и Барагара на диаграмме АБМ они попадают в поле известково-щелочных пород, в то время как среднекислые породы маярвинской и оршоайвинско-пирттиярвинской свит в основном попадают в поле пород толеитовой серии (Скуфьин, 1998). На спайдеграмме микроэлементов, нормализованных по М-М0КБ, для риодацитов и сопоставляемых с ними андезитоидов (рис. 2) видно, что в сравнении с примитивными океаническими базальтами, риодациты обогащены легкими крупноионными литофильными элементами (К, ЯЪ, Ва, ТЪ), за исключением стронция, и заметно обеднены высокозарядными элементами (Та, 2г, НГ, 8ш, Т1, У, УЪ). В целом спайдеграмма риодацитов близка таковым для вулканитов активных континентальных окраин и островных дуг, в частности, аналогична спайдеграмме для пород вулканического пояса Анд (рис. 2а). В то же время породы маярвинской и оршоайвинско-пирттиярвинской свит по содержанию высокозарядных элементов близки базальтам М-М0ЯВ, а их спайдеграммы по конфигурации напоминают таковые для вулканитов современных внутриконтинентальных рифтов, в частности, рифта Рио-Гранде (рис. 2б).
Следует отметить, что при просмотре шлифотеки СГ-3 в грубозернистых туфогенных породах из нижней части разреза продуктивной свиты нами были отмечены многочисленные остроугольные обломки кислых перлитовых вулканитов со стекловатой амигдалоидной структурой. Наличие этих обломков ставило в тупик всех исследователей разреза ждановской (продуктивной) свиты, поскольку на фоне многокилометровых разрезов шаровых лав толеитовых базальтов заполярнинской и матертской свит для проявлений вулканизма кислого состава в период формирования осадков продуктивной свиты, разделяющей разрезы упомянутых выше вулканогенных свит, просто не находилось места.
Рис. 2. Спайдеграммы микроэлементов, нормализованных по ^МОИВ, для риодацитов и среднекислых пород маярвинской и оршоайвинско-пирттиярвинской свит: 1 - риодациты, 2,3 - соответственно, андезибазальты и андезидациты маярвинской свиты, 4,5 - соответственно, андезиты и трахиты оршоайвинско-пирттиярвинской
свиты. Приведены спайдеграммы для андезибазальтов и андезитов вулканического пояса Анд (а) и для андезитов рифта Рио-Гранде (б) (Фролова, Бурикова, 1997)
Таблица 1. Химический состав риодацитов и среднекислых вулканитов печенгского комплекса
1 2 3 4 5
п 29 40 8 24 6
бЮ2 67.86 55.24 64.62 57.92 65.62
ТЮ2 0.65 1.00 0.93 1.42 0.90
Л12О3 14.75 14.06 14.22 15.13 13.82
Ге2О3 1.85 2.99 4.85 6.12 4.14
ЕеО 3.04 7.96 3.19 4.14 3.00
МпО 0.07 0.16 0.08 0.11 0.07
MgO 2.04 4.63 0.84 2.18 0.70
СаО 2.40 7.43 1.42 2.28 1.28
Ыа2О 2.83 3.35 5.52 5.97 5.21
К2О 2.76 1.49 2.55 2.64 3.39
Н2О- 0.20 0.15 0.22 0.20 0.24
Н2О+ 1.05 1.10 1.23 1.14 1.11
Р2О5 0.21 0.17 0.19 0.32 0.20
СО2 0.19 0.16 0.10 0.42 0.31
Бобщ 0.10 0.11 0.04 0.01 0.01
Сумма 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00
Си 18 110 180 70 120
N1 13 22 18 80 20
Со 18 40 22 40 44
Сг 29 12 40 300 56
V 75 250 230 300 220
Ы 32 35 10 25 16
ЯЪ 95 70 45 20 56
Бг 48 240 58 380 60
Ва 420 470 380 270 300
NЪ 4 12 3 30 34
гг 190 140 160 180 240
Ш 1.05 2.40 2.90 2.60 5.34
ТИ 1.42 4.60 4.80 2.55 5.23
и 1.32 0.78 0.90 0.34 1.74
Ьа 5.8 17.5 22.0 26.1 34.0
Се 12.2 40.4 48.0 56.8 82.0
N(1 2.33 18.20 20.00 24.2 42.00
Бт 1.49 3.52 3.95 4.23 10.43
Еи 0.41 0.94 1.02 1.25 2.30
ТЪ 0.28 0.40 0.56 0.40 1.58
УЪ 0.85 1.46 1.66 1.06 5.65
Ьи 0.13 0.22 0.28 0.15 0.84
Примечание. 1 - риодациты из разреза СГ-3; печенгский комплекс: 2, 3 - соответственно, андезибазальты (2) и андезидациты (3) из разреза маярвинской свиты; 4, 5 - соответственно, трахиандезиты (4) и трахиты (5) из разреза оршоайвинско-пирттиярвинской свиты.
Таблица 2. Изотопные и-РЬ данные для цирконов из риодацитовых порфиров
Проба № Навеска мг Содержание, ppm Изотопный состав свинца1 Изот. отношения и возраст в млн лет2 Rho
P^s.. U 206 Pb ~204 Pb 206 Pb "207 Pb 206 Pb "208 Pb 207 Pb 235 U 206 Pb 238 U —Pb "206 Pb
1 0.5 42.2 117.9 4560 7.805 8.496 5.749 0.3330 2032 0.77
2 0.4 49.9 133.5 900 6.729 5.441 5.416 0.3164 2017 0.80
3 0.4 32.0 98.8 43310 8.015 9.692 5.257 0.3064 2021 0.69
4 0.5 22.6 77.2 9780 8.011 10.850 4.753 0.2792 2007 0.51
Примечание: 1. Все отношения скорректированы на холостое загрязнение 0.2 нг для Pb и 0.04 нг для U и масс-дискриминацию 0.17±0.05 %. 2. Коррекция на примесь обыкновенного свинца определена на возраст по модели
Stacey, Kramers, 1975.
Установленный нами возраст интрузивных риодацитовых порфиров многое проясняет в данной ситуации. Вероятно, и внедрение этих риодацитов, и появление обломков кислых вулканитов в туфогенно-осадочных породах нижней части разреза продуктивной свиты связаны с локальным проявлением кислого вулканизма в момент некоторого ослабления более значительного по масштабам базитового вулканизма, формировавшего разрезы толеитовых базальтов заполярнинской и матертской свит. Возможно, эти первые, еще достаточно робкие проявления кислого вулканизма знаменуют наступление самой ранней стадии орогенного этапа эволюции рифтогенного Печенгско-Варзугского пояса. Характерно, что аналогичный возраст (2030 млн лет) имеет в регионе один из этапов высокобарного метаморфизма -индикатора коллизионных обстановок на востоке Балтийского щита.
3. Изотопно-геохимические исследования и U-Pb датирование риодацитовых порфиров
На U-Pb датирование (табл. 2) из образцов керна СГ-3 с глубины 4763.0 м была отобрана проба риодацитовых порфиров весом 1.5 кг. При обработке этой пробы выделены цирконы, которые характеризуются изометрическим и округлым габитусом, и разделены на 4 типа. Первый и второй тип -прозрачные изометричные кристаллы светло-аметистового цвета, размером 75-125 мкм. Первый тип имеет гладкую поверхность, второй - слабо корродирован. В иммерсионной среде кристаллы слабо зональны. Третий и четвертый типы - овальные бесцветные кристаллы со стеклянным и алмазным блеском, размером 75-100 мкм. Химические процедуры разложения цирконов проводились по методике Krogh (1973), использовался смешанный трассер 208Pb/235U и силикагель. Расчет координат точек и параметры изохроны проводились по программам Ludwig (1991; 1999), использовались принятые константы распада (Steiger, Jäger, 1977); все ошибки даны на уровне 2сг. Все изотопные измерения выполнены на масс-спектрометре МИ-1201-Т. U-Pb возраст изученных четырех типов цирконов составляет 2043 ± 18 млн лет (рис. 3). Концентрации U и Pb в цирконах низкие, что характеризует их магматический генезис, поэтому полученный U-Pb возраст отвечает времени формирования риодацитовых порфиров. Таким образом, риодацитовые порфиры моложе базальтов заполярнинской свиты (2114 ± 52 млн лет), но древнее вулканитов матертской свиты (1980 ± 34 млн лет). Они могут являться ближайшими предшественниками никеленосных габбро-верлитовых интрузий (1954 ± 42 млн лет). По данным спектрального гамма-каротажа, выполненного в октябре 2002 г., тело риодацитов выделяется из всех пород протерозойского комплекса наиболее высокой естественной радиоактивностью, составляющей около 2800 имп/мин, тогда как осадочные породы лучломпольской свиты, тоже обладающие повышенной естественной радиоактивностью (около 1700 имп/мин), значительно уступают риодацитам в этом отношении. Все вулканогенные породы комплекса отличаются низкой радиоактивностью (380-900 имп/мин), и только осадочные породы кувернеринйокской свиты сопоставимы по величине естественной радиоактивности (около 2600 имп/мин) с риодацитами.
В структуре естественной радиоактивности риодацитов главная роль принадлежит U и, особенно, Th, содержания которых являются максимальными для всего протерозойского комплекса (соответственно,
0.3«
Рис. 3. U-Pb диаграмма с конкордией для циркона из риодацитового порфира
4.87 и 6.55 ррт). Доля К в структуре радиоактивности риодацитов невелика (1.18 %) и сопоставима со многими осадочными и вулканогенными породами. Собственных минералов-носителей И и ТЬ в риодацитах не обнаружено, вероятно, эти элементы входят в состав силикатов и оксидов в качестве изоморфной примеси. Что же касается осадков кувернеринйокской свиты, то в структуре их естественной радиоактивности примерно одинаковые доли принадлежат К (2.18 %), И (2.13 ррт) и ТЬ (2.51 ррт).
Как известно (Кольская сверхглубокая, 1998), в разрезе СГ-3 была исследована геохимия изотопов гелия и установлено чередование зон с радиогенными, коровыми значениями отношения 3Не/4Не (1.84.5-10-8) и зон, в которых это отношение значительно превышает коровые значения (10.0-12.7-10-8), т.е. содержащих заметное количество мантийной компоненты (легкого изотопа 3Не). Наиболее мощная зона с повышенными значениями отношения 3Не/4Не охватывает интервал разреза 3.2-5.5 км и включает ряд осадочных и вулканогенных свит (от верхов заполярнинской до верхней части маярвинской). Это явление объяснялось тектоническим фактором - влиянием Лучломпольского разлома и поступлением по нему флюидов с высоким содержанием мантийного гелия (3Не). Из риодацитов, входящих в эту зону, был изучен один образец из средней части тела (гл. 4763.1 м), содержащий турмалин-кварцевую жилу. Отношение 3Не/4Не в риодацитах составило 10.8-10-8, а в кварце жилы - 12.2-10-8. Нами проведено исследование изотопного состава Не в магнетите - главном рудном минерале риодацитов. Мономинеральные фракции магнетита были выделены из пород верхней части интрузива. Из фракции 0.05 мм весом 0.56 г методом дробления в вакуумированных запаянных ампулах был выделен Не, изотопный состав которого исследован на масс-спектрометре МИ-1201 (ГИ КНЦ РАН, аналитики С.В. Икорский и И.Л. Каменский). Величина отношения 3Не/4Не составила 6.910-8, что в 1.6-1.8 раза меньше, чем полученная ранее из самого риодацитового порфира и кварцевой жилы в нем. Принимая гипотезу тектоно-метаморфогенного обогащения пород и минералов легким изотопом гелия, полученные результаты можно объяснить следующим образом. Вероятно, турмалин-кварцевая жила и призальбандовая часть риодацитов оказались более проницаемыми для газовых флюидов, циркулировавших в зоне Лучломпольского разлома, чем слабо измененные, менее тектонизированные участки порфиров, из которых были отобраны пробы магнетита. Кроме того, не исключено, что магнетит, как один из ранних, первичных минералов риодацитов, содержит изоморфную примесь И и ТЬ, радиоактивность которых способствовала разбавлению первичного состава гелия радиоактивным тяжелым изотопом 4Не. Этот вопрос требует дополнительного изучения.
4. Рудная минерализация риодацитовых порфиров
Рудная минерализация в теле риодацитовых порфиров довольно разнообразна и по общему количеству минеральных видов сопоставима с вулканитами оршоайвинско-пирттиярвинской и осадками лучломпольской свит. Среди сульфидов здесь установлены халькопирит, пирит, пирротин, борнит, миллерит, зигенит, сфалерит и молибденит, среди оксидов - магнетит, гематит, ильменит, рутил и лейкоксен, среди силикатов - сфен и циркон. Среди сульфидов наиболее распространенными являются халькопирит и пирит: они встречаются примерно в 40 % изученных образцов, остальные обнаружены в единичных образцах. Как правило, содержание сульфидов находится в пределах е.з. - 1 %, повышенные их концентрации встречаются редко и приурочены к верхней и нижней частям разреза мощностью 15-20 м каждая. Но максимальные их концентрации не превышают 1.5-2.0 % для халькопирита и пирита и 5-10 % для пирротина. Повышенным содержанием сульфидов обладают участки брекчирования, рассланцевания, перекристаллизации и окварцевания пород, иногда содержащие тонкие просечки и прожилки биотит-кварц-карбонатного состава. Среди оксидов наиболее распространенным является магнетит, его содержание варьирует в пределах е.з. - 10-15 % (в среднем - 1-3 %). Более высокие концентрации магнетита характерны для верхней части разреза тела риодацитов. Содержание ильменита изменяется от е.з. до 5 % (в среднем - 1-3 %). Гематит всюду находится в подчиненном количестве, преобладают концентрации е.з. - 1 %, повышенные (до 3 %) встречаются в верхней и средней частях разреза; в одном образце содержание гематита достигает 5-7 %. Рутил часто встречается в нижней половине разреза, его концентрация не превышает 1 %. В отдельных образцах наряду с рутилом развит лейкоксен. Сфен распространен в верхней части разреза риодацитов, содержание его составляет 1-2 %, иногда увеличиваясь до 3-5 %. Циркон более или менее равномерно распределен в пределах всего разреза риодацитов в виде единичных зерен.
В целом рудная минерализация риодацитовых порфиров существенно оксидная: их суммарное содержание в несколько раз превосходит суммарное содержание сульфидов. Магнетит образует мелкую самостоятельную вкрапленность изометричных, нередко идиоморфных зёрен, реже наблюдаются их неправильные, "пятнистые" скопления. Более крупные индивиды магнетита нередко трещиноваты и содержат тонкие пластинки ильменита. Иногда магнетит замещается поздним гематитом. Ильменит и ранний гематит обычно образуют самостоятельные пластинчатые и чешуйчатые индивиды. Кроме того, нередко наблюдаются сложной формы мирмекитоподобные ильменит-гематит-силикатные агрегаты; в
качестве силиката в них выступает сфен, который в нижней части интрузива становится преобладающим, постепенно "поглощая" оксиды. Ильменит и магнетит образуют также очень мелкую тонкодисперсную вкрапленность, в которой минералы различаются с трудом. Сульфиды обычно образуют мелкую вкрапленность изолированных зёрен, большей частью мономинеральных. Полиминеральные вкрапленники представлены пирит-халькопиритовыми, реже халькопирит-пирротиновыми сростками, в которых пирит замещает халькопирит и развивается в виде метакристаллов. Иногда наблюдаются более сложные пирит-халькопирит-пирротиновые агрегаты, в которых в виде единичных зёрен встречаются другие сульфиды. Зигенит встречается в виде вкрапленности в халькопирите и борните, а миллерит - в халькопирите, на участках замещения его пиритом. Молибденит образует мелкие пластинчатые выделения в силикатной массе. В целом рудная минерализация от верхнего контакта тела риодацитовых порфиров к нижнему становится менее разнообразной и более бедной, существенно оксидной. Вблизи нижнего контакта ильменит почти полностью замещен рутилом, а сульфиды развиты главным образом в кварц-плагиоклазовых прожилках.
5. Химический состав рудных минералов
Микрозондовые анализы рудных минералов показаны в табл. 3 и 4, а диапазоны их кристаллохимических параметров в табл. 5 и 6.
Халькопирит обладает устойчивым составом, близким к стехиометрическому, и постоянным небольшим преобладанием Си над Ре. Примеси редки и незначительны по содержанию. В целом вариации состава халькопирита не выходят за границы его тетрагональной модификации.
Пирротин имеет более широкие вариации состава (табл. 3), закономерно изменяющегося в разрезе риодацитов: от моноклинной модификации в верхней части до гексагональной в нижней. Он постоянно содержит небольшое количество примесей: N1 (до 1.80 %), реже Со (до 0.17 %) и иногда 2п (до 0.09 %). Максимальное содержание N1 характерно для моноклинного пирротина.
Таблица 3. Химический состав (массовая доля, %) сульфидов из риодацитов
№ п/п № обр. Глубина 8 Бе Си N1 Со ЭПГ Примеси Сумма
Пирротин
1 17779а 4680.0 40.18 58.29 0.16 1.80 0.12 0.00 0.00 100.55
2 17806 4691.1 39.16 60.44 0.06 0.21 0.17 0.00 0.09-гп 100.14
3 17820 4698.0 38.86 60.87 0.00 0.24 0.09 0.00 0.00 100.06
4 II II IIII 38.93 60.87 0.00 0.38 0.00 0.00 0.00 100.18
5 18095 4777.1 38.19 62.10 0.00 0.40 0.00 0.00 0.00 100.70
Халькопирит
1 17779а 4680.0 35.15 30.30 34.61 0.03 0.00 0.00 0.00 100.10
2 II II IIII 34.46 30.17 34.68 0.00 0.00 0.00 0.00 99.31
3 II II IIII 34.90 29.93 34.72 0.00 0.00 0.00 0.00 99.55
4 17806 4691.1 35.09 29.53 34.84 0.00 0.00 0.00 0.00 99.45
5 17820 4698.0 34.57 30.39 34.71 0.00 0.00 0.00 0.00 99.67
6 17873 4718.0 34.84 30.42 34.62 0.00 0.00 0.00 0.00 99.88
7 II II IIII 34.83 30.31 34.63 0.00 0.00 0.00 0.00 99.77
8 18054 4761.8 35.01 30.48 34.74 0.00 0.00 0.00 0.00 100.22
9 18095 4777.1 35.16 30.34 34.81 0.00 0.00 0.00 0.00 100.31
Пирит
1 17779а 4680.0 53.27 46.46 0.10 0.14 0.00 0.00 0.00 99.97
2 17820-ц 4698.0 53.05 46.71 0.00 0.09 0.00 0.00 0.00 99.85
3 17820-к IIII 52.83 46.33 0.00 0.11 0.00 0.00 0.00 99.27
4 17873 4718.0 53.96 46.23 0.00 0.00 0.71 0.00 0.00 100.91
5 17892-ц 4724.9 51.71 47.10 0.00 0.00 0.18 0.00 0.00 98.99
6 17892-к IIII 52.38 47.85 0.04 0.00 0.19 0.00 0.00 100.46
7 18095-ц 4777.1 53.10 46.38 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 99.57
8 18095-к IIII 53.55 46.84 0.04 0.06 0.00 0.00 0.00 100.51
Зигенит
1 | 17779а | 4680.0 | 43.07 | 9.19 | 0.41 | 20.03 | 27.52 | 0.00 | 0.00 | 100.22
Миллерит
1 | 17779а | 4680.0 | 35.06 | 1.52 | 0.09 | 62.24 | 1.08 | 0.00 | 0.00 | 99.99
Сфалерит
1 17779а 4680.0 32.36 3.72 0.70 0.14 0.33 61.37-гп 1.29-Са 99.98
2 17806 4691.1 33.20 6.07 0.13 0.00 0.16 61.06-гп 0.32-са 100.95
Примечание: 1. ц - центр зерна; к - край зерна; в образце сфалерита 17779а установлена примесь Лб - 0.08 %; в большинстве образцов определялись, но не были обнаружены: К, Р(1, Ли, Ag, БЪ, С(1, Лб. 2. Анализы выполнены в ГИ КНЦ РАН Е.Э. Савченко на микрозонде МБ-46.
Таблица 4. Химический состав (массовая доля, %) оксидов и силикатов из риодацитов
№п/п № обр. Глубина БеО* ТЮ2 БЮ2 Сг203 Л1203 У203 Мп0 Mg0 Са0 Сумма
Магнетит
1 17814 4695.2 92.94 0.04 0.25 0.03 0.12 0.00 0.00 0.00 0.02 93.38
2 17873 4718.0 91.95 0.00 0.20 0.00 0.10 0.03 0.00 0.08 0.04 92.40
3 17892 4724.9 92.19 0.00 0.31 0.04 0.11 0.00 0.06 0.08 0.00 92.78
4 -«»- -«»- 92.09 0.06 0.37 0.13 0.12 0.00 0.00 0.17 0.05 92.99
5 17937 4737.6 93.03 0.00 0.16 0.00 0.17 0.00 0.03 0.00 0.00 93.39
6 18008 4753.8 93.05 0.00 0.00 0.05 0.08 0.00 0.00 0.00 0.04-М0 93.22
7 18025 4756.5 92.83 0.12 0.03 0.05 93.03
8 18027 4756.8 92.58 0.08 0.02 92.68
9 18054 4761.8 92.30 0.00 0.26 0.00 0.07 0.04 0.03 92.70
Ильменит
1 17779а 4680.0 42.92 52.29 0.43 0.00 0.08 0.00 3.47 0.10 0.16 99.45
2 17820 4698.0 44.73 52.08 0.41 0.00 0.12 0.08 2.89 0.11 0.04 100.46
3 18095 4777.1 44.97 52.83 0.47 0.03 0.10 0.00 2.22 0.13 0.03 100.78
Гематит
1 17814 4695.2 97.69 1.30 0.64 0.00 0.18 0.08 0.00 0.00 0.06 99.95
2 17892 4724.9 99.43 0.00 0.31 0.00 0.00 0.00 0.00 0.06 0.00 99.80
Рутил
1 17814 4695.2 0.57 97.56 0.73 0.05 0.11 0.00 0.00 0.06 0.04 99.12
2 17892 4724.9 0.89 97.51 0.24 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.37 99.05
3 18098 4777.4 0.65 98.46 0.58 0.07 0.19 0.00 0.00 0.00 0.35 100.30
Сфен (титанит)
1 17779а 4680.0 0.68 39.28 30.72 0.00 0.94 0.00 0.07 0.00 28.26 99.95
2 17892 4724.9 1.23 38.03 30.85 0.00 1.53 0.00 0.06 0.49 27.07 99.26
Циркон
1 17892 4724.9 0.16 0.16 33.48 64.60-гг02 0.05 0.00 0.00 0.04 0.06 99.83
2 18098 4777.4 0.03 0.79 33.13 64.74-7г03 0.04 0.00 0.00 0.00 0.05 100.05
Примечание: пропуск в колонке - компонент не определялся.
Состав пирита изменяется в узких пределах и характеризуется почти постоянным небольшим избытком суммы металлов (табл. 3, 5). Примеси незначительны, в основном Со (до 0.71 %) и N1 (до 0.14 %), иногда встречается Си (до 0.10 %). Различия в составе центральных и краевых частей зёрен несущественны (табл. 3).
Сфалерит имеет устойчивый состав с небольшим избытком суммы металлов и повышенным содержанием изоморфных примесей, главным образом Бе (до 6.07 %), а также Си (до 0.70 %), Со (до 0.33 %) и N1 (до 0.14 %); примечательна примесь Cd (до 1.29 %) и Лб (до 0.08 %). В целом состав сфалерита отвечает клейофановой разновидности.
Миллерит имеет близкий к стехиометрическому состав и низкое содержание примесей: Бе (до 1.52 %), Со (1.08 %) и Си (до 0.09 %).
Состав зигенита отвечает промежуточному члену изоморфного ряда линнеит-полидимит, располагаясь ближе к линнеиту. Содержит заметную примесь Бе (9.19 %) и незначительную Си (0.4 %). По сравнению с зигенитом из вулканитов маярвинской свиты обладает повышенным содержанием Бе и умеренным Со.
Таким образом, практически все сульфидные минералы из риодацитовых порфиров отличаются стабильностью и чистотой своего состава: вариации содержаний основных компонентов и количество примесей в них невелики, за исключением зигенита, в котором установлена повышенная примесь Бе. Ни в одном из сульфидных минералов не обнаружены примеси редких металлов - ЭПГ, Бе, Ag и др. В целом для сульфидной минерализации риодацитов характерно наличие двух минералов N1 и Со - миллерита и зигенита, а также редкое присутствие борнита, характерного для нижних вулканогенных и осадочных свит.
Преобладающие в риодацитовых порфирах оксиды, а также силикаты также характеризуются стабильностью и чистотой химического состава.
Магнетит отличается стабильным и близким к стехиометрическому составом, малым количеством примесей (0.08-0.90 %) (табл. 4). Среди последних главными являются Б102 (до 0.37 %) и
Л120з (до 0.17 %), остальные встречаются редко. Характерно отсутствие или ничтожное содержание ТЮ2 (до 0.06 %) и У203 (до 0.03 %), которые являются типоморфными для магнетита из лучломпольской и оршоайвинско-пирттиярвинской свит.
Таблица 5. Кристаллохимические параметры сульфидов и оксидов из риодацитов
№п/п №№ обр. ZMe / S Cu/Fe, Co/Ni Z примесей, % №п/п №№ обр. Fe"'(Ti) Fe" Z примесей, %
Сульфиды Оксиды
Пирротин Магнетит
1 17779а 0.861 2.08 (Ni-1.80) 1 17814 1.984 0.999 0.46
2 17806 0.893 0.47 (Ni-0.21) 2 17873 1.987 0.993 0.45
3 17820 0.904 0.33 (Ni-0.24) 3 17892 1.974 0.988 0.90
4 -«»- 0.903 0.38 (Ni-0.38) 4 -«»- 1.982 0.994 0.59
5 18095 0.939 0.40 (Ni-0.40) 5 17937 1.986 0.999 0.36
Халькопирит 6 18008 1.995 0.999 0.16
1 17779а 0.992 1.003 0.03 7 18025 1.996 0.997 0.20
2 1.010 1.010 0.00 8 18027 1.996 0.999 0.08
3 -«»- 0.994 1.020 0.00 9 18054 1.986 0.999 0.41
4 17806 0.984 1.037 0.00 Ильменит
5 17820 1.011 1.004 0.00
6 17873 1.002 1.000 0.00 1 17779а (0.995) 0.909 4.24 (MnO-3.47)
7 -«»- 1.001 1.004 0.00 2 17820 (0.981) 0.934 3.65 (MnO-2.89)
8 18054 1.000 1.002 0.00 3 18095 (0.992) 0.939 2.98 (MnO-2.22)
9 18095 0.995 1.008 0.00 Гематит
Пирит
1 17779 0.503 0.24 (Ni-0.14) 1 17814 1.948 2.26 (Ti02-1.30)
2 17820-ц 0.506 0.09 (Ni-0.09) 2 17892 1.989 0.37 (Ti02-0.00)
3 17820-к 0.504 0.11 (Ni-0.11) Рутил
4 17873 0.499 0.71 (Со-0.71)
5 17892-ц 0.525 0.18 (Со-0.18) 1 17814 (0.980) 1.56
6 178922-к 0.527 0.23 (Со-0.19) 2 17892 (0.981) 1.54
7 18095-ц 0.502 0.00 3 18098 (0.976) 1.84
8 18095-к 0.503 0.10 (Ni-0.06)
Зигенит
1 | 17779а | 0.729 | (1.369) | 9.60 (Fe-9.19)
Миллерит
1 | 17779а | 1.010 | | 2.69 (Fe-1.52)
Сфалерит
1 17779а 1.025 6.26 (Fe-3.72)
2 17806 1.014 6.68 (Fe-6.07)
Таблица 6. Диапазоны кристаллохимических параметров сульфидов и оксидов из риодацитов
Сульфиды Оксиды
n ZMe / S Cu/Fe, Е примесей n Fe (Ti) Fe Е примесей
Пирротин Магнетит
5 0.861-0.939 0.33-2.08 9 1.974-1.996 0.988-0.999 0.08-0.90
Халькопирит Ильменит
9 0.984-1.011 1.000-1.037 0.00-0.03 3 (0.981-0.995) 0.909-0.939 2.98-4.24
Пи рит Гематит
8 0.499-0.527 0.00-0.71 2 1.948-1.989 0.37-2.26
Сфалерит Рутил
2 1.014-1.025 6.26-6.68 3 (0.976-0.981) | 1.54-1.84
Примечание: 1. п - количество анализов; 2. Для сульфидов соотношение элементов дается в атомных количествах, а для оксидов содержание элементов - в формульных единицах; сумма примесей всюду дается в процентах (элементов - в сульфидах, окислов - в оксидах).
Состав ильменита варьирует незначительно, проявления изо- и гетеровалентного изоморфизма в нем невелики (табл. 4), наиболее заметная и постоянная примесь МпО (2.22-3.47 %) существенно уступает таковой в ильмените из оршоайвинско-пирттиярвинской свиты и примерно такая же, как в ильмените из маярвинской свиты. Постоянно отмечаются небольшие примеси 8Ю2 (до 0.47 %), АЬОз (до 0.12 %), МпО (до 0.11 %) и СаО (до 0.16 %).
Гематит, судя по двум анализам, также отличается чистотой состава: количество примесей в нем невелико (до 2.26 %), причем примесь TiO2 обнаружена в одном из них (1.30 %), а SiO2 в обоих (до 0.64 %), остальные незначительны.
Рутил характеризуется небольшим недостатком TiO2, который компенсируется постоянным присутствием Fe2O3 (до 0.89 %) и SiO2 (до 0.73 %). В небольшом количестве фиксируются примеси AI2O3 (до 0.19 %), &2O3 (до 0.07 %) и СаО (до 0.97 %).
Составы сфена и циркона близки стехиометрическим. В составе сфена установлены примеси FeO (до 1.23 %), AI2O3 (до 1.53 %), MgO (до 0.49 %) и MnO (до 0.07 %). Для состава циркона характерна небольшая примесь НГО2 (до 1.21 %), а также FeO (до 0.16 %), TiO2 (до 0.79 %), AI2O3 (до 0.05 %), СаО (до 0.06 %) и ВаО (до 0.11 %).
6. Выводы
1. Силлоподобное тело риодацитовых порфиров, вскрытое СГ-3 в интервале 4673.0-4831.6 м, приурочено к зоне влияния Лучломпольского разлома и залегает на границе заполярнинской вулканогенной и лучломпольской осадочной свит. Оно имеет однородное строение, но интенсивно рассланцовано, брекчировано и пронизано карбонат-кварцевыми прожилками на контактах.
2. По петрохимическим параметрам риодациты соответствуют гиперстен-нормативным разновидностям известково-щелочных пород нормальной щелочности, пересыщенных Al2O3 и обогащенных Fe и Mg. Этим они отличаются от среднекислых пород нижних вулканогенных свит печенгского комплекса, принадлежащих в основном к породам толеитовой и бонинитовой серий.
3. По набору рудных минералов риодациты близки вулканитам оршоайвинско-пирттиярвинской и осадкам лучломпольской свит, но рудные минералы отличаются стабильностью химического состава и дефицитом изоморфных примесей. Рудная минерализация существенно оксидная с незначительным содержанием сульфидов. Преобладают магнетит, ильменит, гематит, рутил, а сульфиды представлены халькопиритом и пиритом, реже пирротином, миллеритом и зигенитом.
4. Риодациты обладают высокой естественной радиоактивностью, намного превышающей таковую всех вулканитов печенгского комплекса и сопоставимой с терригенными осадками кувернеринйокской свиты, а также пегматитами и гнейсами архейского комплекса разреза СГ-3. Структура естественной радиоактивности риодацитов определяется повышенным содержанием U и особенно Th.
5. Риодацитовые порфиры имеют возраст 2043+/—18 млн лет и фиксируют импульс магматической активности в интервале времени между излияниями лав заполярнинской и матертской свит. Они являются, вероятно, предшественниками внедрения никеленосных габбро-верлитовых интрузивов Печенгской структуры.
Исследования проводятся при финансовой поддержке грантов ОФИ-А 05-05-08029 и НШ-1413.2006.5. Литература
Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal dissolution of zircon and extraction of U and Pb for
isotopic age determinations. Geochim. et cosmochim. acta, v.37, p.485-494, 1973. Ludwig K.R. PBDAT - A computer program for processing Pb-U-Th isotope data. Version 1.22. Open-file
report 88-542. US Geol. Surv, 38 p., 1991. Ludwig K.R. Using ISOPLOT/Ex, Version 2.05: A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley
Geochronology Center, Special Publication, N 1a, 43 p., 1999. Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth and
Planet. Sci. Lett, v.26, N 2, p.207-221, 1975. Steiger R.H., Jäger E. Subcommission on geochronology: Convention on the use of decay constants in geo- and
cosmochronology. Earth and Planet. Sci. Lett, v.36, N 3, p.359-362, 1977. Кольская сверхглубокая. Научные результаты и опыт исследований. Под ред. В.П. Орлова и
Н.П. Лаверова. М., Технонефтегаз, 260 с., 1998. Кольская сверхглубокая. Под ред. Е.А. Козловского. М., Недра, 490 с., 1984.
Скуфьин П.К. Раннепротерозойские вулканогенные формации Печенгско-Варзугского пояса как индикаторы геодинамических режимов. Автореферат диссертации на соискание уч. степ. доктора геол.-мин. наук. М., МГУ, 66 с., 1998. Смолькин В.Ф., Митрофанов Ф.П., Скуфьин П.К. Магматизм, седиментогенез и геодинамика
Печенгской палеорифтогенной структуры. Апатиты, КНЦРАН, 256 с., 1995. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации ^временных геотектонических обстановок. М., МГУ, 319 с., 1997.
