Associations and formation conditions of a body of melilite leucite clinopyroxenite (Purtovino, Vologda oblast, Russia): an alkaline-ultrabasic paralava

Texto integral

Введение

Цель настоящей работы – детальное изучение минеральных ассоциаций и обсуждение петрогенетических выводов на основе результатов исследования необычного тела щелочного микроклинопироксенита, расположенного в р-не Пуртовино (~20 км юго-восточнее Великого Устюга) Вологодской области. Небольшое пластоподобное тело размещается во вмещающих осадочных породах верхнепермского возраста, обнаженных в среднем течении р. Сухона. Ранее оно рассматривалось в качестве проявления щелочно-ультраосновного магматизма (Труфанов, Масайтис, 2007) и предполагалась его возможная связь с “этапом мезозойской тектоно-магматической активизации” на севере Московской синеклизы (Буслович, 2000). Щелочные ультраосновные породы привлекают особое внимание, поскольку они являются своего рода маркером тектонической обстановки и источниками алмазов и других минеральных ресурсов (например, Когарко, 2004; Woolley et al., 1995; Mitchell, 2020). В дополнение к представлениям об интрузии меланолейцитового состава (Труфанов, Масайтис, 2007) мы выдвигаем и обсуждаем новую гипотезу возникновения и кристаллизации ультрабазитовой паралавы. Такие породы в целом редки, однако известны в различных регионах мира, включая область Кузнецкого угольного бассейна (например, Cosca et al., 1989; Пирогенный метаморфизм, 2005; Перетяжко и др., 2018; Peretyazhko et al., 2021; Sharygin, 2019; Савина и др., 2020; Zhang et al., 2020; Савина, Перетяжко, 2023).

Основные закономерности кристаллизации паралавы во многом те же, что и для вулканических и эффузивных комплексов. Поэтому наши данные и наблюдения могут представлять интерес в выявлении особенностей кристаллизации ультрабазитовых расплавов вблизи поверхности. Пирогенный петрогенезис тела щелочных микроклинопироксенитов р-на Пуртовино, установленный впервые в северо-западном регионе на территории Русской плиты, должен способствовать дальнейшим поискам и изучению здесь аналогичных или родственных образований.

Геологический очерк и образцы

Неоднородное пластообразное тело (8 × 3 м) щелочных микроклинопироксенитов и ассоциирующих с ними термально измененных образований обнажается в русле р. Сухона близ населенных пунктов Пуртовино и Исады (рис. 1а, 1б). Борта речной долины здесь сложены горизонтально переслаивающимися осадочными породами верхнепермского возраста. Светлоокрашенные мергели и известняки преимущественно развиты близ береговой линии. Выше по разрезу они перекрываются карбонатно-глинистыми породами, включающими аргиллиты, алевролиты, мергели, доломитовые известняки, а также слабоцементированные разновидности кварцевых песчаников. В подобных породах в регионе наблюдались обособления углистого вещества и фрагментированные останки тетрапод, свидетельствующие об их принадлежности к татарскому ярусу пермского периода (Верзилин и др., 1993).

Геологическое строение тела и данные картирования показаны на рис. 1в, 1 г. Щелочные микроклинопироксениты слагают узкое пластообразное тело небольшой мощности 0.2–0.3 м, залегающее конкордантно в придонной части пласта термально метаморфизованных алевролитов и мергелей (рис. 1г). Щелочной клинопироксенит, зеленого или фисташкового оттенков, имеет микрозернистую структуру. Верхние приконтактовые части пластообразного тела содержат стекловатые разновидности, локально обладающие тонкой везикулярной текстурой. Элементы столбчатой отдельности (до 5 см в поперечнике) сопровождаются контракционными трещинами. На сколах пород локально различимы зерна частично резорбированного кварца ~2 мм.

 

Рис. 1. Местоположение и схема геологического строения р-на Пуртовино (а, б), составленная на основе карт дочетвертичной геологии Вологодской области (Буслович, 2000, и др.). (в) Фотоизображение расчистки исследованного тела. (г) Схема геологического строения тела (составлена с использованием материалов А.И. Труфанова): 1 – мергель зеленовато-серый, трещиноватый; 2 – аргиллит кирпично-красный, с отложением карбонатов кальция по плоскостям трещиноватости; 3 – алевролит бурый до кирпично-красного, трещиноватый, термально измененный, с пленками карбонатов по плоскостям трещиноватости; 4 – мергель кирпично-красный, термально измененный, с белесым налетом карбонатов; 5 – алевролит от светло-желтого до зеленовато-серого цветов, термально измененный, трещиноватый (по трещинам бурые карбонатно-железистые образования); 6 – мергель красно-бурого цвета с пятнистостью в светлых серо-зеленых тонах. По трещинам отмечается карбонатизация и развитие аргиллита от коричневого до серого цветов с зеленоватым оттенком и раковистым изломом; 7 – алевролит бурого цвета с тонкими прослойками аргиллита и мергеля, развитые за пределами ореола термально измененных пород; 8 – задернованная осыпь; 9 – тело щелочного микроклинопироксента. В верхнем контакте мучнистый белый налет карбонатно-кремнистого материала местами до 0.5 см толщиной; 10 – материал осыпи на склоне (местами задернован) и фрагменты пород расчистки обнажения.

 

В ходе изучения детально проанализированы минеральные ассоциации в десяти представительных образцах из пласта щелочных микроклинопироксенитов, ранее описанных в качестве “ультрабазитовых фоидитов или меланолейцитов” (Труфанов, Масайтис, 2007). Среди отобранных проб присутствуют различные разновидности клинопироксенита, имеющие участками более темный зеленый цвет, кристаллический облик, пористую текстуру, граничащие с резким контактом с породами экзоконтактовой фации (рис. 2а). Последние обладают фисташковым оттенком цвета, имеют отчетливо стекловатый облик с элементами тонкой везикулярной текстуры и содержат поверхностный налет тонкодисперсного карбонатно-кремнистого материала (рис. 2а–2в). Примечательно, что наблюдаемые вертикальные трещины не пересекают линию контакта, видимую в представленном изображении (рис. 2a).

 

Рис. 2. Образцы щелочного микроклинопироксенита из пластообразного тела в р-не Пуртовино, представляющие два характерных типа. (а) Породы типа 1 и типа 2, имеющие дискретную линию контакта, представляют собой выделяемую эндо- и экзоконтактовую фацию соответственно. Экзоконтактовые породы большей частью стекловатые. Для них характерны вертикально ориентированные трещины контракционного происхождения. (б) Фрагменты высокопористых текстур. (в) Вид сверху.

 

Методы анализа

Анализы клинопироксена выполнены в Аналитическом центре многоэлементных и изотопных исследований, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск, на электронно-зондовом микроанализаторе JEOL JXA-8100 с регистрацией излучения волновыми дисперсионными спектрометрами (ВДС). Общая методология и подходы изложены в работах (Королюк и др., 2009; Лаврентьев и др., 2015). Измерения проведены при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 50 нА и диаметре зонда у поверхности образца 1–2 мкм. Для всех элементов, кроме хрома, аналитическими являлись линии Kα. Для Cr выбрана менее интенсивная линия Kβ₁, свободная от наложения мешающего излучения V. Для компенсации потери интенсивности регистрация проведена с использованием светосильного канала спектрометра. Наложение линии TiKβ₁ на VKα корректировалось с помощью программного обеспечения overlap correction. В качестве стандартов использованы диопсид (Ca, Mg, Fe), пироп (Mg, Fe, Si, Al), хромсодержащий гранат (Cr), марганецсодержащий гранат (Mn), титансодержащее диопсидовое стекло (Ti), альбит (Na), ортоклаз (K). Минимальные уровни обнаружения в оксидной форме составили, мас. %: ≤0.01 (Mg, Fe, Ca, K, Mn, Cr, Ti), ≤0.02 (Al, Na), ≤0.03 (Si). В ходе аналитических работ применялась программа коррекции ZAF. Точность и воспроизводимость аналитических процедур оценивались по (Korolyuk et al., 2009).

Значительная часть анализов выполнена методом количественной сканирующей электронной микроскопии и энерго-дисперсионной спектрометрии (СЭМ-ЭДС) в R&D Центре НорНикеля, СФУ, г. Красноярск. Более двух тысяч точечных определений составов выполнены на установке Tescan Vega III SBH (Tescan Orsay Holding) с интегрированной системой Oxford X-Act (Oxford Instruments Nanoanalysis) при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе зонда 1.2 нА. Использовались сертифицированные образцы стандартов MAC (Micro-Analysis Consultants Ltd, Великобритания; рег. № 11192). Измерение тока зонда производилось на стандарте кобальта MAC (рег. № 9941) через каждые 60 мин исследования.

Минеральные ассоциации, текстуры и составы

В работе (Труфанов, Масайтис, 2007) в исследованном теле клинопироксенита отмечались клинопироксен, лейцит и волластонит. В табл. 1 мы представляем полный перечень установленных минералов. Изученная порода может быть отнесена к разновидности лейцит–мелилитового клинопироксенита, так как содержание мелилита в ней эпизодически достигает и даже несколько превышает 10 об. % (Mitchell, 1996). Выборочные анализы клинопироксена и шпинелидов, выполненные методами ВДС и СЭМ-ЭДС соответственно, приводятся в табл. 2, 3. Более полные данные представлены в Supplementary² 1, ESM_1 (клинопироксен), ESM_2 (мелилит), ESM_3 (лейцит), ESM_4 (волластонит), ESM_5 (кальцит), ESM_6 (ларнит), ESM_7 (сепиолит–палыгорскит), ESM_8 (браунмиллерит), ESM_9 (минералы группы шпинели) и ESM_10 (вероятно, кельтит). Характерные текстуры пород и примеры минеральных ассоциаций показаны на рис. 3а–3е, 4а–4ж и 5а–5г.

 

Таблица 1. Перечень и относительная распространенность минералов в теле лейцит-мелилитового микроклинопироксенита в р-не Пуртовино

№ п/п	Минерал	Основной	Подчиненный	Второстепенный или редкий
1	Диопсид	X (≤70–75 об. %)
2	Эссенеит			X
3	Геденбергит			X
4	Мелилит (серия акерманит–геленит)		X (≤10–15 об. %)
5	Лейцит		X (≤10%)
6	Волластонит		X (≤5%)
7	Кальцит		X (≤3–5%)
8	Силикатное стекло (K–Na–(Al)-содержащее)		X (≤10%)
9	Сепиолит–палыгорскит			X
10	Плагиоклаз (Or6.1–8.8Ab17.5–19.3An71.9–76.3)			X
11	Браунмиллерит (и его Fe3+–доминантный аналог)			X
12	Ларнит			X
13	Шпинель (обогащена Cr, Fe3+)			X
14	Магнезиоферрит			X
15	Магнетит (магнезиальный)			X
16	Магнезиохромит			X
17	Фторапатит			X
18	Кварц (ксеногенный)			X
19	Zr-содержащий Ca-Fe титаносиликат			X

 

Таблица 2. Представительные составы зерен клинопироксена из тела лейцит-мелилитового микроклинопироксенита в р-не Пуртовино

№	Метод	Ан.	SiO2	TiO2	ZrO2	Al2O3	Cr2O3	FeOобщ.	Fe2O3выч.	FeOвыч.	MnO	MgO	CaO	Na2O	K2O	Сумма
1	ВДС	Di-1	44.82	0.83	0.06	7.82	0.03	9.14	9.47	0.61	0.24	11.58	24.51	0.29	0.05	100.31
2	ВДС	Di-2	45.64	0.74	0.09	7.27	0.03	8.01	7.68	1.09	0.24	12.18	23.99	0.31	0.03	99.30
3	ВДС	Di-3	44.24	0.86	–	8.51	–	9.30	8.32	1.82	0.25	11.11	24.13	0.18	0.02	99.43
4	ВДС	Di-4	45.14	0.83	0.03	7.71	0.03	8.87	7.32	2.28	0.24	11.69	24.16	0.07	0.03	99.54
5	ВДС	Di-5	44.80	0.78	0.04	7.60	0.09	9.95	9.59	1.32	0.25	11.46	23.99	0.32	0.03	100.25
6	ВДС	Ess-1	33.82	2.61	–	15.04	0.04	14.81	16.05	0.37	0.67	4.57	24.61	0.42	0.04	98.23
7	ВДС	Di-6	38.06	1.92	0.04	13.28	0.01	13.72	13.30	1.75	0.45	7.12	23.97	0.33	0.04	100.27
8	ЭДС	Di-7	40.52	1.73	–	11.62	–	11.54	11.19	1.47	0.31	8.99	24.30	0.23	–	100.36
9	ЭДС	Di-8	41.59	1.65	–	10.71	–	11.30	11.10	1.31	0.39	9.39	24.46	0.31	–	100.91
10	ЭДС	Di-9	41.48	0.50	–	10.49	–	15.50	11.66	5.01	0.00	7.63	23.66	–	0.37	100.80
11	ЭДС	Di-10	39.51	1.28	–	11.43	–	13.92	14.09	1.24	0.00	8.79	24.58	–	–	100.92
12	ЭДС	Ess-2	39.13	1.23	–	13.83	–	17.20	12.75	5.73	1.19	2.59	22.36	0.97	1.05	100.83
13	ЭДС	Hd	40.18	3.70	–	8.79	–	17.35	8.50	9.70	1.70	4.48	22.12	0.50	0.43	100.10
14	ЭДС	Ess-3	35.47	5.69	–	6.65	–	20.74	14.78	7.44	1.56	2.01	25.20	0.57	–	99.37
15	ЭДС	Di-11	37.57	2.97	–	15.53	–	12.39	9.51	3.83	0.00	6.75	24.77	–	–	100.93

Формулы, пересчитанные на 6 атомов кислорода

№	Si	Ti	Zr	Al	Cr	Fe3+	Fe2+	Mn	Mg	Ca	Na	K
1	1.68	0.02	0.001	0.35	0.001	0.27	0.02	0.01	0.65	0.98	0.02	0.002
2	1.72	0.02	0.002	0.32	0.001	0.22	0.03	0.01	0.68	0.97	0.02	0.001
3	1.67	0.02	–	0.38	–	0.24	0.06	0.01	0.63	0.98	0.01	0.001
4	1.70	0.02	0.001	0.34	0.001	0.21	0.07	0.01	0.66	0.98	0.01	0.001
5	1.68	0.02	0.001	0.34	0.003	0.27	0.04	0.01	0.64	0.97	0.02	0.001
6	1.35	0.08	–	0.71	0.001	0.48	0.01	0.02	0.27	1.05	0.03	0.002
7	1.46	0.06	0.001	0.60	–	0.38	0.06	0.01	0.41	0.99	0.02	0.002
8	1.54	0.05	–	0.52	–	0.32	0.05	0.01	0.51	0.99	0.02	0.000
9	1.57	0.05	–	0.48	–	0.32	0.04	0.01	0.53	0.99	0.02	0.000
10	1.59	0.01	–	0.47	–	0.34	0.16	–	0.44	0.97	–	0.018
11	1.50	0.04	–	0.51	–	0.40	0.04	–	0.50	1.00	–	0.000
12	1.52	0.04	–	0.63	–	0.37	0.19	0.04	0.15	0.93	0.07	0.052
13	1.59	0.11	–	0.41	–	0.25	0.32	0.06	0.26	0.94	0.04	0.022
14	1.46	0.18	–	0.32	–	0.46	0.26	0.05	0.12	1.11	0.05	0.000
15	1.43	0.09	–	0.70	–	0.27	0.12	–	0.38	1.01	–	0.000

Примечание. Результаты электронно-микрозондовых анализов, выполненных методом волновой дисперсионной спектрометрии (ВДС) и энерго-дисперсионной спектрометрии (ЭДС), приводятся в мас. %. Значения атомов на форм. ед. (а. ф.е) пересчитывались на 6 атомов кислорода с учетом стехиометрии и баланса зарядов. Di, Ess и Hd: диопсид, эссенеит и геденбергит соответственно. Состав № 10 относится к включению диопсида в лейците в ассоциации с зернами магнезиоферрита (рис. 3д). Состав № 13 представляет геденбергит в дендритовой ассоциации (рис. 4ж).

 

Таблица 3. Представительные составы минералов группы шпинели из тела лейцит-мелилитового микроклинопироксенита в р-не Пуртовино

№	Ан.	SiO2	TiO2	Al2O3	Cr2O3	FeOобщ.	Fe2O3выч.	FeOвыч.	MnO	MgO	CaO	Сумма
1	Spl-1	0.77	1.93	29.48	0.42	45.46	37.67	11.56	1.19	16.48	0.85	100.35
2	Spl-2	–	–	39.47	–	35.67	34.00	5.07	–	20.94	0.55	100.04
3	Spl-3	0.71	0.33	22.35	32.37	26.75	15.13	13.13	0.96	13.71	1.25	99.95
4	Spl-4	–	1.15	35.20	–	39.77	36.04	7.34	0.85	18.77	1.11	100.46
5	Spl-5	2.12	0.78	43.68	–	28.82	23.02	8.10	0.79	20.08	2.27	100.85
6	Spl-6	–	0.95	31.71	–	44.18	40.39	7.83	0.89	18.29	0.69	100.76
7	Mchr-1	–	–	11.56	47.16	21.11	15.74	6.95	1.56	15.89	0.52	99.38
8	Mchr-2	–	0.32	21.92	33.44	26.85	15.26	13.12	0.96	13.30	0.70	99.02
9	Mchr-3	–	0.37	20.10	32.96	29.37	18.23	12.96	0.94	13.22	0.88	99.67
10	Mchr-4	–	–	13.79	46.61	22.72	12.18	11.76	1.29	13.30	0.35	99.28
11	Mchr-5	–	–	14.17	42.05	25.41	17.00	10.12	–	14.13	1.72	99.18
12	Mchr-6	–	0.30	13.26	42.44	26.64	18.61	9.90	1.08	14.28	1.46	101.32
13	Mfr-1	0.53	1.27	19.05	–	55.82	50.78	10.13	1.02	14.74	1.86	99.38
14	Mfr-2	–	1.12	19.99	–	56.12	51.44	9.83	0.97	15.27	0.94	99.56
15	Mfr-3	–	–	26.13	–	56.45	42.88	17.87	0.93	10.60	–	98.40
16	Mag-1	–	3.59	5.61	–	75.75	57.63	23.89	0.83	6.37	0.20	98.12
17	Mag-2	–	4.37	10.17	–	73.42	50.12	28.32	–	5.19	–	98.17

Формулы, пересчитанные на 4 атома кислорода

№	Si	Ti	Al	Cr	Fe3+	Fe2+	Mn	Mg	Ca	Mg#	Fe3+#
1	0.02	0.04	1.02	0.01	0.84	0.28	0.03	0.72	0.03	69.7	74.6
2	–	–	1.29	–	0.71	0.12	–	0.87	0.02	88.0	85.8
3	0.02	0.01	0.81	0.78	0.35	0.34	0.02	0.63	0.04	63.4	50.9
4	–	0.02	1.18	–	0.77	0.17	0.02	0.80	0.03	80.3	81.5
5	0.06	0.02	1.39	–	0.47	0.18	0.02	0.81	0.07	80.1	71.9
6	–	0.02	1.08	–	0.88	0.19	0.02	0.79	0.02	78.9	82.3
7	–	–	0.43	1.19	0.38	0.19	0.04	0.76	0.02	76.9	67.1
8	–	0.01	0.80	0.82	0.36	0.34	0.03	0.62	0.02	62.7	51.2
9	–	0.01	0.74	0.81	0.43	0.34	0.02	0.62	0.03	62.9	55.9
10	–	–	0.52	1.18	0.29	0.32	0.04	0.64	0.01	64.5	48.2
11	–	–	0.53	1.06	0.41	0.27	–	0.67	0.06	71.4	60.2
12	–	0.01	0.49	1.05	0.44	0.26	0.03	0.67	0.05	69.9	62.9
13	0.02	0.03	0.71	–	1.20	0.27	0.03	0.69	0.06	70.2	81.9
14	–	0.03	0.74	–	1.21	0.26	0.03	0.71	0.03	71.6	82.5
15	–	–	0.98	–	1.02	0.47	0.02	0.50	–	50.1	68.4
16	–	0.10	0.24	–	1.57	0.72	0.03	0.34	0.01	31.5	68.5
17	–	0.12	0.43	–	1.34	0.84	–	0.28	–	24.6	61.4

Примечание. Результаты СЭМ-ЭДС анализов представлены в мас. %. Spl – шпинель, Mchr – магнезиохромит, Mfr – магнезиоферрит, Mag – магнетит. Прочерк – не обнаружено. Содержания FeO, Fe₂O₃ и значения атомов на форм. ед. (а. ф. е.) пересчитывались на 4 атома кислорода с учетом стехиометрии и баланса зарядов. Mg# = 100Mg/(Mg + Fe²⁺ + Mn) и Fe³⁺# = 100Fe³⁺/(Fe³⁺ + Fe²⁺).

 

Рис. 3. Изображения в обратнорассеянных электронах, показывающие характерные структуры и ассоциации тела в р-не Пуртовино. (a, б) Разновидности микрозернистого клинопироксенита (Cpx). (в) Зерна Cpx, которые содержат включения лейцита (Lct) и ассоциируют с крупными прожилковидными зернами кальцита (Cal). Таблитчатое зерно мелилита (Mll), окруженное лейцитом (Lct) на рис. (г), ассоциирует с небольшими зональными зернами Cpx. Симплектитовые выделения Lct находятся во вмещающем мелилите, Mll (нижняя часть рис. 3г). (д) Агрегаты минералов серии магнезиоферрит–магнетит (Mfr–Mag), ассоциирующие с лейцитом (Lct) и силикатным стеклом: Glass (K–Na–(Al)-содержащим). Следует отметить развитие кристаллитов Cpx на рис. 3д. Субидиоморфное зерно магнезиохромита (Mchr на рис. 3е) ассоциирует с микрозернистым Cpx (зональным) и интерстициальными выделениями лейцита (Lct).

 

Рис. 4. Изображения в обратнорассеянных электронах (a–в) показывают каплевидное зерно сепиолита (Sep) в ассоциации с вмещающим мелилитом (Mll) и каймообразным выделением пористого браунмиллерита (Bmlr). Присутствуют включения Cal (кальцита), Lct, Wo (волластонита) и зерна Cpx. Агрегат зерен ларнита (Lrn) и каймоподобное выделение браунмиллерита (Bmlr) находятся в ассоциации с мелилитом, Mll (г). Ксеногенные зерна кварца (Qz), одно из которых трещиновато и частично резорбировано, окружены силикатным стеклом (Glass), обогащенным K, Na и Al, с мельчайшими включениями волластонита (Wo), кальцита (Cal) и клинопироксена (Cpx) (рис. 4д, 4е). (ж) Изображения веерных текстур, слагаемых двухслойными срастаниями игольчатых кристаллов мелилита (Mll) и плагиоклаза (Pl) в ассоциации с дендритами геденбергита (Hd); Cal – кальцит.

 

Рис. 5. Изображения в обратнорассеянных электронах показывают характерные примеры зональности в зернах клинопироксена (Cpx), ассоциирующих с мелилитом (Mll), волластонитом (Wo) и лейцитом (Lct). Латинскими буквами a–d показано положение начальных и конечных точек анализа в детальных микрозондовых профилях (ab и cd), результаты которых обсуждаются в тексте и представлены на рис. 7a–7и.

 

Клинопироксен, по составу близкий к диопсиду, присутствует в самых разных структурно-текстурных формах и является основным породообразующим минералом щелочно-ультраосновного тела. Наиболее развиты микрозернистые разновидности диопсида, где ширина его индивидов не превышает 0.1 мм. Сравнительно крупные субидиоморфные кристаллы длинной до 2 мм присутствуют локально. Микрозернистый Cpx может заполнять пустоты ранее существовавших флюидных включений (рис. 3а, 3б). Кристаллиты и скелетные зерна Cpx часто ассоциируют с участками видимой контаминации в зоне контакта с зернами кварца или его полиморфной модификацией (кристобалит, тридимит). Реликтовые зерна кварца, частично резорбированные, могут быть условно названы “ксеногенными” в том смысле, что они оказались захваченными расплавом в качестве твердофазных продуктов. Зерна ксеногенного кварца неизменно окружены выделениями K–Na–(Al)-содержащего силикатного стекла (рис. 4д–4е). Некоторые субидиоморфные кристаллы Cpx имеют концентрически зональное строение с развитием осцилляторной и скрытой типов зональности (рис. 5а–5г). Здесь в прикраевых участках, как и в ядре, наблюдаются явные свидетельства резорбции расплавом более ранних зон.

Довольно необычны и редки дендритоподобные формы титанистого геденбергита (3.70 мас. % TiO₂ и 0.25 а. ф. е. Fe³⁺: № 13 в табл. 2), ассоциирующие с веерными текстурами, сложенными игольчатыми выделениями мелилита и плагиоклаза (рис. 4ж). Высокое расчетное содержание Fe³⁺ в геденбергите в прикраевой фации клинопироксенитов указывает на окисленную среду расплава. Составы клинопироксена основного объема тела (Supplementary 1, ESM_1) соответствуют таковым серии диопсид–эссенеит (Morimoto et al., 1988). Концентрации Mg и Fe в зернах Cpx широко варьируют. Содержания MgO и FeO_общ. составляют от 2 до 20 мас. % (рис. 6а). Пересчет составов клинопироксена указывает на постоянное наличие умеренной до высокой концентрации Fe³⁺. Это обстоятельство хорошо согласуется с повышенным значением окисного железа в представительном химическом анализе породы тела (Труфанов, Масайтис, 2007), в мас. %: SiO₂ 42.70, TiO₂ 0.54, Al₂O₃ 10.30, Fe₂O₃ 5.10, FeO 2.44, MnO 0.14, MgO 8.87, CaO 24.60, Na₂O 0.30, K₂O 3.43, P₂O₅ 0.22, П.п.п. 0.67, сумма 99.31.

В составах серии диопсид–эссенеит наблюдаются следующие значимые и сильно отрицательные корреляции в парах: Fe³⁺–Mg (рис. 6б), Al–Mg (рис. 6в) и Si–Al (рис. 6д). Корреляции Fe³⁺–Al и Al–Ti, напротив, положительны (рис. 6г, 6е). Наиболее обогащенный титаном клинопироксен в этой серии соответствует эссенеиту (5.69 мас. % TiO₂: № 14 в табл. 2). Cоставы, определенные методом ВДС в каймах зональных зерен (рис. 5a, 5в), также отвечают эссенеиту (№ 6 в табл. 2): (Ca_0.97Na_0.03)Σ_1.00(Fe³⁺_0.48Mg_0.27Ca_0.08Ti_0.08Al_0.06Mn_0.02Fe²⁺_0.01) Σ_1.00(Si_1.35Al_0.65)Σ_2.00O₆ (Supplementary 1, ESM_1). Вероятно, наличие лишь следовых содержаний Fe²⁺: 0.37 мас. % FeO, тогда как расчетное содержание Fe₂O₃ весьма значительно: 16.05 мас. %. Зарегистрированный максимум концентрации Fe³⁺ в эссенеите составляет 0.54 а. ф. е.

 

Рис. 6. Вариации содержаний FeOобщ.–MgO в мас. % (a), а также Fe3+–Mg (б), Al–Mg (в), Fe3+–Al (г), Al–Si (д) и Ti–Al (е), выраженные в значениях атомов на форм. ед. (а. ф. е.), наблюдаемые по результатам 394 анализов (n=394) зерен клинопироксена в его различных текстурно-структурных формах в теле р-на Пуртовино. На графиках показаны значения коэффициента корреляции (R).

 

Результаты детальных микрозондовых профилей, ab и cd, выполненных методом ВДС с шагом 2 мкм по всей длине и ширине идиоморфного зонального зерна клинопироксена (рис. 5a, 5в), представлены на рис. 7a–7з и в Supplementary 1, ESM_1. Существенный рост Fe³⁺ (обусловленный присутствием эссенеитового компонента) наблюдается от ядра к кайме зонального зерна. Согласованно с ним возрастают содержания K, Na, Mn, Ti и Al. Наблюдаемые тренды указывают на существование четырех стадий кристаллизации, согласно вариациям в содержании Mg, показанно схематически на рис. 7и.

 

Рис. 7. Вариации составов зональных зерен клинопироксена из тела р-на Пуртовино, установленные по данным электронно-микрозондовых профилей ab и cd. Проанализированные зерна Cpx и расположение профилей приводятся на рис. 5a—5г. Содержания Na2O (а), K2O (б), MnO (в), TiO2 (г) представлены в мас. %, тогда как Mg (д), Fe3+ (е), Fe2+ (ж) и Al (з) – в значениях атомов на форм. ед. (а. ф. е.). Расстояние по оси абсцисс дано в микрометрах. На рис. 7и схематически представлены четыре выделяемые стадии кристаллизации, которые обсуждаются в тексте.

 

Мелилит является вторым по степени распространенности минералом (табл. 1). Его зерна выказывают призматический габитус и подчас достигают 0.5 мм (рис. 3г), находясь в типичной тесной ассоциации с клинопироксеном, лейцитом, волластонитом или сепиолитом и кальцитом (рис. 4a, 4в, 5б–5г). Протяженная серия твердого раствора простирается от акерманита, Ca₂MgSi₂O₇, до его границы с полем геленита, Ca₂Al(Al, Si)O₇ (рис. 8; Supplementary 1, ESM_2). Существенные количества Na (до 0.30 а. ф. е.) изоморфно замещают Ca в этой серии (рис. 9). Игольчатые кристаллы мелилита наблюдаются в срастании с кальциевым плагиоклазом состава Or_6.1–8.8Ab_17.5–19.3An_71.9–76.3 (рис. 4ж). Представительные результаты анализа (СЭМ-ЭДС) плагиоклаза, в мас. %: SiO₂ 50.10, Al₂O₃ 28.74, Fe₂O₃ 3.34 (все Fe в форме Fe₂O₃), CaO 14.96, Na₂O 2.22, K₂O 1.54, сумма 100.90, соответствуют формуле (Ca_0.74Na_0.20K_0.09)Σ_1.03(Si_2.30Al_1.56Fe³⁺_0.12)Σ_1.98O₈.

 

Рис. 8. Вариации составов мелилита, т. е. членов серии акерманит–геленит (Åk–Gh) на диаграмме Mg–AlVI–Fe2+ по результатам 83 анализов (n = 83).

 

Рис. 9. Вариации составов минералов серии акерманит–геленит на диаграмме Ca–Na, выраженные в значениях атомов на форм. ед. (а. ф. е.) (n = 83).

 

Лейцит развит в форме неравномерно рассеянных небольших зерен или образует прожилки, не превышающие 0.1 мм в поперечнике, микрокристаллов и их агрегатов, или формирует симплектитовые структуры прорастания в мелилите, который окружен поздними выделениями лейцита (рис. 3г–3е, 5а–5г). Его зерна содержат заметные примеси Na и Fe, до 1–1.5 мас. % Na₂O и FeO соответственно (Supplementary 1, ESM_3).

Волластонит образует небольшие зерна (до 0.1 мм), ассоциирующие с клинопироксеном и мелилитом (рис. 5а–5г) или включения в стекле (рис. 4д, 4е). Он обычно содержит до 2 и 1 мас. % MgO и FeO соответственно (Supplementary 1, ESM_4). Включения и прожилки кальцита достигают 0.3–0.4 мм в длину (рис. 3в, 4б, 4в). Составы зерен могут быть существенно обогащены Mg (6 мас. % MgO; Supplementary 1, ESM_5). Кальцит, относимый к более поздней генерации, развит в ассоциации с сепиолитом (рис. 4a, 4в). Микрозернистые кластеры ларнита ассоциируют с зернами мелилита (рис. 4г). Состав ларнита (Supplementary 1, ESM_6) весьма близко соответствует Ca₂SiO₄.

Зерна сепиолита–палыгорскита, до 0.5 мм в диаметре, содержат 17–25 мас. % MgO (Supplementary 1, ESM_7). Средний состав сепиолита (по данным анализов 19 зерен) может быть удовлетворительно пересчитан (на безводной основе) на 32 атома кислорода: (Mg_6.84Ca_0.63Fe_0.17K_0.16Mn_0.03)Σ_7.83(Si_11.29Al_1.09)Σ_12.38O₃₂, что соответствует сребродольскиту (Fe³⁺–доминантному аналогу браунмиллерита: Чесноков, Баженова, 1985). Интересно отметить, что внутренние каймы браунмиллерита, развивающиеся во вмещающем сепиолите (рис. 4a), могут быть низкоглиноземистыми по составу: Ca_1.97(Fe³⁺_0.96Al_0.64Si_0.15Mg_0.12Ti_0.07Mn_0.07)Σ_2.01O₅, что указывает на вероятность существования “неназванного” Fe³⁺–доминантного аналога браунмиллерита (Supplementary 1, ESM_8).

Выявлены две генерации минералов группы шпинели, представленные магнезиохромитом и членами серии магнезиоферрит–магнетит. Последняя серия твердых растворов включает шпинелиды, наиболее обогащенные Fe³⁺ (рис. 3д, 3е). Представительные составы минералов группы шпинели приводятся в табл. 3, тогда как в Supplementary 1, ESM_9 представлен более широкий спектр наблюдаемых составов. Как можно видеть, в теле присутствуют разновидности шпинели, хромистой шпинели и магнезиохромита с высокой концентрацией Fe³⁺, глиноземистого магнезиохромита (также обогащенного Fe³⁺), глиноземистого магнезиоферрита и магнезиального магнетита. Значительное обогащение Fe³⁺ и Al выражается в высоких содержаниях магнезиоферритового, магнетитового, а также шпинелевого компонентов. Наблюдаемый тренд кристаллизации, вероятно, простирается от наиболее ранних фаз магнезиохромита к высокомагнезиальным фазам магнезиоферрита и далее к магнетитовой серии составов, в которой содержание Mag последовательно возрастает в ходе кристаллизации (рис. 10, 11a, 11б).

 

Рис. 10. Вариации составов магнезиохромита (Mchr; n = 10) и членов серии магнезиоферрит–магнетит (Mfr–Mag; n = 30) на треугольной диаграмме Cr–Fe3+–Al. Несколько составов шпинели, обогащенной Fe3+ (компонентом Mfr), условно включены в наблюдаемую серию Mfr–Mag.

 

Рис. 11. Вариации составов магнезиохромита (Mchr) и членов серии магнезиоферрит–магнетит (Mfr–Mag) на диаграммах Fe2+–Mg (a) и Fe3+–Al (б), выраженные в значениях атомов на форм. ед. (а. ф. е.). Значение коэффициента корреляции (R), указанное на рис. 11б, рассчитано на основе составов членов серии Mfr–Mag (n = 30).

 

Довольно интересны прожилки (≤10–15 мкм) и неправильные по форме включения в мелилите, имеющие состав Zr-содержащего Ca–Fe титаносиликата, минеральный вид которого не идентифицирован (Supplementary 1, ESM_10). Составы нескольких включений (n = 5) хорошо согласуются между собой, мас. %: SiO₂ 25.50–27.30, TiO₂ 12.71–14.06, ZrO₂ 0–0.82, Al₂O₃ 3.17–4.04, Fe₂O₃ (общ.) 20.94–22.66, Cr₂O₃ 0–0.88, MgO 0.66–1.14, CaO 32.53–33.26, сумма 97.53–100.23, и соответствуют формуле Ca_3.00(Fe³⁺_1.55–1.69Ca_0.50–0.55Mg_0.10–0.17)Σ_2.23–2.35(Ti_0.94–1.05Zr_0.01–0.04) Σ_0.95–1.09(Si_2.54–2.69Al_0.38–0.47)Σ_2.92–3.16O₁₄. Возможна аналогия или родство этого минерала с кельтитом, Ca₃TiSi₂(Fe³⁺₂Si)O₁₄, новым видом, недавно открытым в пирометаморфических породах в Палестине (Galushkina et al., 2021). Ксеногенные зерна кварца по составу соответствуют SiO₂. Домены силикатного стекла в контакте с кварцем (рис. 4д–4е) неизменно имеют повышенные концентрации K, Na и Al, и потому можно допустить их формирование в связи с ассимиляцией фрагментов кварц-полевошпатового материала, захваченного расплавом из вмещающей толщи метаморфогенно-осадочных пород. Все проанализированные участки стекла в разных частях тела имеют однотипные, по существу, составы, т. е. фельзитовые, существенно калиевые и перщелочные (n = 9), мас. %: SiO₂ 71.99 (65.16–77.19), TiO₂ 0.40 (0–0.62), Al₂O₃ 8.35 (5.11–13.75), FeO_общ. 3.14 (1.56–5.80), MgO 1.07 (0–1.89), CaO 2.59 (1.50–4.70), Na₂O 3.82 (2.43–4.62), K₂O 8.70 (7.60–10.29), сумма 100.05.

Мельчайшие зерна фторапатита (≤5 мкм) локализованы у границ зерен клинопироксена. Типичный состав, мас. %: P₂O₅ 36.25, SiO₂ 5.80, CaO 53.65, Na₂O 0.49, F 3.21, O≡F 1.35, сумма 98.05, соответствует формуле (Ca_9.49Na_0.16) Σ_9.65(P_5.07Si_0.96)Σ_6.03O₂₄(F_1.68OH_0.32), рассчитанной на 25 атомов кислорода. Дополнительно отмечалось единичное субмикронное включение вероятного оксида меди. Минералов никеля в исследованных образцах не установлено.

Обсуждение результатов и наблюдений

Образование паралавы и пирогенный генезис клинопироксенита р-на Пуртовино

Своеобразие минеральных ассоциаций и геологические особенности (рис. 1г) указывают на весьма высокую вероятность кристаллизации тела щелочно-ультраосновных пород в связи с процессами формирования паралавы. К свидетельствам такого происхождения можно отнести уникальность тела в масштабах региона и Русской плиты, его геологическую структуру, морфологию, размерность, наличие внешнего ореола термально измененных и оплавленных образований, стекловатых текстур, а также широко развитых пор и пустот. Экзотичная минеральная ассоциация с преобладанием микрокристаллических форм Cpx, развитием эссенеита и других видов с чрезвычайно высоким содержанием Fe³⁺ (диопсида, шпинелидов, браунмиллерита, сребродольскита), кальциевого плагиоклаза, мелилита, лейцита, ларнита и волластонита – укладываются в эту схему петрогенезиса. Значительное количество примеси окисного железа (3.34 мас. % Fe₂O₃) в плагиоклазе также является характерной чертой.

Остается неясным источник высокой температуры, обусловившей плавление столь значительного объема алевролитов и мергелей с широко проявленными эффектами термального контактового метаморфизма, затронувшего осадочные породы верхнепермского возраста. Как известно, основным источником тепла при формировании паралав и при пирометаморфизме является самопроизвольное горение каменноугольных пластов (например, Cosca et al., 1989). Вместе с тем образование пирогенных лав на основе горения невскрытых угольных залежей требует реализации нескольких условий: 1) собственно самопроизвольное возгорание вряд ли возможно в полностью закрытой системе и требует частичного притока воздуха, как агента окисления и горения; 2) устойчивое и длительное горение, генерирующее высокотемпературные условия (до 1450°C) с формированием лав (или крупных фрагментов оплавленных осадочно-метаморфогенных пород), требует циркуляции с систематическим поступлением воздуха и удалением продуктов горения; 3) объем длительно горящей угольной залежи или пласта должен быть довольно значительным. По-видимому, в связи с этими факторами, формирование паралав в геологической истории является довольно редким даже в угленосных районах, таких как Кузбасс. Как известно, пирометаморфические явления значительно представлены в самовозгорающихся угольных отвалах (Sokol et al., 1998, 2002). Образование паралав широкого спектра химических составов и развитие в них весьма разнообразных и аномальных минеральных ассоциаций контролируются рядом факторов. Среди наиболее существенных отмечаются следующие: составы исходных, переплавленных осадочных пород, температурный режим процесса плавления и охлаждения, ликвационные явления, конвективные процессы, насыщенность среды минералообразования летучими компонентами, режим и флуктуация уровня fO₂ в системе (Cosca et al., 1989; Перетяжко и др., 2018; Peretyazhko et al., 2021; Sharygin, 2019; Guy et al., 2020; Zhang et al., 2020).

Представления о пирогенном генезисе тела в р-не Пуртовино требуют дополнительных исследований. Необходима оценка содержания и объемов каменного угля в углесодержащих отложениях, самопроизвольное возгорание и длительное горение которого могло бы обеспечить плавление вмещающих пород верхнепермского возраста. Неясна теплотворность и вероятность естественного самовозгорания и длительного горения угленосных образований, наблюдаемых в разрезах верхнепермских отложений на левом берегу р. Сухоны. Углистый материал в тонкодисперсной форме также характерен для триасовых отложений (Авдошенко, Труфанов, 1989).

Проявления магнезиохромита, установленные нами в теле р-на Пуртовино, неизвестны в пирометаморфических породах. В значительной мере это связано с высокотемпературной кристаллизацией магнезиохромита, который характерен ультрамафитовым породам: дунитам, “хромититам”, серпентинитам, кимберлитам, лампроитам, коматиитам и другим высокомагнезиальным вулканитам, а также ксенокристам в лампроитах и базальтах срединно-океанических хребтов. Максимальные температуры, достигаемые в пирогенных процессах (1400–1450°C; Cosca et al., 1989; Peretyazhko et al., 2018, 2021), не исключают кристаллизации магнезиохромита. Более существенным препятствием здесь видится деплетированный хромом характер протолита, т. е. совокупности карбонатно-глинистых и кварцсодержащих пород, подвергаемых плавлению и пирометаморфизму. К примеру, равновесная кристаллизация магнезиохромита при 1400°C в расплаве гапло-базальтовой системы требует в нем весьма значительного содержания Cr 3500–6800 г/т (Borisova et al., 2020). В стратиграфической толще р-на Пуртовино столь высокохромистого источника, конечно же, не предвидится. Содержание Cr в породе тела щелочного микроклинопироксента составляет всего 82 г/т (Труфанов, Масайтис, 2007), что не превышает среднего геохимического уровня, свойственного мергелям. Например, в образцах мергеля, ассоциирующего с паралавой Центральных Апеннин, установлено 106–321 г/т Cr (Melluso et al., 2003).

Таким образом, проявление кристаллитов магнезиохромита (рис. 3е) и хромистой шпинели, скорее, отражает неравновесные и метастабильные условия кристаллизации щелочно-ультраосновного тела. Предположение о ксеногенном происхождении зерен магнезиохромита (Mchr) представляется весьма маловероятным. Мы полагаем, что они кристаллизовались из расплава. 1. Составы нескольких зерен Mchr (№ 7–12 в табл. 3) существенно варьируют и значительно обогащены Fe³⁺, что является типоморфной характеристикой минеральных ассоциаций тела. Столь высокие степени окисления весьма несвойственны Mchr как минеральному виду. 2. В дополнение Mchr высокое содержание хрома установлено в ассоциирующих зернах шпинели (№ 3 в табл. 3). 3. Не представляется возможным обосновать альтернативный источник происхождения этих зерен в верхнепермское время. В Вологодском регионе неизвестны иные ультрабазиты или высокомагнезиальные интрузии, за исключением нескольких тел, залегающих на больших глубинах в кристаллическом фундаменте. Разумеется, они никоим образом не могли бы быть источником Mchr, поскольку слой паралавы формировался in situ в близповерхностной обстановке осадочного чехла. Предположение о наличии зерен Mchr в осадочных породах района (алевролиты, мергели, известняки, кварцевые песчаники) не реалистично, как и допущение космогенного генезиса, поскольку столь окисленные составы невозможны в метеоритах. К тому же вероятность случайного и избирательного попадания лишь зерен космогенного Mchr в небольшой объем паралавы предельно низка.

В дополнение следует отметить следующие наблюдения. Минеральные ассоциации, подобные изученным нами, описаны в известково-силикатных (скарноидных) ксенолитах в щелочных базальтах (Reato et al., 2022), где нет свидетельств горения углеводородов. Ранее образцы эссенеита были обнаружены в крупнозернистых пироксен-анортитовых ксенолитах (Якубович и др., 2017), в отношении которых нет оснований допускать пирогенное происхождение. Петрогенезис пород такого типа остается весьма дискуссионным. К примеру, волластонит- и мелилитсодержащие образования, подобные нашим ассоциациям и отнесенные к пирометаморфогенным паралавам (Melluso et al., 2004), другими исследователями рассматриваются в качестве интрузивной и ассоциирующей с ней эффузивной фации, принадлежащей к мелилитсодержащим и карбонатитовым проявлениям отдельной изверженной провинции Центральных Апеннин (Stoppa et al., 2005). Тем не менее вся совокупность изложенных данных и наблюдений приводит нас к пирогенному петрогенезису тела в р-не Пуртовино.

Особенности кристаллизации тела паралавы в р-не Пуртовино

Мы исходим из того, что процесс самопроизвольного горения неустановленных или ранее существовавших залежей угля обеспечил плавление пачки слоистых отложений верхнепермского возраста с накоплением слоя щелочно-ультраосновной паралавы в подошве пласта термально-измененных алевролитов (рис. 1г). Вероятно, объем паралавы последовательно возрастал по мере плавления и стекания капель образующегося расплава. Относительно быстрая кристаллизация накопленного объема щелочно-ультраосновной паралавы прошла в приповерхностной обстановке, что выражается микрозернистыми, афанитовыми и стекловатыми структурами с развитием кристаллитов (и дендритовых выделений) клинопироксена и волластонита, а также обильной трещиноватостью пород краевой фации вследствие контракции. Дегазация паралавы и обильное выделение летучих компонентов привели к везикуляции (отделению пузырьков водосодержащей газовой фазы) (рис. 2б). Реакции дегидратации, декарбонизации и ассимиляция фрагментов вмещающих пород способствовали выделению летучих и более быстрому охлаждению щелочно-ультраосновного расплава. Своего рода контаминация аккумулированной порции лавы in situ прослеживается по значительному присутствию ксенокристов кварца (частично резорбированных: рис. 4д, 4е) с доменами силикатного стекла суб-пантеллеритового состава, сформировавшегося в контакте с этими зернами в результате ассимиляции ксеногенного материала расплавом. Возможно, резорбированные ксенокристы кварца представляют собой реликты относительно тугоплавкой фазы в ранее гетерогенном материале (кварц-полевошпатовом). Формирование волластонита и ларнита свидетельствуют о скарноидных процессах, при которых известковые осадочные породы подвергались термальному метаморфизму и анатексису.

Кристаллизация тела паралавы на ранней стадии во многом следовала известным закономерностям эволюции эффузивных и субвулканических комплексов. Высокомагнезиальные зерна минералов группы шпинели: магнезиохромит и хромистая шпинель (рис. 3д, 3е), вероятно, кристаллизовались первыми. Самые ранние зерна магнезиохромита показывают весьма высокую степень магнезиальности (Mg#_max = 77.0) в сочетании с высоким значением индекса Fe³⁺# = 68.4. Столь значительная степень обогащения Mg, к примеру, подобна хромшпинелидам из ультрабазитового комплекса Ляварака, Кольский п-ов, кристаллизовавшегося из коматиитового расплава (Barkov et al., 2021a, 2022). Можно полагать, что исходная ультрамафитовая паралава, содержащая щелочные металлы, уже изначально находилась в довольно окисленном состоянии. Между тем уровень fO₂ продолжал прогрессивно возрастать, что привело к последующей кристаллизации членов серии магнезиоферрит–магнетит (рис. 10). Агрегаты этих шпинелидов, сопровождаемые лейцитом, тесно ассоциируют с доменами фельзитового стекла (рис. 3д). Следовательно, контаминация расплава компонентом SiO₂ (Qz) могла бы обусловить сдвиг его состава в поле первичной кристаллизации минералов группы шпинели. Такое предположение согласуется с одной из моделей формирования хромитовых зон в расслоенных интрузиях, в которой предполагается контаминация расплава фельзитовым материалом (Irvine, 1975; Alapieti et al., 1989; Kinnaird et al., 2002).

Установленное проявление магнезиохромита указывает на вероятность кристаллизации оливина в этом парагенезисе. Зерен или реликтов оливина в изученных образцах не наблюдается, однако развиты каплевидные зерна сепиолита–палыгорскита (рис. 4a), которые вполне согласуются с возможностью их формирования в результате полного замещения исходных зерен Ol, вероятно, с промежуточным образованием серпентина как продукта реакций растворения и замещения (например, Mulders, Oelkers, 2021). К примеру, волокнистые формы сепиолита образовались в пустотах офиолитового меланжа в связи с процессами трансформации и серпентинизации первичного Ol (Yalçin, Bozkaya, 2004). Прожилки сепиолита, тесно ассоциирующие с браунмиллеритом и кальцитом, формировались на автометасоматической стадии, как результат накопления паров воды во флюиде. Довольно широкое развитие сепиолита свидетельствует о присутствии H₂O в расплаве, что является важной характеристикой тела в р-не Пуртовино, отличительной от других пирогенных образований.

На диаграмме Mg–Fe (рис. 6a) выявленный ряд составов клинопироксена является примечательно протяженным, несмотря на сравнительно небольшой размер щелочно-ультрабазитового тела. Эта особенность может увязываться с высоким содержанием летучих компонентов, чем были существенно пролонгированы интервалы кристаллизации, обусловившие широкие эволюционные тренды Cpx (рис. 6a–6е). Наиболее крупные зерна Cpx (~2 мм длинной) кристаллизовались в участках с повышенным содержанием летучих компонентов. Нами отмечаются четыре стадии кристаллизации зональных зерен Cpx (рис. 5a–5г, 7a–7з). Стадия 1 на рис. 7и знаменует самый ранний период нормальной кристаллизации, проходящей в объеме относительно окисленного расплава, что привело к формированию Fe³⁺-содержащего ядра. Ко времени завершения этой стадии физико-химические условия в среде минералообразования кардинально изменились в вероятностной связи со стремительным охлаждением тела. Ядерная часть кристалла несколько резорбируется (рис. 5a, 5в) перед началом следующей стадии. В ходе стадии 2 на рис. 7и происходит аномальная или метастабильная кристаллизация, регистрируемая по неожиданному увеличению содержания Mg, что увязывается с ростом fO₂, обеспечившим конверсию Fe²⁺ → Fe³⁺ и тем самым возрастание значения Mg# в дифференцированном расплаве. Стадия 3, или стадия “адаптации”, выражает стремление зонального кристалла продолжить кристаллизацию в изменившихся условиях системы. Стадия 4, или заключительная стадия, отражает основной этап падения температуры в комбинации с продолжившимся ростом fO₂, чем обусловлено развитие в кайме эссенеита, обогащенного Al, Ti, Mn и щелочными металлами (рис. 7a–7з). Две схемы изоморфных замещений прослеживаются в составах клинопироксена в его разных текстурно-структурных разновидностях (рис. 6a–6е): Mg²⁺ + Si⁴⁺ → (Fe³⁺ + Al³⁺); (Ti⁴⁺ + Al³⁺) + (Na + K)⁺ → 2Mg²⁺ + Si⁴⁺.

Таким образом, новое проявление эссенеита, сформировавшегося в р-не Пуртовино, является отражением следующих петрогенетических обстоятельств: 1) быстрой кристаллизацией щелочно-ультрабазитового расплава в приповерхностной обстановке и 2) изначально повышенного уровня fO₂, который, тем не менее, продолжал заметно возрастать в расплаве до заключительной стадии кристаллизации зонального клинопироксена. Состав эссенеита достигает максимального содержания Fe³⁺ = = 0.48–0.54 а. ф. е. в каймах зональных зерен.

Одно из первых проявлений пироксена типа эссенеита (0.33 Fe³⁺ и 0.28 Mg а. ф. е.) было обнаружено в ксенолите, в ассоциации с гранатом и анортитом в кимберлитовой трубке Удачная (Шацкий, 1983). Состав эссенеита из р-на Пуртовино: (Ca_0.97Na_0.03) Σ_1.00(Fe³⁺_0.48Mg_0.27Ca_0.08Ti_0.08Al_0.06Mn_0.02Fe²⁺_0.01) Σ_1.00(Si_1.35Al_0.65) Σ_2.00O₆, довольно близко соответствует Ca_0.99Fe³⁺_0.52Mg_0.32Fe²⁺_0.06Ti_0.05Mn_0.01Si_1.34Al_0.71O₆ из ультрабазитовых ксенолитов в дацитовых лавах палеовулкана Тень-01 (Якубович и др., 2017). В типовом проявлении минерального вида (Вайоминг, США) эссенеит, сравнительно обедненный Mg, (Ca_1.01Na_0.01)Σ_1.02(Fe³⁺_0.72Mg_0.16Al_0.04Ti_0.03Fe²⁺_0.02)Σ_0.97 (Si_1.19Al_0.81)Σ_2.00O₆, формировался в оплавленной осадочной породе в связи с процессами горения отложений каменного угля. Эта парагенетическая ассоциация, включающая мелилит, анортит и минералы серии магнетит–герцинит, образована пирометаморфическими реакциями при высоких значениях fO₂, близких к уровню гематит–магнетитового буфера (Cosca, Peacor, 1987). Вариант эссенеита, обогащенного кушироитовым компонентом, CaAl[AlSiO₆], успешно синтезирован: Ca(Fe³⁺_0.82Al_0.18)(Si_1.00Al_0.82Fe³⁺_0.18)O₆ (Ghose et al., 1986). Данный компонент существенен в составах эссенеита (0.48 Fe³⁺ а. ф. е.) из известково-силикатных ксенолитов в щелочных базальтах в Карпатах (Reato et al., 2022). Необычная разновидность клинопироксена (0.51 Fe³⁺ а. ф. е.) была обнаружена в Челябинском угольном бассейне (Kabalov et al., 1997). Интересно также отметить секторально-зональные макрокристы диопсида, содержащие до 0.18 Fe³⁺ а. ф. е. в краевых участках зерен в габброидном комплексе Монт Роял (Mont Royal, Канада). Эти зональные кристаллы, подобно образцу из р-на Пуртовино, содержат аномальные зоны, обогащенные Mg–(Cr) (Barkov, Martin, 2015). Добавим, что уровень Fe³⁺ в Cpx может служить чувствительным показателем при типизации вулканогенных ассоциаций (Bindi et al., 1999).

Исследованная серия акерманита–геленита простирается в направлении конечного члена, содержащего в своем составе 30 ат. % Fe²⁺ и 70 ат. % Al^VI (рис. 8). Основной тип изоморфного замещения, Mg + Si⁴⁺ → 2Al, комбинируется в этой серии с существенным замещением Na–Ca (рис. 9), вероятно осуществленным в схеме парного замещения Al^VI–Mg для поддержания баланса зарядов. Таким образом, в структуре геленита в этой серии вероятно наличие атомов железа в двух валентных состояниях.

Полученные нами минералогические данные явственно свидетельствуют о кристаллизации тела в р-не Пуртовино в режиме прогрессирующего возрастания fO₂. Такая направленность подобна особенностям эволюции коматиитовых расплавов Серпентинитового пояса палеопротерозойского возраста на Кольском по-ве. Рост fO₂ там связывается с удалением водорода при везикуляции и диссоциации воды в ходе кристаллизации в субвулканических условиях (Barkov et al., 2019, 2021, 2022). Вполне вероятно, что этот механизм, впервые предложенный в (Czamanske, Wones, 1973), может быть в некотором роде универсальным и его можно приложить к самому широкому спектру ультрабазитовых расплавов, кристаллизующихся в близповерхностных условиях.

Заключение

Установлено значительное видовое разнообразие минеральных ассоциаций и охарактеризованы вариации их химических составов. Предложена новая петрогенетическая схема формирования тела в р-не Пуртовино из паралавы. Протолитом тела, по всей вероятности, была смесь осадочных пород верхнепермского возраста (алевролиты, мергели, кварцевые песчаники и др.). Процессы дегазации, эвапорации и контактового термального метаморфизма оказали существенное воздействие на петрогенезис. Новая модель требует дальнейших исследований с целью выявить содержание и объем каменного угля (или другого источника углеводородов) в углесодержащих отложениях, возгорание и длительное горение которого обеспечило образование значительного объема паралавы. В этой связи особенно желательна проходка скважины, так как осадочные породы нижних уровней стратиграфической последовательности, вмещающей тело щелочных микроклинопироксенитов, не обнажаются.

Относительно скорая кристаллизация паралавы в близповерхностных условиях сопровождалась интенсивной дегазацией и везикуляцией расплава, обусловившей локально весьма значительную пористость пород. Плавление in situ карбонатно-глинистых и кварцсодержащих пород обусловило развитие обособлений перщелочного фельзитового стекла в контакте с частично резорбированными ксеногенными зернами кварца. Выделения волластонита и ларнита формировались в ходе контактного термального метаморфизма.

Включения минералов группы сепиолита–палыгорскита свидетельствуют о наличии H₂O в исходном расплаве, что является отличительной особенностью пирогенного тела. Значительная степень окисления расплава и прогрессивный рост fO₂, вероятно вследствие удаления H₂ при везикуляции и диссоциации воды, привели к ранней кристаллизации магнезиохромита, обогащенного Fe³⁺, ассоциирующего со шпинелью (также Fe³⁺-содержащей), затем минералов серии магнезиоферрит–магнетит.

Кристаллы клинопироксена обладают концентрической скрытой зональностью. Зона аномального обогащения Mg, выявленная в зональных кристаллах Cpx, образована в связи с локальным дефицитом Fe²⁺. В результате продолжающегося роста fO₂, в кайме зональных зерен клинопироксена достигаются составы эссенеита. В составе Cpx, в его разных текстурно-структурных разновидностях, прослеживаются две схемы парных изоморфных замещений: Mg²⁺ + Si⁴⁺ → (Fe³⁺ + Al³⁺); (Ti⁴⁺ + + Al³⁺) + (Na + K)⁺ → 2Mg²⁺ + Si⁴⁺. Вероятно, ранее существовавшие зерна оливина были полностью замещены сепиолитом–палыгорскитом в ассоциации с браунмиллеритом. Прогрессивное накопление щелочей в расплаве привело к заметному росту содержания Na в минералах кристаллизующейся серии акерманит–геленит. Лейцит формировался после мелилита в исследованном нами теле.

Пирогенный пласт щелочного клинопироксенита в р-не Пуртовино является уникальным для Русской плиты. Можно, однако, с уверенностью полагать, что существуют другие петрогенетически родственные проявления, ждущие своего открытия и изучения.

Благодарности. Выражаем искреннюю благодарность рецензентам И.С. Перетяжко, Э.В. Сокол, А.А. Носовой и коллективу редколлегии за ценные и конструктивные комментарии, а также Е.В. Целиковой и руководству Череповецкого государственного университета за поддержку исследований ЛПРМ. Мы признательны А.И. Труфанову и В.И. Чернышову (ВоГУ) за критическое обсуждение и содействие при проведении исследований.

Финансовые источники. Выполненное исследование поддержано Российским научным фондом (проект № 22-27-00419).

Sobre autores

A. Barkov

Cherepovets State University

Email: anderez@mail.ru

Research Laboratory of Industrial and Ore Mineralogy

Rússia, Cherepovets

A. Nikiforov

Cherepovets State University

Email: anderez@mail.ru

Research Laboratory of Industrial and Ore Mineralogy

Rússia, Cherepovets

R. Martin

McGill University

Email: anderez@mail.ru

Department of Earth and Planetary Sciences

Canadá, Montreal

V. Korolyuk

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Science

Email: anderez@mail.ru
Rússia, Novosibirsk

S. Silyanov

Siberian Federal University

Email: anderez@mail.ru

Institute of Non-Ferrous Metals

Rússia, Krasnoyarsk

B. Lobastov

Siberian Federal University

Autor responsável pela correspondência
Email: anderez@mail.ru

Institute of Non-Ferrous Metals

Rússia, Krasnoyarsk

Bibliografia

Arquivos suplementares