О кальцито-кварцевых породах графической структуры в мурунском щелочном массиве

Рис. 1. Геологическая схема Мурунского массива. Составлена авторами.

Рис. 2. Схема распространения карбонатитов в Мурунском массиве. Составлена авторами.

Рис. 3. Брекчия с кальцито-кварцовым (торголитовым) цементом.

Химический и расчетный минеральный составы торголитов и геохимические особенности их кальцитов

Рис. 4. Микрофотографии аншлифов торголитов в отраженном свете.

Рис. 5. Микрофотография эгиринового гранита.

Рис. 6. Сферолиты с радиально-лучистыми срастаниями кальцита и кварца

Е. И. ВОРОБЬЕВ, д. чл. А. А. КОНЕВ, Ю. В. МАЛЫШОНОК    '

О КАЛЬЦИТО-КВАРЦЕВЫХ ПОРОДАХ ГРАФИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ В МУРУНСКОМ ЩЕЛОЧНОМ МАССИВЕ

В составе Мурунского сиенитового массива обнаружена весьма своеоб­разная по составу и структуре кальцито-кварцевая порода. Предполагая ее магматический генезис, мы предлагаем назвать эту породу торго-литом — по месту ее обнаружения в бассейне речки Торго.

Геологическое положение. Мурунский сиенитовый мас­сив принадлежит к алданскому щелочному вулкано-плутоническому ком­плексу верхнемезозойского возраста. На данном эрозионном срезе он представлен двумя разобщенными блоками — Малым и Большим Муруном — с общей площадью около 180 км². Щелочной интрузив прорывает архейский гранито-гнейсовый фундамент и перекрывающие его слабодисло-цированные верхнепротерозойские и кембрийские карбонатно-терриген-ные отложения (рис. 1). Массив детально охарактеризован в ряде работ (Рогова, 1966; Билибина и др., 1967). Это — многофазный лакколитообраз-ный массив, сложенный в основном щелочными и нефелиновыми сиенитами. Меньшим развитием пользуются псевдолейцитовые сиениты, а также эф­фузивные щелочные породы: трахиты, фонолиты, лейцит-порфиры и ту-фолавы. Одним из наиболее поздних дериватов материнского магматиче­ского очага являются щелочные граниты, образующие мелкие тела и дайки. Вокруг щелочного массива, особенно на южном фланге Маломурунского блока, широко развиты фениты. В последнее время в различных участках, непосредственно примыкающих к Маломурунскому блоку, в пределах зоны фенитизации установлены новые или очень редкие геологические образо­вания: чароитовые породы (Рогова и др., 1978), ийолиты и их кальсилито-вые аналоги (Конев, 1981), разнообразные карбонатиты (Воробьев и др., 1981). Эти новые находки существенно расширили наши знания об алдан-ском щелочном комплексе.

Кальцито-кварцевые породы тесно связаны с карбоыатитами. Карбона­титы приурочены к южному флангу Маломурунского блока и сконцентри­рованы на участке, где наиболее широко распространены фениты (метасоматиты преимущественно эгирин-авгито — калиевополевошпатового со­става), развитые по различным породам вмещающей рамы — гранито-гнейсам, сланцам, кварцевым песчаникам, доломитам, мергелям, сиенитам и сиенпт-порфирам, лампрофирам типа минетт. Эти фениты слагают уча­сток площадью около 10 км² и существенно отличаются (в первую очередь по набору второстепенных и акцессорных минералов, а также по отсут­ствию нефелина или кальсилита) от фенитов периферической части Мало­мурунского блока. В пределах рассматриваемого участка фенитизации обнаружены несколько относительно крупных (мощностью более 5 м) тел карбонатитов и большое количество маломощных жил и прожилков. Два наиболее крупных тела карбонатитов образуют отдельные выходы на поверхность площадью в тысячи квадратных метров. Геологические на­блюдения, а также геофизические данные позволяют предполагать нали­чие в центральной части фенитового поля главного карбонатитового тела (штока) еще не вскрытого эрозией — источника фенитизирующих флю­идов. К данному участку фенитов с телами карбонатитов приурочены боль­шая часть всех известных коренных проявлений чароита, а также торголиты (рис.  2).

Среди выходящих на поверхность карбонатитов выделяются по крайней мере три главные разновидности, различающиеся по составу и структурно-текстурным особенностям и формирующие обособленные тела: 1) кальцитовые, 2) бенстонитовые, 3) бенстонито-кальцитовые. Для всех типов этих пород характерна полнокристаллическая структура, часто эти породы крупно- или гигантозернистые. В качестве примесей в них наблюдаются в различных соотношениях эгирин-авгит, калиевый полевой шпат, а также чароит, тинаксит, иногда кварц, а из акцессориев типичны апатит, тита­нит и сульфиды.

Кальцито-кварцевые породы образуют самостоятельные жильные тела обычно небольшой мощности (0.01 — 10 м, чаще 0.5—1.0 м), секущие самые разнообразные вмещающие породы — кварцевые песчаники, измененные доломиты и мергели, сиениты, сиенит-порфиры, граниты и фениты. Харак­терно, что иногда они содержат остроугольные обломки этих вмещающих пород и играют роль цементирующей массы, образуя брекчии (возможно, эруптивные?) — рис. 3. Лишь в одном случае удалось наблюдать пересе­чение прожилка торголита почти равным по мощности прожилком кальци-тового карбонатита, что позволяет считать карбонатиты и чароитовые по­роды более поздними образованиями по сравнению с торголитами.

Минералого-петрографическая и геохимиче­ская характеристика торголитов. Макроскопически это белые или светло-серые породы массивного сложения и варьирующей зернистости — от плотных, тонкозернистых, в которых кристаллические индивиды неразличимы невооруженным глазом, до крупнозернистых, где отдельные индивиды достигают размеров 10—15 мм. Из-за более высокой растворимости кальцита в приповерхностных условиях по сравнению с кварцем для торголитов характерна кавернозная поверхность выветри­вания,  иногда охристо-бурая от гидроокислов железа.

Все жилы торголитов имеют четкие и ровные, резкие контакты с вме­щающими породами. Какой-либо зональности но составу, структуре или величине зернистости в поперечном срезе жил обычно не наблюдается. Вдоль контактов, и особенно на замыкании жил, наблюдаются маломощ­ные оторочки метасоматических изменений, выражающихся главным об­разом в калишпатизации и эгиринизации вмещающих пород.

Торголиты сложены по существу двумя минералами — кварцем и каль­цитом. Второстепенные и акцессорные минералы встречаются спорадиче­ски — это эгирин-авгит, калиевый полевой шпат и галенит. В таблице показаны химический и расчетный минеральный составы нескольких проб типичных торголитов, почти не содержащих примесных минералов, а также геохимические особенности кальцитов этих пород. Исходный вес проб составлял 0.8—1 кг. Как видно в таблице, наблюдается устойчивое соотношение кварца и кальцита: кварц по весу и объему составляет около ²/₃, а по количеству молекул — ³/₄ породы. Такое постоянство состава, редкое даже для большинства типичных магматических пород, обуслов­лено их замечательной структурной особенностью — графическим сра­станием кальцита и кварца, а в конечном итоге — эвтектоидным характе­ром системы, из которой они кристаллизовались.

Микрофото (рис. 4, а, б) показывают характер закономерных сраста­ний кальцита и кварца, весьма равномерно распределенных во всей массе породы. В некоторых разрезах общий рисунок сростков очень похож на «письменные» срастания кварца с полевым шпатом. Закономерности стро­ения и образования кварцево-кальцитовых срастаний еще предстоит изу­чить, а сейчас можно сообщить результаты лишь самых общих наблюде­ний в шлифах наиболее тонкозернистых торголитов, причем некоторые измерения проведены на федоровском столике.

Закономерно сросшиеся индивиды кварца и кальцита меняют ориенти­ровку от одного микроучастка к другому в пределах одного шлифа. При этом микроучасток определяется в основном преобладающим минералом, т. е. кварцем, хотя нередко преобладание его выражено лишь боль­шей толщиной кварцевых индивидов сравнительно с кальцитовыми (обы­чно в 2—5 раз). В то же время вростки кальцита концами иногда выходят за пределы «кристалла-хозяина» и внедряются в зерна кварца другой ори­ентации. Иногда единая система пластинчатых индивидов кальцита с ко роткими соединительными перемычками (своего рода скелетный кристалл) пронизывает ряд разноориентированных зерен кварца.

Самые тонкие индивиды обоих минералов имеют ширину около 0.007 мм при максимальной длине до 1 мм. Обычно длина индивидов в 10—100 раз превышает их толщину. Индивиды имеют пластинчато-стержневую форму, что  видно  в  поперечных  срезах.

Наблюдаются определенные геометрические закономерности в ориен­тировке сросшихся индивидов. Кальцит чаще всего уплощен в плоскости (0001), т. е. перпендикулярно оптической оси. Реже он уплощен под углом 36—42° к этой плоскости. Кварц также имеет две главные ориентировки — чаще он удлинен параллельно граням призмы; иногда уплощен в плоско­сти главного ромбоэдра, т. е. под углом в 42° к первому направлению. Таким образом, в сростках оптические оси кальцита и кварца чаще всего расположены перпендикулярно друг другу, иногда они находятся под углом в 36—42°, и реже наблюдаются сростки с другой ориентировкой.

Судя по преобладанию сростков определенного типа, они не случайны, а определяются наличием структурного подобия в кварце и кальците в плоскостях срастания, т. е., скорее всего, мы имеем дело с эпитаксиче-ским срастанием минералов. Как показал В. А. Франк-Каменецкий (1964), для надежного решения этого вопроса и выявления законов срастания необходимы специальные исследования.

Кальцито-кварцевые срастания известны из литературы (Дэна и др., 1966), но они не образуют самостоятельной горной породы: это закономер­ные нарастания кварца на кальците. Известны кальцито-кварцевые породы и в щелочных массивах (Кухаренко и др., 1961). Вообще же, хотя каль­цито-кварцевые парагенезисы не являются большой редкостью среди раз­личных типов горных пород, графические срастания этих минералов весьма редки. Очевидно, для их образования требуются специфические условия, редко реализующиеся в природе. Отметим, что Н. Сандиус (Sundius, 1958) описал графические срастания кальцита со щелочным полевым шпа­том в щелочных магматических породах. Общий рисунок этих срастаний исключительно близок к рисунку письменных гранитов, за которые каль-цито-полевошпатовые породы и были приняты вначале (поскольку каль­цит был выщелочен). Наконец, самостоятельные двуминеральные кварце-во-кальцитовые породы особой структуры известны в карбонатитовом ком­плексе Турьего полуострова. Они изучены слабо и обычно считаются ги-дротермалитами поздних стадий карбонатитового процесса (Булах, 1974, 1979).

Минералого-геохимические исследования показали, что кальцит из торголитов характеризуется стабильными и относительно высокими содер­жаниями стронция и бария (см. таблицу), что характерно лишь для каль­цитов из карбонатитов (Воробьев, 1979). Правда, содержания этих приме­сей в кальцитовых карбонатитах Муруна еще более высокие (5% Sr и 2% Ва).           '

К вопросу о генезисе торголитов. Поскольку гра­фические структуры в гранитных пегматитах образуются не только маг­матическим, но и метасоматическим путем, последний способ нельзя пол­ностью исключать и для кварцево-кальцитовых графических пород — магматический генезис торголитов требуется еще доказать. Суммируем основные факты, касающиеся данной проблемы.

1.   Кальцито-кварцевые   породы   графической   структуры   простран­ственно и генетически тесно связаны с ультракалиевым малоглубинным щелочным сиенитовым комплексом и с карбонатитами.

2.  Они образуют обособленные жильные тела с четкими контактами и, залегая в породах разного состава, не обнаруживают влияния последних.

3.  Наличие брекчий (по нашему мнению, эруптивных) с практически неизмененными ксенолитами (за исключением узкой контактовой оторочки) противоречит идее широко проявленного метасоматоза и хорошо согласу ется лишь с представлением о достаточно вязком, магматическом, кальци-то-кварцевом субстрате.

4. Исключительно равномерное и повсеместное во всем объеме жил раз­витие графической структуры также лучше можно объяснить с точки зре­ния магматического, а не метасоматического генезиса.

5.  Несмотря на практически полное отсутствие в торголитах щелочей и воды, последние, очевидно, присутствовали в породообразующей системе, на что указывают явления щелочного метасоматоза вокруг жил торголитов, особенно на их замыканиях.

Отмеченные факты, на наш взгляд, свидетельствуют о магматической природе торголитов, о кристаллизации их из специфического карбонатно-силикатного расплава, обогащенного щелочами и водой. Очень интересна находка аналогичных кальцито-кварцевых графических срастаний в ще­лочных гранитах из района Муруна. Сростки кальцита и кварца находятся в граните совместно с обычным кварцем и образуют самостоятельные дву-минеральные обособления (рис. 5). Количество кальцита в граните, судя по частному анализу, составляет около 7 мас.%. При этом содержание стронция в кальците составляет 2.5% , а бария 0.14%. Ликвация или дру­гой процесс отделения этой поздней жидкой фракции дал бы типичные торголиты.

С другой стороны, среди кварцсодержащих кальцитовых карбонатитон иногда также наблюдаются закономерные, хотя и не графические сраста­ния кварца и кальцита, образующие шлиры. Некоторые из них имеют ра-диально-лучистую сферолитовую структуру с диаметром сферолитов 2.5— 4 см. Центральные части этих сферолитов представлены мелкими включе- ' ниями сульфидов или эгирин-авгита, на которые в радиальных направле­ниях нарастают удлиненные зерна кварца и кальцита, образуя относи­тельно закономерные радиально-лучистые срастания (рис. 6). Характерно, что соотношение кальцита и кварца в этих образованиях такое же, как в торголитах (34.4% кальцита и 65.6% кварца — расчет по одному ана­лизу, исходный вес пробы 2 кг). В то же время кальцит из этих сферолито-вых срастаний содержит вдвое больше стронция и на порядок больше ба рия (2.7% Sr и 1.2% Ва). Таким образом, эвтектоидные кальцито-кварце-вые породы могли получаться и при образовании собственно карбонатитов в случае достаточного количества в них кремнезема. Поскольку кальцит торголитов гораздо беднее стронцием и барием по сравнению с кальци­тами карбонатитов, видимо, мы имеем дело с двумя, хотя и взаимосвязан­ными, но самостоятельными линиями развития единого магматического очага. Можно предполагать, что карбонатно-силикатный расплав, обога­щенный щелочами и летучими, отделялся в процессе глубокой дифференциации ультракалиевого сиенитового расплава от поздних  кислых дери­ватов.

Какова была температура карбонатно-силикатного расплава? Изве­стно, что при относительно небольшом давлении, при котором мог фор­мироваться Мурунский субвулканический комплекс (вряд ли выше 1 кбар), и высокой (1300—800 °С) температуре кремнезем с кальцитом должны были бы реагировать с образованием кальциевых силикатов. Жидкость в системе кремнезем—кальцит (в области с преобладанием кремнезема) могла бы появиться лишь при температуре 1300 °С и выше, как это показали эксперименты П. Уилли и Ж. Хааса (Wyllie, Haas, 1965). Однако Д. Уот-шшсон и П. Уилли (Watkinson, Wyllie, 1969) обнаружили, что в присут­ствии воды (25 мае. % Н₂О) и щелочей с глиноземом температура соли-дуса снижается до 850 °С как раз для смесей, обогащенных щелочами и крем­неземом. Наличие глинозема обусловливает появление в жидкости нефе­лина, полевого шпата; присутствует в ней и волластонит. Неясно, каково было бы влияние на рассматриваемую систему только щелочей и воды в от­сутствие глинозема. Можно предположить еще большее снижение темпе­ратуры солидуса и возможность существования карбонатно-силикатной жидкости при температурах 650—750 °С. Лишь эксперименты могут отве­тить на этот вопрос, и находка торголитов может ускорить их постановку.

Литература

Билибина Т. В., Дашкова А. Д., Донаков В. И., Титов В. К., Щукин С. И. Петро­логия щелочного вулканогенно-интрузивного комплекса Алданского щита. Л.: Недра 1967. 264 с.

Вулах А. Г. Геологическое строение и этапы формирования массивов щелочных пород и карбонатитов Турьего полуострова (Мурманская область). — Вести. ЛГУ, сер. геол., географ., 1974, № 24, вып. 4, с. 21—32.

Вулах А. Г. Классификационные схемы, последовательность и стадийность фор­мирования карбонатитов. — Минералогия и геохимия, 1979, № 5, с. 17—26.      Воробьев Е. И. Геохимическая специфика кальцитов из карбонатитов как поиско­вый   критерий. — В   кн.:   Геохимия   эндогенных   процессов.   СибГЕОХИ,   Иркутск, 1979,   с.   93—96.

Воробьев Е. И., Алексеев Ю. А., Малышонок Ю. В. Первая находка Мезозойских карбонатитов на Алданском щите. — В кн.: Геология, алмазоносность и металлоге­ния Сибирской платформы и ее обрамления (тез. докл.). Иркутск, 1981, с. 53—54.

Дэна Дж., Дэна Э. С, Фрондель К. Система минералогии. Минералы кремнезема. М.: Мир, 1966. 430 с.

Конев А. А. Новая горная порода и новый тип ультракалиевого глиноземного сырья. — В кн.: Геология, алмазоносность и металлогения Сибирской платформы и ее обрамления. Иркутск, 1981, с. 93—94.

Кухаренко А. А., Булах А. Г., Бакланова К. А. Сульфатмонацит из карбонатитов Кольского  полуострова. — ЗВМО,  1961,   вып.   4,   с.   373—381.

Рогова В. П. Псевдолеицитовые породы Мурунского щелочного массива. — ДАН СССР, 1966, т.  169,  № 2,   с.  445—448.

Рогова В. П., РоговЮ. Г., Дрщ В. А., Кузнецова Н. Н. Чароит — новый минерал и новый ювелирно-поделочный камень. — ЗВМО, 1978,  вып.  1, с.  93—100.

Франк-Каменецкий В. А. Природа структурных примесей в минералах. Л.: Изд-во Ленингр. ун-та, 1964, 240 с.

Sundius N. Alkaline rocks and carbonates of alkalies, calcium and magnesium. — Arkiv for Mineralogi och Geologi, 1958, vol. 2, p. 319—331.

Watkinson D. H., Wyllye P. J. Phase equilibrium stadies bearing on the limestone assimilation hypothesis. — Bull. geol. Soc. Amer., 1969, vol. 80, p. 1566—1576.

- Wyllie P. J., Haas J. L. The system CaO— SiO₂—CO₂—H₂O. 1. Melting relatioaships withs excess vapor at kilobar pressure. — Geochim. Cosmochim. Acta, 1963, vol. 29, p. 871— 892.

Институт геохимии (ИГХ) СО АН СССР,

Институт земной коры СО АН СССР,

г. Иркутск.

Поступила в редакцию

8 декабря 1982 г.