Классификация ультрамафических и мафических формаций

(составлена авторами ВСЕГЕИ, небольшие дополнения

и исправления автора помечены звездочкой)

 

Группа	Формации
формаций	эффузивные и жильные	интрузивные
Ультрамафито- вых	Коматиитовая* Меймечитовая*	Дунит-перидотитовая Пироксенит-перидотитовая Дунит-пироксенит-габбровая Перидотит-пироксенит-норитовая
Щелочно-ультрамафитовых	Карбонатит-нефелинитовая   Лампроитовая* Кимберлитовая	Щелочно-ультрамафитовая с карбонатитами*
Мафитовых	Натриевых базальтов (спилит-диабазовая) Натриевых базальтов-риолитов (спилит-кератофировая) Базальт-андезит-риолитовая Андезит-базальтовая Калиевых базальтов-трахитов Риолит-лейкобазальтовая Трахибазальтовая Трахибазальт-трахиандезит- трахиорилитовая Базальт-долеритовая (трапповая) Габбро-диабазовая	Анортозитовая Сиенит-габбровая Габбро-анортозитовая Габбро-верлитовая
Щелочно-мафитовых	Щелочных базальтоидов и фонолитов* Щелочных базальтоидов и лейцитофиров*	Щелочных габброидов и нефе­линовых сиенитов* Щелочных габброидов и псевдо­лейцит-нефелиновых сиенитов*

 

 

формации отмечаются оливиновые и нормальные габбро, изредка верлиты, пироксениты, нориты, анортозиты и другие ультрамафиты и мафиты. Наложенные метасоматические про­цессы (помимо серпентинизации) приводят к образованию родингитов, лиственитов, стеатитов, талькитов, жадеититов, глаукофановых и других пород.

Общее число комплексов, входящих в дунит-перидотитовую формацию, измеряется многими десятками. Прототипом формации могут служить массивы Хромитоносного пояса Урала, прослежи­вающиеся в меридиональном направлении в зоне Главного Ураль­ского разлома почти на 2500 км. Среди них – Войкаро-Сыньинский, Рай-из, Крака, Кемпирсайский и другие массивы. Хорошо изучены дунит-перидотитовые комплексы Алтае-Саянской складчатой области, Восточного Казахстана, Корякского нагорья, Малого Кавказа. Широко известны комплексы Средиземноморья, Ближнего Востока (Омана, Турции, Ирана), Новой Зеландии, Тасмании, Австралии и других районов. Нижняя возрастная граница формирования дунит- гарцбургитовых комплексов, по-видимому, соответствует верхнему протерозою. Эпохами активного образования дунит-перидотитовых комплексов являются: венд-раннепалеозойская (Аппалачи), средне-палеозойская (Урал и Средиземноморский пояс), верхнепалеозойская (Новая Зеландия, Северо-Восток России), средне-верхнемезозойская (Альпы, Аппенины, Балканы, Турция, Малый Кавказ), верхнемеловая-палеогеновая (Кипр, Оман, Иран, Камчатка).

Основной формой проявления дунит-перидотитовых ком­плексов являются протяженные цепочки удлиненных и примерно одинаково ориентированных в плане тел, целиком слагающих или участвующих в строении «гипербазитовых», «перидотитовых», офиолитовых» или «серпентинитовых» поясов. Эти пояса приуро­чены к гигантским линеаментам земной коры длиной в сотни и тысячи километров, занимающим определенную тектоническую позицию в структуре складчатых областей или на их границах с областями стабильного развития. Обычно они разделяют складчатые зоны с различным режимом развития. Становление комплексов дунит-перидотитовой формации долгое время связывалось лишь с одним классом эндогенных режимов – геосинклинальным. Это происходи­ло на ранних этапах развития складчатых областей в связи с иници­альным магматизмом (по Г.Штилле). С позиций плейт-тектоники линейные комплексы дунит-перидотитовой формации представляю собой участки верхнего слоя мантии в зонах сочленения и взаимо­действия литосферных плит. И хотя в настоящее время значительная часть таких поясов оказалась расположенной внутри континентов, считается, что в свое время эти пояса образовались на окраинах ли­тосферных плит вследствие явлений субдукции или обдукции. К линеаментам, в зонах которых располагаются дунит-перидотитовые комплексы, обычно приурочены меланжи – тектонические брекчии из фрагментов ультрамафитов и мафитов с включениями осадочных и метаморфических пород, сцементированных серпентином.

Форма массивов дунит-перидотитовой формации – линзовидная, лополитовая, гарполитовая, факолитовая и т.д. Их размеры колеблются от крупных массивов площадью в тысячи квадратных километров (Войкаро-Сыньинский на Урале, массив Сюд в Новой Каледонии) до мелких (длиной по простиранию несколько десятков метров). Мощность массивов может достигать 8 км. Внешние кон­туры дунит-перидотитовых тел обычно согласны с простиранием крупных региональных структур, контакты с вмещающими порода­ми часто тектонические. В зонах контактов ультрамафиты интен­сивно брекчированы, рассланцованы, милонитизированы и метасоматизированы. Контактовое метаморфическое влияние ультрамафи­тов на боковые породы обычно не ощущается, за исключением лерцолитовых массивов, около которых иногда наблюдаются контактовые ореолы шириной до 1 км.

Внутреннее строение дунит-перидотитовых массивов доста­точно сложное. Представления о вертикальной расслоенности таких массивов, в соответствии с которыми предполагалось, что их ниж­ние части имеют дунитовый состав, а верхние – гарцбургитовый, не подтвердились данными бурения и эксплуатационных выработок на хромиты. Более реальными являются представления о незакономер­ном распределении дунитовых тел в гарцбургитах и о появлении в верхних частях дунит-гарцбургитовых массивов лерцолитов. Важ­ным элементом внутренней неоднородности строения дунит-перидотитовых массивов является ритмичная расслоенность гарц­бургитов. Зоны гарцбургитов расслоенного типа перемежаются с зонами гарцбургитов однородного строения. Мощность слоев расслоенных гарцбургитов варьирует от первых сантиметров до 2 м. Другим важным элементом внутренней неоднородности строения дуинт-перидотитовых массивов является присутствие в них залежей хромитов, нередко представляющих промышленный интерес. Хромитовые залежи имеют ленточную, карандашевидную, линзовидную или дисковую формы, их аппроксимируют эллипсоидом с длинной осью, паралельной линейности вмещающих ультрамафитов. Эти телa залегают согласно или несогласно с полосчатостью ультрамафитов, возникая раньше или одновременно с пластическими деформациями, которым подверглись эти породы. Такие залежи получили название подиформных. В большинстве случаев подиморфные за­лежи хромитов отмечены в дунитах. Другой тип хромитовых зале­жей характеризуется тяготением к контакту ультрамафитов с вышележащим расслоенным габброидным комплексом (Новая Каледония, Филиппины).

Структуры гарцбургитов, дунитов и лерцолитов, обычно рас-сматриваемые как однородные и изотропные, возникшие при кристаллизации магматического расплава, в последнее время подверг­лись, ревизии (работы А.Николя). Микроструктурный анализ обнару­жил в них скрытую сланцеватость, выражающуюся в уплощенности и линейной ориентировке кристаллов оливина, закономерной ориентировке пироксена и цепочек кристаллов хромита. При этом оказалось, что кристаллы оливина разбиты на блоки, обнаруживают волнистое погасание. В кристаллах пироксена наблюдается искривление трещин спайности и пластинчатых структур распада, появляются полосы излома. Кристаллы иридосмина и осмирида характеризуются полосами трансляционного скольжения, сбросов, полигональными структурами и механическими двойниками. Эти катакластические явления харак­терны для так называемой протогранулярной структуры, а процессы дальнейших деформаций приводят к возникновению порфирокластической или гранобластовой структуры вследствие высокотемпе­ратурного пластичного течения.

Породообразующим минералам дунитов, гарцбургитов, лерцолитов присуще удивительное постоянство состава в разных мас­сивах мира. Оливин в ультрамафитах имеет состав Fa_8-11, ортопироксены являются энстатитами (F_7-10), клинопироксены близки к хроми­стому диопсиду (в среднем 0,76 % Сг₂O₃). По сравнению с породо­образующими силикатами, хромшпинелид характеризуется резкими колебаниями своего состава и может рассматриваться в качестве типоморфного минерала ультрамафитов дунит-перидотитовой фор­мации. В акцессорном хромшпинелиде в ряду пород дунит – гарцбургит – лерцолит с возрастанием кремнекислотности наблюдается снижение хромистости и содержания закисного железа, увеличение глиноземистости и магнезиальности (уменьшение отношений Сг/Аl и Fe²⁺/Mg). Таким образом, хромшпинелид меняет свой состав от хромита и хромистого алюмохромита в дунитах через промежуточ­ные хромпикотит и алюмохромит в гарцбургитах до глиноземистого пикотита и хромпикотита в лерцолитах. В процессе серпентинизации состав акцессорного хромшпинелида в ультрамафитах изменя­ется – минерал обогащается железом, теряя магний и алюминий, и превращается в хроммагнетит и магнетит. Сравнение средних соста­вов хромитов из подиформных залежей в гарцбургитах и в дунитах со средними составами акцессорных хромитов из гарцбургитов и дунитов в массивах Хромитоносного пояса Урала свидетельствует о том, что рудообразующие хромиты существенно богаче хромом, а также магнием и беднее алюминием, в меньшей степени железом, чем их акцессорные аналоги.

Особенности химического состава дунит-перидотитовой формации определяются особенностями состава двух главных раз­новидностей: гарцбургитов и дунитов, которые среди других магма­тических пород наиболее обогащены магнием и обеднены кремне­земом. Сумма MgO и SiO₂ в составе этих пород достигает 90 %, со­держание общего железа в виде FeO составляет около 8 %, они резко обеднены «базальтоидными» элементами – кальцием, алюминием, калием, натрием и титаном. Гарцбургиты и дуниты обогащены хромом и никелем, элементами группы платины и золотом и резко обеднены некогерентными элементами – редкими щелочами, щелочно- земельными, радиоактивными и элементами с большим радиусом и зарядом. Отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в ультрамафитах колеблются в интервале 0,703-0,730 и являются весьма высокими для пород предполо­жительно мантийного генезиса.

На происхождение пород дунит-перидотитовой формации существует несколько точек зрения, из которых остановимся на двух наиболее разработанных. Анатектическая гипотеза устойчиво доминирует в отечественной литературе с давних пор (И II.Лодочников). Согласно данной гипотезе, ультрамафиты рассматриваемой формации образовались из гарцбургитовой магмы, которая, по современным представлениям (В. В. Велинский, Е. Е..Лазько), возникла при достаточно полном плавлении мантийного субстрата близкого состава. По экспериментальным данным, температура такой магмы в верхних участках земной коры должна быть не менее 1800°С, что предполагает ее выплавление в условиях сильного перегрева на весьма больших глубинах верхней мантии – от 400 до 1100 км. По мнению ряда петрологов, сильный перегрев в верхней мантии невозможен, хотя данные Кольской сверхглубокой скважины показывают достаточную ограниченность наших сужде­нии о тепловом режиме земных недр. Возражения против очень высоких температур существования гарцбургитового расплава снимаются, если принять предположение Н.Боуэна о том, что в верхние горизонты земной коры гарцбургитовая или дунитовая магма внедряется в виде «каши» кристаллов, содержащей небольшое количе-ство межзерновой жидкости, которая придает ей подвижность. Сле­ды пластических деформаций и трансляционного скольжения, запечатленные в «метаморфической» структуре ультрамафитов дунит-перидотитовой формации, находятся в соответствии с подобной моделью, а вот каких-либо признаков межзерновой жидкости, зафиксированной в составе краевых зон кристаллов ультрамафитов, пока не установлено. Другим аргументом против существования гарцбургитовой магмы является отсутствие эффузивных эквивалентов гарцбургитов. Известные ультрамафитовые вулканиты: коматииты, меймечиты и пикриты, – обычно имеют верлитовый, а не гарцбургитовый или лерцолитовый состав.

Протрузивно-реститовая гипотеза, активно разрабатывае­мая в трудах ряда зарубежных и отечественных ученых, предполага­ет внедрение ультрамафитов дунит-перидотитовой формации в твердом состоянии вдоль зон глубинных расколов из верхней ман­тии. Считается, что дунит-перидотитовые массивы представляют собой дезинтегрированные и перемещенные на значительные рас­стояния крупные тектонические пластины, отторженцы верхней мантии. Эта гипотеза получила развитие в рамках плейт-тектоники, поскольку механизм подъема дунит-перидотитовых массивов легче объяснить в связи с перемещением литосферных плит, чем с магма­тическим внедрением. В соответствии с идеями плейт-тектоники, дунит-перидотитовые массивы, являющиеся частями океанических плит, надвинуты на края континентальных плит (процесс обдукции) в ходе общего процесса субдукции - поддвигания океанических плит под континентальные (Р.Г.Колман). Протрузивно-реститовая гипотеза хорошо объясняет сопряженность ультрамафитовых с дру­гими тектоническими пластинами в общем пакете тектонических чешуй («коллаже террейнов»), их сопряженность с зонами меланжа, тектонические контакты дунит-перидотитовых массивов, метамор­фические структуры ультрамафитов и ряд других геологических и петрологических фактов. С петрологической точки зрения гарцбургиты и дуниты образовались в верхней мантии в результате выплав­ления из первичной лерцолитовой мантии «базальтовой» состав­ляющей, т.е. представляют собой вторичное образование или «ис­тощенную» верхнюю мантию. Бедность этих пород кремнием, каль­цием, алюминием, щелочами и некогерентными элементами свидетельствует в пользу подобной возможности. По своему проис­хождению, с этой точки зрения, гарцбургиты и дуниты являются метаморфическими горными породами. Возможно, в ходе их ман­тийного пребывания в них были широко развиты процессы мантий­ного метасоматоза, в частности магниевого (Н.М.Успенский, С.В.Москалева), и мигматизации.

С массивами дунит-перидотитовой формации ассоцируют рудные формации: хромитовая с платиноидами (Кемпирсайское месторождение, Урал), тальковая (Козьмодемьяновское, Южный Урал), хризотил-асбестовая (Баженовское, Средний Урал), вермикулитовая (Каратас, Мугоджары), силикатно-никелевая (Халиловское, Урал) и другие. В зонах наложенных гидротермально-метасоматических изменений массивы рассматриваемой формации вмещают месторождения золота, нефрита, жадеита и изумрудов.

Перидотит-пироксенит-норитовая формация (расслоенных массивов). Классическим представителем и прототипом данной формации является известный Бушвельдский массив (ЮАР). К этой же формации принадлежат массивы Великая дайка (Зимбабве), Стиллуотерский (США), Калум (Гвинея), Фритаун (Сьерра Леоне), Садбери (Канада) и ряд других. В России к рассматриваемой форма­ции относятся Бураковско-Аганозерский, Мончегорский плутоны и ряд комплексов Воронежского кристаллического массива, Алтае-Саянской и Байкальской области, Алданского щита, Амуро- Охотской складчатой системы и Карело-Кольского региона. Осо­бенность этой формации заключается в том, что ее самые крупные расслоенные массивы размещаются изолированно, а не в сочетании с другими более мелкими.

Среди крупнейших плутонов формации самыми древними, по-видимо- му, являются Стиллуотерский массив (2,75 млрд лет), имеющий архейский возраст, и Бураковско-Аганозерский массив (2,44 млрд лет). Бушвельдский массив (2,05 млрд лет), Великая дайка и массив Садбери (1,7 млрд лет) образовались в протерозое. Все крупные массивы перидотит-пироксенит-норитовой формации Бушвельдский, Великая дайка, Садбери, Калум, Фритаун, Аганозерско-Бураковский, Мончегорский сформировались в условиях платформенного режима, тогда как менее крупные массивы и ком-плексы – в условиях геосинклинального режима срединных массивов. На платформах образование расслоенных массивов происхо­дило в связи с автономной активизацией и рифтогенезом (А.Д.Щеглов, 1987 г.).

Массивы рассматриваемой формации имеют различные размеры, км²: Бушвельд – 67000, Дюфек – 8000, Дулут – 4715, Великая дайка – 3 300, Стиллуотер – 190, Калум – 350, Фритаун – 500, Садбе­ри – 1350, Аганозерское-Бураковский – 800, Мончегорский – 50. Форма крупных платформенных массивов лополитообразная (Бушвельдский, Мончегорский, Садбери, Стиллуотерский, Аганозерско-Бураковский), реже воронкообразная (Фритаун). Для менее значительных по площади расслоенных интрузий срединных массивов наиболее обычной является воронкообразная (Булкинский, Лысогорский) форма. Бушвельдский массив обычно рассматривался как типичный пример лополита. В настоящее время, по данным космических исследований, на месте Бушвельдского «лополита» рисуется пять автономных кольцевых структур, ставящих под сомнение един­ство не только самого массива, но и промышленных хромитовых, магнетитовых и платинорудных горизонтов, а также их прогнозные запасы. В отличие от согласных и конформных лополитов дайкообразные тела массивов Калум и Великая дайка являются секущими и дисконформными интрузиями, у которых внутренняя расслоенность не совпадает с вертикальными и наклонными стенками контактовых поверхностей. Прекрасно обнаженные примеры дисконформных даек демонстрируют крупные, шириной до 8 км, долеритовые дайки комплекса Тугтуток в южной Гренландии. Центральные части даек обнаруживают синклиналеобразную ритмическую расслоенность. Близ краевых зон угол падения составляет 45° и уменьшается по на­правлению к центральным частям даек, где отмечается почти горизонтальая расслоенность. Падение расслоенности у контакта даек в сторону их центра указывает на направление внедрения базальтовой магмы, заполнявшей полость не снизу вверх, как можно предпола­гать, а сверху вниз. В массиве Фритаун, в котором мощность обна­женных расслоенных пород равняется примерно 6 км, относительно пологие углы падения расслоенности во внешних частях интрузива (1-20°) резко увеличиваются в направлении его центра, а по геофи­зическим и буровым данным предполагается, что таким же образом ведет себя и нижняя контактовая поверхность массива. Подобно дайкообразным, воронкообразные тела являются дисконформными интрузиями, обнаруживающими конформность лишь в краевых час­тях. Для Мончегорского плутона, по данным бурения, устанавлива­ется форма неглубокого (около 1000 м) лополита с боковым подво­дящим каналом.

Таким образом, расслоенные массивы анализируемой формации имеют формы сквозных (воронкообразные, дайкообразные интрузии), инъецированных (лополиты), а также комбинированныхтел, как, например, массив Калум, в котором глубинная дайкообразная форма в зоне платформенного несогласия переходит в полуинъецированную лакколитообразную. Взаимные переходы наблюдаются между дайкообразными, лополитообразными и воронкообразны­ми, воронкообразными и кольцевыми интрузиями. По гравиметрическим данным, не только крупные (Бушвельд, Великая дайка), но и небольшие массивы Алтае-Саянской области и Карело-Кольского региона прослеживаются на глубину 10-15 км.

В строении массивов перидотит-пироксенит-норитовой формации (в частности, крупнейшего Бушвельдского массива) принимаю участие ультраосновные породы: дуниты, гарцбургиты, ортопироксениты (бронзититы), – и основные: нориты, габбро-нориты, троктолиты, анортозиты и другие разновидности. Типоморфным минералом пород формации является ортопироксен, чащеи бронзит. Соотношение ультраосновных и основных пород ме­няется от одного расслоенного массива к другому, но преобладают габбpo-нориты. Так, в Бушвельдском массиве на долю ультраосновных приходится 25 % пород (дуниты – 0,5 %, гарцбургиты – 4,5%, бронзититы – 20%), на долю основных – 75% (нориты-анортозиты – 24 %, габбро-нориты – 34 %, габбро – 6 %, диориты – 11%). В Великой дайке, одном из наиболее эродированных расслоенных массивов анализируемой формации, соотношение ультpаосновныx и основных пород резко смещено в сторону первых (дуниты – 33 %, хромититы – 0,05 %, гарцбургиты – 12 %, бронзититы – 22 %). В массиве Садбери ультраосновные породы отсутствуют, а основные представлены норитами.

На механизм образования и порядок внедрения пород расслоенных массивов существуют разные точки зрения, из которых две представляются наиболее принципиальными. Согласно А.Халлу (для Бушвельдского массива) и Г.Хессу (для Стиллуотерского массива), их образование происходило как единый акт инъекции базальтовой магмы, из которой в результате процессов дифференциации воз­никло все разнообразие пород, в первую очередь, ультраосновных и основных. Гипотеза одноактного внедрения и последующей внутрикамерной дифференциации была развита Л.Уэйджером и Г.Брауном в известной книге «Расслоенные изверженные породы» (М.: Мир, 1970.), в которой в качестве модельного объекта детально разобран Скергаардский плутон, изученный рядом поколений английских геологов, а в качестве экспериментальной модели был взят простой «боуэновский тигель» с расплавленной базальтовой магмой. Боль­шинство расслоенных массивов ультраосновных и основных, а так­же щелочных и кислых пород, по мнению Л.Уэйджера и Г.Брауна, сформировалось таким же образом, но в тигле очень больших раз­меров. Вместе с тем еще А.Ломбардом для Бушвельдского массива была предложена гипотеза, согласно которой этот массив образо­вался в результате многоактных инъекций из глубинного магмати­ческого резервуара в процессе дифференциации на глубине. Эта ге­нетическая позиция в дальнейшем нашла значительное число после­дователей.

Ультрамафиты анализируемой формации отличаются от мантийных гранатовых перидотитов (по Б.Г.Лутцу) пониженным количеством магния и повышенной «базальтоидной» составляющей (железа, титана, алюминия, кальция, натрия). Сравнение состава габброидов этой формации с составами континентальных и океани­ческих толеитов показывает, что по концентрации некогерентных элементов эти породы близки к континентальным толеитам, что, возможно, указывает на их генетическую связь с трапповым магма­тизмом. По содержанию некогерентных элементов породы форма­ции распадаются на две дискретные группы: ультрабазиты, в кото­рых количество этих элементов близко к мантийным перидотитам, т.е. довольно низкое, и габброиды, в которых их содержание соот­ветствует континентальным базальтам, т.е. относительно высокое.

В настоящее время предполагается, что образование рассло­енных массивов рассматриваемой формации связано с двумя магма­ми – ультрамафитовой, скорее всего, возникающей при плавлении мантийных перидотитов, и толеитово-базальтовой, формирующейся на более высоком гипсометрическом уровне в ходе селективного плавления тех же перидотитов.

С расслоенными перидотит-пироксенит-норитовыми массивами связаны месторождения хромитовой (Бушвельдский массив), платиноидно-сульфидновкрапленной (Риф Меренского, Бушвельдский массив), сульфидной медно-никелевой с платиноидами (масси­вы Садбери и Монча), титаномагнетитовой с ванадием (Бушвельдский массив), хризотил-асбеста и т.д.

Щелочно-ультрамафитовая с карбонатитами формация впервые была выделена Ю.М.Шейнманном. Иногда ее называют формацией меланонефелинитов, щелочных ультрамафитов, фельдшпатоидных габброидов и карбонатитов. Классическое описание щелочно-ультраосновного с карбонатитами карело-кольского (африканда-ковдорского) комплекса сделано А.А.Кухаренко с соавторами в книге «Каледонский комплекс ультраосновных, щелочных пород и карбонатитов Кольского полуострова и Северной Карелии» (Л.: Не­дра, 1965). Эталоном рассматриваемой формации является очень крупный по размерам маймеча-котуйский, или гулинский, комплекс, расположенный на севере Сибирской платформы. В нем отчетливо выражена комагматичность интрузивных и эффузивных членов и присутствуют почти все породы, отмечаемые в других комплексах щелочно-ультрамафитовой формации.

В докембрии наблюдалось несколько периодов щелочно-ультраосновного магматизма, но их количественная роль в истории Земли невелика. Протерозойский возраст характерен для пород Палаборского массива. В фанерозое выделяются два основных периода щелочно-ультраосновной активности: пермско-триасовый возраст имеют породы гулинского комплекса и меловой – породы якупирангского комплекса. Все крупнейшие комплексы рассматриваемой формации возникали по периферии платформы, а небольшие – в складчатых зонах, преимущественно на срединных массивах. И те, и другие обычно приурочены к рифтогенным структурам.

Массивы и комплексы данной формации обнаруживаются на различных уровнях земной коры: маймеча-котуйский является при­поверхностным, ковдорский и сетте-дабанский – гипабиссальными, Частично мезоабиссальными, палаборский принадлежит к образова­ниям больших глубин. Из геофизических наблюдений складывается впечатление о сквозном, или «субъяцентном», в пределах земной коры характере распространения массивов: известный массив Фен протягивается на глубину не менее 15 км. Нижняя граница залега­ния массивов ковдорского комплекса устанавливается на глубине 2-12 км, а нижняя кромка Ковдорского массива - на 60 км. Глу­бинное продолжение Тулинского массива намечается в интервале 25-125 км, т.е. подобно Ковдорскому он своими корнями уходит в верхнюю мантию.

Для интрузивных массивов малых и средних глубин весьма типичными являются кольцевая в плане и цилиндрическая или ко­нусообразная в разрезе форма, они совмещают в своих пределах круто- и пологозалегающие магматические тела. Горизонтально залегающие вмещающие породы в непосредственной близости от контактов с массивами испытывают явление «задирания» слоев с падением их от контакта под углами до 70°. В интрузивных ком­плексах больших глубин кольцевые массивы сменяются штокообразными телами.

Общая последовательность формирования пород описывае­мой формации общепризнанна: оливиниты (дуниты) – пироксениты (рудные пироксениты) – мелилититы – турьяиты и мельтейгиты – ийолиты – нефелиновые и щелочные сиениты – камафориты и карбонатиты (кальцитовые, доломитовые, анкеритовые и др.). В составе некоторых массивов большую роль играют метасоматиты внутрен­них зон (диопсид-монтичеллит-гранатовые, диопсид-апатит-флогопитовые и др.) и метасоматиты экзоконтактных зон – фениты (эгирин-нефелин-микроклиновые, апатит-эгириновые и др.). Для формации в целом характерны, во-первых, общий гомодромный по­рядок формирования породных членов, во-вторых, исключительно высокая степень контрастности всей породной серии.

Распространенность пород рассматриваемой формации не­значительна. На долю щелочно-ультраосновных пород приходится всего около 5 % общей площади распространения щелочных пород, которые, сами по себе, среди других магматитов являются породами редкими. Ультраосновные породы формации представлены рядом дунит – оливинит – клинопироксенит, щелочные ультрабазиты и габброиды – рядом якупирангит – мельтейгит – ийолит. По частоте встречаемости в разных комплексах среди ультраосновных пород на первом месте стоят клинопироксениты, реже встречаются оливиниты и дуниты. Среди ультраосновных членов очень редки такие ти­пичные их разновидности, как перидотиты (верлиты), практически отсутствуют габбро. Средний петрографический состав формации примерно отвечает среднему составу комплекса Маймеча-Котуйской провинции. На долю ультраосновных и щелочно-ультраосновных разновидностей приходится более 90 %. Среди ультраосновных пород преобладают дуниты и оливиниты (40%), характерные для Маймеча-Котуйской, Алданской, Карело-Кольской, Зимбабвийской провинций, а также клинопироксениты (7 %), в том числе рудные. Миаскитовые нефелиновые сиениты и карбонатиты слагают соответственно 4,7 и 3,1 % площади выходов пород формации. Типоморфными породами формации являются якупирангиты, мельтейгиты, уртиты, мелитовые породы и, особен­но, камафориты и карбонатиты. Типоморфные минералы – перов­скит, мелилит, тетраферрифлогопит, бадделеит, циркелит, пирохлор, дизаналит, стронцианит.

Средний химический состав формации демонстрирует резкую обогащенность щелочами (натрий преобладает над калием) и фойдафильными элементами – редкими щелочами (рубидием, лити­ем), щелочноземельными (стронцием, барием), радиоактивными (ураном, торием), особенно редкоземельными, по сравнению с дру­гими ультраосновными формациями. Следует подчеркнуть, что это обогащение происходит за счет не только щелочных пород и карбонатитов, но и ультраосновных членов формации, в том числе дунитов и оливинитов, что свидетельствует о комагматичности ультрамафитов и щелочных пород формации.

Предположения об анатектическом способе образования щелочно-ультраосновной магмы были высказаны Ю.М.Шейнманном, а экспериментальные исследования в системе перидотит – летучий компонент подтвердили возможность прямого анатексиса щелочно-ультраосновной магмы из перидотитов. Ныне наиболее удовлетво­рительно происхождение щелочно-ультраосновной магмы объясня­ется с позиций гипотезы плавления метасоматизированной аномаль­ной мантии натриевого типа, испытавшей преданатектическую пе­реработку флюидной фазой, обогащенной натрием, летучими и фойдафильными элементами. Интрузивные комплексы щелочных и ультраосновных пород с карбонатитами обладают большой верти­кальной протяженностью, их корни прослеживаются вплоть до уровня верхней мантии. Петрохимический состав анализируемой формации близок к среднему составу мантии; отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в карбонатитах, мельтейгитах и ийолитах отвечают мантийным. На преданатектической стадии, возможно, вблизи границы слоев грана­товых и шпинелевых перидотитов происходила метасоматическая проработка ультрабазитовой матрицы глубинными флюидами, обо­гащенными некогерентными элементами. На анатектической стадии происходило селективное плавление ультрабазитов матрицы с обра­зованием первичной магмы щелочно-пикритового состава. Наиболее перспективной представляется трехстадийная модель становления формации: преданатектическая метасоматическая стадия, анатексис, дифференциация.

С породами щелочно-ультраосновной с карбонатитами фор­мации связана обширная группа рудных формаций, включая экзо­генную вермикулитовую. С дунитами ассоциируют иридиево-платиновая (Кондерский массив) и иридосминовая (Гулинский мас­сив) россыпная формация, с пироксенитами – перовскит-титаномагнетитовая (Ковдорский массив), с ийолитами – флогопитовая, апатит-магнетитовая, апатит-фенитовая (Ковдорский, Вуориярвинский, Палаборский, Маганский массивы), с камафоритами и карбонатитами – магнетит-апатитовая, флогопитовая, апатит-пирохлоровая (Араша, Мрима), апатит-гатчетолитовая, борнит-халькопиритовая с палладием (Палабора), монацитовая и бастнези-товая (Вигу, Нкомбва), флюоритовая (Большетайгинский массив), брукитовая (массив Магнет-Ков) и другие рудные формации.

Базальт-долеритовая (трапповая) формация. Термин базальт-долеритовая формация был использован авторами книги «Магматические формации СССР» [5] как синоним хорошо извест­ной трапповой формации, выделенной Ф.Ю.Левинсон-Лессингом (1931 г.) и описанной В.С.Соболевым (1936 г.) на примере траппов Сибири и А.Дю-Тойтом (1926 г.) на примере долеритов Южной Аф­рики. Характерной особенностью базальт-долеритовой формации является проявление ее в эффузивной (базальты) и гипабиссальной

(долериты) фациях. По этой причине в одних трапповых провинциях преобладают только базальты (Деканская, бассейн р. Параны), в дру­гих доминируют долериты (область Карру, Западно-Африканская провинция), а в третьих – базальты и долериты присутствуют совместно (траппы Тунгусской синеклизы и Таймыра). В базальтовых провинциях покровы базальтовых лав, излившихся друг за другом на больших площадях, занимают обширные участки платформ, ино­гда более 1 млн км². В литературе для них известны названия «платобазальты» и «покровные базальты». Считается, что они образова­лись как продукты трещинных излияний, поэтому их именуют еще «трещинными базальтами». Базальты нередко сопровождаются вул­каническими туфами и брекчиями и ассоциируют с континенталь­ными осадками. В долеритовых провинциях в подвулканическом основании наблюдается огромное количество даек и силлов долеритов, химически сходных с поверхностными лавами. Эталонными комплексами формации являются траппы Тунгусской синеклизы и Таймыpa в России и области Карру в Южной Африке.

Траппы Сибирской платформы были изучены В.С.Соболевым, M. Н. Годлевским, В.В.Золотухиным, В.А.Кутолиным, В.Л.Масайтисом и другими исследователями. Базальт-долеритовая формация Южной Африки, в частности знаменитые «долериты Карру», получили ми­ровую известность благодаря работам Р.Дели, Т.Барта, А.Дю-Тойта, Л.Иольдерварта и других геологов. Все магматические комплексы базальт-долеритовой формации возникли за счет весьма однообраз­ных по составу магм, которые В.Кеннеди были объединены под об­щим названием «толеитовая магма», а образовавшиеся из них базальты Ф.Тернером и Дж. Ферхугеном были названы толеитовыми базальтами или толеитами. Удивительная монотонность химического состава толеитов трапповых комплексов на огромных площадях их развития в весьма разновозрастных петрографических провинциях, при максимальной мощности покровных напластований, иногда достигающей 8 км, является очень характерной особенностью анализируемой формации. Вместе с тем толеитовые базальты и долериты не единственные горные породы, входящие в состав трапповой формации. В небольшом объеме в эффузивной фации отмечаются оливиновые и пикритовые базальты, пикриты, реже щелочные базальты, риолиты, трахиты, очень редко андезиты. В гипабиссальной фации следует отметить габбро-долериты, троктолитовые долериты, кварцевые долериты, диабазы, конга-диабазы, долеритовые пегматиты, гранофиры, реже габбро-тешениты, монцонит-порфиры, феррогаббро и другие разновидности. Это позволяет, по предложению Ю.А.Кузнецова, внутри трапповой формации выде­лять отдельные субформации: щелочно-базальт-толеитовую, риолит-толеитовую, риолит-щелочно-базальт-толеитовую и др. Траппо­вые провинции занимают громадные территории. Траппы Сибир­ской платформы распространены на площади 1,5 млн км², базальты Декана покрывают свыше 0,5 млн км², причем их максимальная мощность около г. Бомбея достигает 3 км, а в среднем составляет около 600 м. Лавовая толща провинции Кьюиноу в районе Великих озер имеет мощность свыше 4 км. Наиболее древние трапповые формации известны в протерозое (провинция Кьюиноу, Канада), в кембрии (Сибирь), в девоне (Русская платформа). Главнейшие же трапповые комплексы образовались в конце палеозоя, мезозое и кайнозое, главным образом, в течение пяти этапов траппового маг­матизма. В позднепермско-нижнетриасовый этап сформировались формации Сибирской и Южно-Китайской платформ, Кашмира и Аппалачей. В позднетриасово-раннеюрский этап образовались доле­риты Карру, в позднеюрско-раннемеловой – базальты р. Параны (Южная Америка), Антарктиды и Австралии; в позднемелопалеогеновый - траппы Шпицбергена, Декана и Гренландии; в позднепалеоген-неогеновый – траппы Западной Антарктиды, Исландии, Шпиц­бергена. Кроме Сибири в нашей стране позднепротерозойские и па­леозойские траппы известны на Кольском полуострове, рифейвендские – в западной и восточной частях Русской платформы, позднепермско-раннетриасовые – на Земле Франца-Иосифа. В не­больших масштабах они проявлены на Тимане (девон), в Кузбассе (пермь-триас).

Тектоническая приуроченность трапповых провинций, осо­бенно крупных, к древним платформам хорошо известна. Однако не на всех древних платформах они установлены: нет трапповых про­винций на обширной Северо-Американской платформе, на Грен­ландском щите они известны только по периферии. Довольно часто одна и та же платформенная область подвергается «активизации» несколько раз с образованием латерально-полихронных трапповых комплексов. Так, А.Дю-Тойтом для долеритов области Карру уста­новлено, по крайней мере, семь фаз долеритового магматизма, на Острове Шпицберген известны трапповые комп