Записки Российского минералогического общества, 2021, T. 150, № 2, стр. 1-17

ВВЕДЕНИЕ

Горный Крым – часть грандиозной Альпийско-Гималайской складчатой системы (Хаин, 2001). Горный Крым – мезозойское, киммерийское покровно-складчатое сооружение, состоящее из северной Лозовской и южной Горно-Крымской тектонических зон (Короновский, Милеев, 1974; Милеев и др., 2006). Значительную часть складчатого комплекса Горного Крыма слагают образования островодужной стадии. Это терригенные флишевые толщи T₂–J₁ таврической и эскиордынской серий, сложно дислоцированные и несогласно перекрытые J₂ угленосными конгломерато-песчано-глинистыми толщами, заметно дислоцированными. Более древние толщи слагают ядра антиклинальных структур: Качинского, Южнобережного и Туакского поднятий (Муратов, 1973). Терригенные толщи пересечены и контактово метаморфизованы небольшими плутонами раннебайосских габбро-норит-долеритов и близких пород первомайско-аюдагского интрузивного комплекса (Спиридонов и др., 1990, 2019; Морозова и др., 2012). К этому комплексу принадлежит большая часть интрузивов мезозоид Горного Крыма. Эти интрузивы пересечены жерловинами и дайками андезитов, базальтов и пикритов позднебайосской островодужной карадагской вулканический серии (Спиридонов и др., 1990; Никитин, Болотов, 2006, 2007). Палеотипные и кайнотипные вулканиты карадагской серии имеют островодужные петрохимические характеристики (Спиридонов и др., 1990, 2017; Meijiers et al., 2010). Более молодые, чем карадагская серия, образования представлены интрузивами фаялитовых плагиогранитов средне-позднеюрского кастельского комплекса (Спиридонов, Путинцева, 2019), многокилометровыми терригенно-карбонатными толщами верхов средней и поздней юры (Муратов, 1973). Все эти образования тектонизированы и дислоцированы (Милеев и др., 2006; Бискэ, 2007), захвачены региональным низкоградным метаморфизмом погружения (нагружения) позднеюрского возраста, протекавшим в условиях цеолитовой и пренит-пумпеллиитовой фаций (Спиридонов, 1989; Спиридонов и др., 2018).

Покровно-складчатый комплекс Горного Крыма несогласно перекрывают практически не дислоцированные отложения мела, палеогена и неогена. В их числе – раннемеловая балаклавская серия субсеквентных кайнотипных вулканитов базальт-андезит-дацит-трахириолитового состава, размещенная в Западном Крыму (Лебединский, Добровольская, 1961). В Горно-Крымской зоне в бассейне р. Бодрак развиты единичные дайки керсутитовых габбро-долеритов мелового возраста (Морозова и др., 2017), секущие оливиновые габбро-норит-долериты первомайско-аюдагского комплекса. В зоне регионального Бодракского разлома установлены проявления мантийного щелочного магматизма, возможно, неоальпийского возраста – малого масштаба дайки флогопитовых минетт и ассоциирующих марганцовисто-железистых эгириновых карбонатитов, с которыми сопряжена Sb–Hg минерализация (Спиридонов, 2017). Описанию этих минетт посвящена статья.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Изучена коллекция образцов, собранная автором в Первомайском и Петропавловском карьерах Горного Крыма. Химический состав минетт исследован в лабораториях геологического факультета МГУ. Состав минералов определен с помощью аналитического комплекса с комбинированной системой микроанализа на базе СЭМ Jeol JSM-6480 LV (лаборатория локальных методов исследований кафедры петрологии геологического факультета МГУ). Методика измерений стандартная (Рид, 2008). Фотографии в режиме отраженных электронов и микрозондовые анализы минералов выполнила аналитик-исследователь Н.Н. Коротаева. В таблицах и на рисунках использована единая нумерация анализов минералов.

БОДРАКСКИЙ РАЗЛОМ

Региональный Бодракский разлом глубокого заложения субширотного простирания разделяет северную Лозовскую и южную Горно-Крымскую тектонические зоны киммерид Горного Крыма. Разлом почти вертикальный. Домезозойский фундамент южного крыла расположен на 1000 м выше северного (Барыкина, Большаков, 1997). Эскиордынская серия T₂–J₁ (терригенные флишоидные отложения континентального склона) развита к северу от Бодракского разлома. Таврическая серия T₂–J₁ (терригенные флишевые отложения подножия континентального склона) расположена к югу от него. По Н.В. Короновскому и В.С. Милееву (1974), Бодракский разлом “обрубил” головную часть надвига, по которому эскиордынская толща была надвинута на таврическую.

Зона Бодракского разлома вмещает цепочку интрузивов габбро-норит-долеритов, габбро-диоритов, кварцевых диоритов первомайско-аюдагского комплекса раннебайосского возраста. Непосредственно в одной из главных ветвей Бодракского разлома размещен Кушнарёвский (Первомайский) интрузив габбро-норит-долеритов, кварцевых габбро-диоритов и диоритов, гранодиоритов и плагиогранитов первомайско-аюдагского комплекса. Очевидно, что Бодракский разлом был заложен ранее байоса.

В позднебайосское время Кушнарёвский интрузив был пересечен ветвями Бодракского разлома, по которым внедрились дайки базальтов, андезитов, магматических брекчий карадагской серии; мощность этих даек варьирует от 1–2 см до 3 м. При процессах регионального низкоградного метаморфизма позднеюрского возраста в зоне Бодракского разлома произошли заметные подвижки. Так, был сорван северный контакт Кушнарёвского интрузива, крутопадающие трещины срыва покрыты пленками и щетками ломонтита и кальцита, гейландита, пирита.

Судя по смещению меловых отложений, в послемеловое время северное крыло Бодракского разлома было поднято примерно на 200 м (Барыкина, Большаков, 1997).

Единичные маломощные дайки кайнотипных минетт и карбонатитов, не несущие никаких признаков тектонизации, развиты в центральной части Кушнарёвского и в краевой части Петропавловского интрузивов. На этом основании можно считать, что возраст этих щелочных магматитов – неоальпийский (Спиридонов, 2017). Их сопровождает Sb-Hg минерализация – гнезда и вкрапленность киновари, антимонита, Pb-Sb сульфосолей. Восточнее в зоне Бодракского разлома размещено довольно крупное Лозовское Sb-Hg проявление.

МИНИ-ДАЙКИ МИНЕТТ ГОРНОГО КРЫМА

Кушнарёвский интрузив. Небольшие кусты мини-даек минетт наблюдались в различных участках этого интрузива, вскрытого Первомайским карьером строительного камня. Более крупные дайки плитообразной формы, мощность которых составляет от 1.5 до 7 см, прослежены по простиранию на 12–20 м, они секут под углами от 35° до 85° кварцевые габброиды, метаморфизованные габброиды и крупные гнезда пренита, пумпеллиита и ломонтита среди них (рис. 1). Это – породы черного цвета, тонкозернистые. В минеттах, слагающих наиболее мощную (7 см) дайку, различимы многочисленные пластинчатые вкрапленники флогопита. Кусты более мелких разноориентированных мини-даек, толщина которых редко достигает 2 мм, обычно размещены в участках интенсивно метаморфизованных габбро-диоритов с множеством гнезд пренита, пумпеллиита и гиролита. Контакты таких мини-даек прямолинейные, вкрапленники – пластины флогопита – ориентированы параллельно контактам даек, вдоль контактов развиты микрозернистые породы (рис. 2). Такие мини-дайки удалось проследить по простиранию на 20–110 см.

Рис. 1.

Маломощные дайки минетт (черные) секут метагаббро-диориты Кушнарёвского интрузива и гнезда пренита и ломонтита среди них. Придонная часть Первомайского карьера. Fig. 1. Thin dykes of minette (black) crosscut metagabbro-diorite and nests of prehnite and laumontite in the Kushnaryov intrusive. The bottom part of the Pervomaisky pit.

Рис. 2.

Мини-дайка минетт с вкрапленниками флогопита сечет гнездо пренита в метагаббро-диоритах Кушнарёвского интрузива. Первомайский карьер. Изображение в проходящем свете, николи скрещены. Ширина поля зрения 3 мм. Fig. 2. Small minette dyke with phlogopite phenocrysts crosscuts the prehnite nest in metagabbro-diorites of the Kushnaryov intrusive. Pervomaisky pit. Transmitted light, crossed polars. The field of vision is 3 mm in width.

Петропавловский интрузив. Мини-дайки флогопитовых минетт мощностью до 3–5 мм (обычно <1.5 мм) обнаружены в краевой части интрузива, где они пересекли мелкокристаллические габбро-норит-долериты, брекчированные габбро-долериты и среди них – гнезда ломонтита, окрашенного лепидокрокитом в яркий розовый цвет. Максимальная прослеженная длина мини-даек минетт не превышает 30–50 см. Минетты – микро- и тонкозернистые, черного и смоляно-черного цвета.

СОСТАВ МИНЕТТ ГОРНОГО КРЫМА

Химический состав минетт из наиболее мощной дайки в габброидах Кушнарёвского интрузива следующий [мас. %, в скобках приведен состав минетт по данным А.Н. Заварицкого (1955)]: SiO₂ 49.86 (49.45), TiO₂ 1.66 (1.2), P₂O₅ 2.68 (1.12), Cr₂O₃ 0.04, Al₂O₃ 10.68 (14.41), FeO 6.24 (8.06), MnO 0.09 (0.13), MgO 8.21 (8.26), CaO 5.97 (6.73), Na₂О 0.77 (2.54), K₂O 8.13 (4.69), BaO 0.52, ППП 5.12 (3.04), сумма 99.97 (99.66) %. Крымские минетты менее глиноземистые, более магнезиальные, в них значительно больше калия и меньше натрия, чем в минеттах по А.Н. Заварицкому; у крымских минетт отношение K₂O/Na₂О равно 10.6 против 1.8 у минетт по А.Н. Заварицкому. По соотношению калия и натрия крымские минетты относятся к лампроитовой серии щелочных магматитов. Об этом же свидетельствует обогащенность крымских минетт барием и фосфором (апатитом). Содержание фосфора в крымских минеттах в 2.5 раза выше, чем в типичных минеттах по А.Н. Заварицкому.

Крымские минетты из наиболее мощной дайки в габброидах Кушнарёвского интрузива содержат (г/т): La 117.8, Ce 240.0, Pr 28.1, Nd 97.2, Sm 18.7, Eu 6.26, Gd 23.2, Tb 2.90, Dy 16.5, Ho 2.72, Er 6.45, Tm 1.05, Yb 4.93, Lu 0.56, сумма REE 566. Как и иные магматические щелочные породы мантийного происхождения, крымские минетты обогащены легкими лантанидами, прежде всего церием, лантаном и неодимом, характеризуются выраженным европиевым минимумом, что резко отличает их от вмещающих островодужных габброидов (рис. 3).

Рис. 3.

Распределение лантанидов в арфведсонит-флогопитовых минеттах и вмещающих кварцевых габбро-диоритах Кушнарёвского интрузива. Содержание лантанидов нормировано по хондриту С1 (Sun, McDonough, 1989). Fig. 3. REE patterns normalized to C1 chondrite (Sun, McDonough, 1989) of arfvedsonite-phlogopite minettes and host quartz gabbro-diorites of the Kushnaryov intrusive.

МИНЕРАЛОГИЯ МИНЕТТ ГОРНОГО КРЫМА

Оливин. Редкие небольшие до 0.2 мм вкрапленники оливина правильной стандартной формы полностью замещены флогопитом. Нередки срастания из двух-трех вкрапленников оливина.

Авгит слагает редкие вкрапленники размером до 0.6 × 0.4 мм, большей частью замещенные флогопитом, и единичные мелкие призмы в матрице пород.

Флогопит. Вкрапленники флогопита и апатита образуют флюидальную текстуру, как параллельную контактам даек (рис. 2, 4), так и вихревую. Размер наиболее крупных вкрапленников флогопита достигает 1.5 × 0.2 мм. В ядрах некоторых крупных вкрапленников установлен безфтористый флогопит с 2.1 мас. % Cr₂O₃ и 6.8% TiO₂, с железистостью Fe# = Fe/(Fe + Mg) 17.7 (табл. 1, ан.1); вероятно, он является продуктом мантийной кристаллизации. Подавляющее большинство крупных вкрапленников, а также более мелкие вкрапленники слагают фтор-гидроксилфлогопит, железистость которого от центра к краям кристаллов увеличивается от 7.8 до 23.4; содержание титана при этом возрастает от 1.4% до 3.1 мас. %, содержание фтора плавно увеличивается от 1.8 до 2.4 мас. %, содержание хрома снижается от 0.5–0.7% до следов (табл. 1, ан. 2–8). Ширина внешней зоны более железистого флогопита с Fe# 20–23, содержащего 2–3 мас. % титана, не превышает 15 мкм, окраска такого флогопита по Ng светлокоричневая с красноватым оттенком. Многие кристаллы флогопита окружает тонкая (<3 мкм) кайма красного цвета; корректно определить ее состав не удалось; возможно, это – тетраферрифлогопит.

Рис. 4.

Ориентировка вкрапленников флогопита и апатита в минеттах подчеркивает флюидальную текстуру. Матрица – агрегат санидина, арфведсонита и кальцита. Изображение в проходящем свете, николи скрещены (а), изображение в отраженных электронах (б). Fig. 4. Orientation of phlogopite and apatite phenocrysts in minettes emphasizes the flow texture. The matrix is composed of sanidine, arfvedsonite, and calcite. Transmitted light, crossed polars (а), BSE image (б).

Апатит. Крымские минетты крайне богаты апатитом, среднее его содержание ~5 объемных %. Ориентировка вкрапленников апатита и флогопита подчеркивает текстуры течения (рис. 4, б). Размер призматических кристаллов-вкрапленников апатита до 0.2 × 0.05 мм. Большую часть вкрапленников слагает фторапатит-I (рис. 5), который содержит 1.9–2.4, изредка до 6.6 мас. % SrO (табл. 1, ан. 9-11). Фторапатит-I содержит от 0.4 до 1.2 мас. % лантанидов (Ce $ \gg $ Nd ~ La), до 0.4 мас. % Ва, следы хлора; в его составе небольшая часть анионов [PO₄] замещена на [SiO₄] и [SO₄].

Рис. 5.

Вкрапленники в минеттах – зональные кристаллы апатита. а – центр кристалла (серый, ан. 9), кайма замещения (светлая, ан. 13); б – ядро кристалла (темно-серое, ан. 10), оторочка ядра (серая, ан. 11), светлая зона (ан. 15); в – кайма замещения левого кристалла (ан. 14). Яркие выделения – циркон, монацит и ксенотим; г – зональная кайма замещения – оторочка вокруг темно-серого ядра (светло-серая, ан. 12), широкая светлая зона (ан. 16). Изображения в отраженных электронах. Fig. 5. Phenocrysts of zonal apatite crystals in minettes. BSE images.

Фторапатит-II развит во внешних зонах кристаллов-вкрапленников, активно замещая фторапатит-I (рис. 5), и слагает обособленные призматические кристаллы в цементирующей массе минетт, обычно в гнездах позднемагматического кальцита. Фторапатит-II весьма богат стронцием, содержит 16–21.6 мас. % SrO (табл. 2, ан. 12–16). Фторапатит-II содержит от 1.1 до 1.9 мас. % лантанидов (Ce > La $ \gg $ Nd), 0.6–1.1 мас. % ВаO; в его составе небольшая часть анионов [PO₄] замещена на [SiO₄] и [SO₄].

Санидин. Большую часть матрицы минетт образуют призматические кристаллы санидина, длиной до 0.2 мм, толщиной обычно до 0.05 мм (рис. 6). Угол оптических осей минерала – до 8°. Кристаллы санидина имеют сложное зональное строение (рис. 6). По составу это – Fe-содержащий санидин с 3.1–4.6 мас. % Fe₂O₃ и 0.8–2.4 мас. % BaO (табл. 3, ан. 17–19). В составе санидина проявлен отчетливый изоморфизм Al–Fe³⁺. Более железистый санидин богаче калием и натрием, беднее – барием и кальцием. Состав минерала варьирует от K_89.3Na_5.3Ba_4.4Ca_1.0 до K_91.8Na_6.3Ba_1.5Ca_0.4.

Рис. 6.

Матрица минетт: призматические кристаллы санидина (светлые зоны кристаллов обогащены барием – ан. 17). В промежутках между кристаллами санидина призмы арфедсонита (светлые) и ксеноморфный кальцит (черный). Изображение в отраженных электронах. Fig. 6. Minette matrix represented by prismatic crystals of sanidine (the light zones of crystals are enriched with barium, an. 17) with arfvedsonite prisms (light) and xenomorphic calcite (black) in the interstitial space. BSE image.

Арфведсонит. В цементирующей массе крымских минетт много мелких призматических кристаллов арфведсонита, как одиночных, так и образующих небольшие пучки (рис. 6, 7). Относительно больше арфведсонита в гнездах позднемагматического кальцита (рис. 7). В проходящем свете цвет арфведсонита варьирует от густого коричневато-зеленого (Np) до грязного коричневато-зеленоватого (Ng) и желтовато-зеленого (Nm), Np > Ng > Nm; удлинение отрицательное; угол погасания Np : z = 7°–13°. Кристаллы арфведсонита по составу не зональные. Состав минерала достаточно устойчив (табл. 4, ан. 20–27). Состав щелочного амфибола крымских минетт довольно своеобразен – это низкофтористый безглиноземистый арфведсонит, обогащенный титаном (4.2–5.2 мас. % TiO₂), магнием и калием. Железистость крымского арфведсонита низкая (54.1–56.2), минерал по составу близок к магнезиоарфведсониту. Содержание марганца невысокое (0.5–0.7 мас. %). В отдельных кристаллах арфведсонита установлено наличие циркония, до 0.3%. Формула арфведсонита – (Na_2.00–2.08K_0.77–0.87Ca_0.11–0.17)_2.99–3.01 (${\text{Fe}}_{{2.08}}^{{2 + }}$_–2.21Mg_1.75–1.86Mn_0.07–0.09)₄(Ti_0.48–0.60${\text{Fe}}_{{0.40 - 0.50}}^{{3 + }}$V_0–0.02Zr_0–0.02)₁[(Si_7.73–7.94${\text{Fe}}_{{0.27 - 0.06}}^{{3 + }}$)₈O₂₂] (OH_1.00–1.50O_0.44–0.63F_0–0.50)₂.

Рис. 7.

Матрица минетт: гнездо кальцита с включениями апатита и арфведсонита (ан. 21, 22, 23). Изображения в проходящем свете без анализатора (а), в скрещенных николях (б). Fig. 7. Minette matrix represented by the nest of calcite with inclusions of fluorapatite and arfvedsonite (an. 21, 22, 23). Transmitted light, one polar (а), crossed polars (б).

В первом приближении состав арфведсонита крымских минетт отвечает KNa₂(Fe²⁺,Mg)₄(Fe³⁺,Ti)[Si₈O₂₂](OH_1–1.5O_0.5F_0–0.5)₂ или KNa₂(Fe²⁺,Mg)₄(Ti,Fe³⁺) [Si₈O₂₂](OH_1–1.5O_0.5F_0–0.5)₂; первый вариант состава достаточно близок к принятому для арфведсонита (Leake, 2003); второй вариант состава, возможно, отвечает “титанистому арфведсониту”.

Кальцит – характерный минерал щелочных магматических пород. В крымских минеттах ксеноморфный кальцит заполнил промежутки между кристаллами санидина и арфведсонита и образует небольшие, до 3 мм, овальной формы скопления с включениями фторапатита и арфведсонита (рис. 7). Кальцит содержит до 1.1 мас. % SrO, до 0.2 мас. % BaO и FeO.

Кварц. В отдельных участках в цементирующей массе минетт промежутки между кристаллами санидина и арфведсонита заполнены не кальцитом, а ксеноморфным кварцем. В этих же участках находятся циркон, титанит и метакристаллы пирита с включениями барита.

Циркон. Состав циркона из цементирующей массы минетт, ан. 28 (мас. %): ZrO₂ 52.50, HfO₂ 2.77, ThO₂ 1.22, TiO₂ 0.72, Nb₂O₅ 1.32, Y₂O₃ 2.66, La₂O₃ 0.38, Ce₂O₃ 1.82, Nd₂O₃ 1.363, Sm₂O₃ 0.749, Gd₂O₃ 0.50, Dy₂O₃ 0.39, SiO₂ 30.95, P, U не обнаружены, сумма 97.35%; формула минерала (Zr_0.826Y_0.046Hf_0.026Ce_0.021Nb_0.019Nd_0.018Ti_0.017Th_0.009Sm_0.005 Gd_0.005Dy_0.004La_0.004)_1.001[Si_0.999 O_3.902OH_0.098]. Отношение ZrO₂/HfO₂ равно 19. Циркон – единственный минерал минетт, который содержит существенное количество (5.2 мас. %) лантанидов, а также – иттрия. Их распределение в порядке уменьшения содержаний следующее: Y $ \gg $ Ce > Nd $ \gg $ Gd, Sm > Dy, La.

Титанит. Состав титанита из цементирующей массы минетт, ан. 29 (мас. %) следующий: CaO 26.60, SrO 1.85, Ce₂O₃ 0.57, Nd₂O₃ 0.33, TiO₂ 34.77, ZrO₂ 0.82, V₂O₃ 0.43, Al₂O₃ 0.56, Fe₂O₃ 3.50, SiO₂ 29.95, F не обнаружен, сумма 99.36%; формула минерала (Ca_0.950Sr_0.036Ce_0.007Nd_0.004)_0.997(Ti_0.871${\text{Fe}}_{{0.088}}^{{3 + }}$Al_0.022Zr_0.013V_0.011)_1.005[O/(SiO₄)_0.998]. Как видно из приведенных данных, особенности состава титанита сходны с особенностями состава иных минералов крымских минетт: минерал обогащен стронцием и железом, относительно беден лантанидами и алюминием. Отметим заметное содержание циркония, что характерно для титанита щелочных магматитов.

Пирит. Единичные метакристаллы беспримесного пирита размером до 0.3 мм установлены в минеттах наиболее крупной дайки. Содержит мелкие неправильной формы включения барита.

Барит. Размер выделений барита <50 микрон. Состав минерала отвечает формуле Ba_0.97Sr_0.02Ca_0.01[SO₄].

СРАВНЕНИЕ МИНЕТТ ГОРНОГО КРЫМА И ИНЫХ РЕГИОНОВ

Описанные крымские минетты чрезвычайно похожи на флогопитовые минетты Маймеча-Котуйской провинции щелочных–ультраосновных пород и карбонатитов на северо-востоке Восточно-Сибирской платформы (Бутакова, Егоров, 1962; Жабин, Сурина, 1970; Arndt et al., 1998). Единичные дайки таких минетт с обильными вкрапленниками флогопита пересекли магматические сульфидные руды и породы рудоносного интрузива в руднике Заполярном Норильского рудного поля. По химическому составу пород и особенностям распределения лантанидов крымские минетты близки к минеттам лампроитовой серии (Rock et al., 1991).

Ранний хромисто-титанистый флогопит крымских минетт близок к мантийному титанистому флогопиту (Рябчиков, 1981; Arima, Edgar, 1981; Spear, 1984). Преобладающий в крымских минеттах относительно высоко глиноземистый фторгидроксилфлогопит по составу близок к флогопиту минетт лампроитовой серии (Rock et al., 1991). Как характерно для минетт в целом, состав флогопита крымских минетт перекрывается с лампроитовым, тренд зональности – волжидитовый (Mitchell, Bergman, 1991). Основное количество флогопита кристаллизовалось совместно с апатитом, что является очевидной причиной бедности флогопита крымских пород фтором (Zhu, Sverjinsky, 1992).

Характернейший минерал крымских минетт – обогащенный стронцием фторапатит. Этот минерал типичен для высокощелочных магматических пород и пегматитов (Бонштедт и др., 1937; Phosphates, 2013). Невысокий уровень содержаний лантанидов во фторапатите крымских минетт, как и во фторапатите хибинских апатит-нефелиновых магматических пород, вероятно, обусловлен огромным количеством апатита (Бонштедт и др., 1937; Дудкин и др., 1964).

Арфведсонит щелочных гранитов и сиенитов беден магнием и титаном. Титанистый магнезиоарфведсонит, по составу близкий к крымскому, описан в шонкинитах (Freidenberg, 1910). Наиболее близкий к крымскому титанистый арфведсонит описан в контаминированных (гибридизированных) щелочных гранитах Кольского полуострова близ контакта с древними габбро-анортозитами, богатыми титаномагнетитом (Воробьёва, 1932).

Считается, что титанит может быть важным минералом – носителем циркония в лампрофирах (Seifert, Kramer, 2003), а позднемагматический циркон способен содержать заметное количество (ОН)-групп (Zircon, 2004). Наши данные этому не противоречат.

ИТОГИ ИССЛЕДОВАНИЯ

Впервые в киммеридах Горного Крыма изучены проявления мантийного щелочного магматизма. Это – эпикиммерийские послеюрские дайки арфведсонит-флогопитовых минетт малого масштаба в зоне регионального Бодракского разлома. Подавляющую часть вкрапленников слагает фтор-гидроксилфлогопит, железистость которого от центра к краям кристаллов увеличивается от 7.8 до 22.6, содержание титана при этом возрастает от 1.4 мас. % до 3.1%, фтора – от 1.4 до 2.4%, содержание хрома снижается от 0.5–0.7% до следов. Флогопит крымских минетт по составу отвечает флогопиту минетт лампроитовой серии, тренд зональности – волжидитовый. Минетты крайне богаты фосфором, в среднем содержат 2.6 мас. % Р₂О₅. Ориентировка вкрапленников апатита и флогопита подчеркивает текстуры течения, как параллельные контактам даек, так и вихревые. Фторапатит-I содержит 1.9–6.6 мас. % SrO, обрастающий и замещающий его фторапатит-II – 16–21.6 мас. % SrO. Цементирующую массу минетт слагают призмы Ba- и Fe-содержащего санидина и арфведсонита, ксеноморфный Sr-содержащий кальцит. Низкофтористый безглиноземистый арфведсонит богат титаном (4.2–5.2 мас. % TiO₂) и калием, близок к магнезиоарфведсониту. Циркон минетт содержит (мас. %): HfO₂ 2.8, REE₂O₃ 5.2, Y₂O₃ 2.7, Nb₂O₅ 1.3, ThO₂ 1.2; ZrO₂/HfO₂ = 19; редкоземельные элементы и итрий по содержаниям образуют следующий ряд Ce > Nd $ \gg $ Gd, Sm > Dy, La.

Автор благодарен Н.Н. Коротаевой за высокое качество фотографий и химических анализов, полученных с помощью электронного микрозонда. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант 19-05-00490) с использованием оборудования, приобретенного за счет средств Программы развития Московского университета.