Магматические и постмагматические минеральные ассоциации пород массива Малютка (Худолазовский комплекс Южного Урала)

Введение                                    Цель данной работы – детальная минера-

Худолазовский дифференцированный комплекс развит в центральной части Южного Урала и изучается с конца 40-х годов XX века. С тех пор взгляды на его геологическое строение, петрологию и генезис связанного с ним сульфидного Cu-Ni оруденения неоднократно менялись и совершенствовались (Салихов, Пшеничный, 1984; Рахимов, 2017). Автором настоящей статьи в строении худолазовского комплекса выделяются 3 типа интрузий: 1) небольшие штоки ультраосновных пород, 2) относительно крупные и в разной степени дифференцированные хонолиты меланократовых габбро, 3) относительно мелкие и однородные хоноли-ты лейкократовых габбро (Рахимов, 2017). Массив Малютка – один из характерных представителей 1 группы тел (Рахимов и др., 2019). Благодаря своим небольшим размерам и наличию более или менее представительной коллекции кернового материала этот массив стал одним из самых изученных в худолазовском комплексе, с петролого-геохимической и минералогической точек зрения.

логическая характеристика пород массива Малютка и обсуждение проблем, связанных с генетической интерпретацией син- и постмагматического минералообразования.

Характеристика объекта исследований

Массив Малютка локализован в западном крыле Худолазовской мульды (рис. 1а). Его размеры в плане составляют 190×110 м, а мощность около 30 м (рис. 1б). По имеющимся геологическим данным, массив представляет собой шток, однако через него пробурено всего 2 скважины и питающий канал при этом не подсечён. Поэтому не исключается вероятность более сложной формы данного интрузивного тела. Вмещающими породами являются тефроиды и граувакки бия-годинской свиты, залегающие под углом 33º с азимутом падения 104º.

Массив в целом имеет однородное строение и сложен, большей частью, среднезернистыми пойкилоофитовыми плагиоклаз-рого-вообманковыми перидотитами – плагиош-рисгеймитами.

Рис. 1. Геологическая схема Худолазовской мульды (a) и план обнажения массива Малютка с геологическим разрезом (б) (Рахимов и др., 2019). a: 1 – вулканогенные толщи ирендыкской свиты (D 2 ef 1 ), 2 – вулканогенные толщи карамалыташ-ской свиты (D 2 ef 2 ), 3 – кремнистые отложения ярлыкаповской свиты (D 2 ef 2 ), 4 – вулканогенноосадочные толщи улутауской свиты (D 2–3 zv–f), 5 – кремнистые отложения мукасовской свиты (D 3 f), 6 – биягодинский олистостромовый горизонт (D 3 f–fm), 7 – флишоидные отложения нижней подсвиты (D 3 fm 1–2 ) / верхней подсвиты зилаирской свиты (D 3 fm 2 –C 1 t 1 ),8 – вулкано-терригенно-карбонатные отложения берёзовской свиты (C 1 t–v), 9 – интрузии худолазовского комплекса (C 1 v–s); б: 1 – характерные габброи-ды массива, 2 – кора выветривания, 3 – зона рас-сланцевания, 4 – убогие руды (Ni < 0,3%), 5 – рядовые руды (Ni 0,3–1% ), 6 – дайки спессартитов, 7 – наименования и глубины скважин, 8 – линия разреза

Количество оливина существенно возрастает в направлении от верхней части тела к нижней (от 15 до 50 об. %). В нижней части интрузии выделяются не менее двух линз вкрапленных сульфидных руд (рис. 1б), в которых породы имеют сидеронитовую структуру. В приконтактовой части массива развиты бедные оливином мелкозернистые габбро, имеющие габброофитовую структуру. Породы в различной степени изменены гидротермально-метасоматическими процессами, в результате чего по первичным минералам сформировались разнообразные ассоциации вторичных минералов.

• 2.    Методика исследований

  Породы массива Малютка изучались в полированных пластинках и аншлифах (9 шт.) с помощью оптической (поляризационный микроскоп Carl Zeiss Axioskop 40) и сканирующей электронной (РЭМ Tescan Mira 3 и Vega 3) микроскопии. Состав минералов был определён рентгеноспектральным методом с использованием энергодисперсионной установки Oxford Instruments при электронных микроскопах Tescan, а также с помощью волновой дисперсионной спектроскопии на микрозондовых анализаторах JEOL JXA-8230 и CAMECA SX100.

• 3.    Результаты исследований

• 3.1.    Магматический этап

• 3.1.1.    Раннемагматическая стадия

По результатам детальных петрографических и минералого-геохимических исследований пород массива Малютка выявлены магматический и постмагматический этапы минералообразования. В каждом из них также выделены термохронологические стадии. Ниже приведена подробная характеристика минералов, в основном согласно порядку их кристаллизации. Порядок кристаллизации устанавливался по совокупности петрологических и минералогических критериев: характеру границ и степени идиоморфизма минералов, анализу полей стабильности минеральных фаз (из литературных данных), а также результатам численного моделирования в программе Comagmat 5.22.

Главными минералами пород магматического этапа кристаллизации являются оливин (до 50%), амфибол (до 47%), плагиоклаз (до 35%). Второстепенные минералы – пироксен (2–12%) и биотит (до 7%). Акцессорные минералы: сульфиды, шпинелиды, ильменит, апатит, циркон, монацит, висмуто-теллуриды. В рудных залежах доля сульфидных минералов, образующих срастания, достигает 18%.

Минералы группы шпинели представлены двумя разновидностями – алюмошпинелью и

Cr-титаномагнетитом . В шлифах алюмошпинель отличается тёмно-зелёной окраской, а титаномагнетит – красновато-чёрной. Алюмошпинель образует изометричные зёрна размером до 0,3 мм, захваченные оливином (рис. 2а). Титаномагнетит формирует более крупные кристаллы (до 1 мм), находящиеся как в виде включений в оливине, так и в основной массе пород. Алюмошпинель характеризуется небольшой примесью Ti (от 0,01 до 0,2), V (0,01–0,06 мас. %) и сильно варьирующей примесью Cr (0,7–5,8), в то время как в титаномагнетите отмечаются стабильно высокие примеси этих элементов: Ti – 3,0–6,3 мас.%, V – 0,25–0,31 мас.%, Cr – 4,4–6,1 мас. %.

Рис. 2. Характерные петрографические особенности пород массива Малютка (проходящий свет): а) фрагмент замещения оливина, содержащего включения шпинели; б) хадакристаллы оливина и полностью пелитизированного плагиоклаза в ойкокристалле пироксена; в) фрагмент замещения оливина иддингситом и тальком, плагиоклаза – глинистыми минералами; г) ойкокристалл роговой обманки с псевдоморфозой серпентина по оливину. Примечание: a–в – фото без анализатора, г – с анализатором. Минералы: ab – альбит, bt – биотит, chl – хлорит, cl – глинистые, cpx – клинопироксен, hbl – роговая обманка, id – иддингсит, mag – магнетит, ol – оливин, spl – шпинель (алюминистая), srp – серпентин,tlc – тальк

Рис. 3. Электронные и оптические изображения детальных участков пород массива Малютка: a) образование низкотемпературного магнетита (mag-2) и биотита за счёт раннего титаномагне-тита со структурой распада; б) скелетный кристалл магнетита в трещине в оливине; в) округлое сульфидное выделение; г) сростки апатита с роговой обманкой; д) ламели пентландита в пирротине; e) вкрапления редких минералов (сфалерит, гессит, сперрилит) в халькопирите; ж) кристаллы апатита и ильменита в хлорит-альбитовом матриксе; з) развитие хлорита по биотиту и хлорит-альбитового агрегата по плагиоклазу; и) развитие пирита по пирротину; к) развитие виоларита по пентландиту. Примечание: a, e, ж – BSE-изображения; б, в, д, и, к – отражённый свет; г, з – проходящий свет. Минералы: ap – апатит, ccp – халькопирит, ght – гётит, hes – гессит, ilm – ильменит, pn – пентландит, po – пирротин, sp – сфалерит, sper – сперрилит, остальные – см. рис. 2

Химический состав алюмошпинели отвечает изоморфной смеси в ряду «герцинит– шпинель», а титаномагнетит, соответственно, является изоморфной смесью магнетита и ульвёшпинели с подчинённым содержанием других членов шпинелевой группы. На позднемагматической стадии титаномагне-тит распался на новые минеральные фазы

(рис. 3a) (вторичный магнетит, пластинчатый ильменит), а на ранней гидротермальной стадии он был подвергнут частичному растворению во флюиде с образованием скелетных кристаллов (рис. 3б).

Оливин представлен обычно изометрич-ными зёрнами размером 0.2–1.3 мм, нередко образующими сростки. Они находятся в виде включений внутри ойкокристаллов пироксена (рис. 2б) или бурого амфибола. Состав оливина варьирует от 84.5 до 77.4% Fo , и в изученных зёрнах наблюдается слабая обратная зональность: края на 1–3% более обогащены MgO и на 6–33% Ni, чем центры кристаллов. Содержание Ni в среднем составляет 0.15%, Cr – 0.01%.

Плагиоклаз в неизменённом виде практически не встречается, лишь в центральной части некоторых недозамещённых зёрен плагиоклаза удалось определить его первичный состав: 61.20–62.82% An , 37.11–38.17% Ab , и 0.07–0.63% Or . Края кристаллов отвечают кислой разновидности: 7.54–27.57% An , 70.81–91.76% Ab и 0.31–2.48% Or . Кислые краевые фазы, вероятно, формировались уже на позднемагматической стадии.

Клинопироксен встречается в виде редких ксеноморфных пойкилитовых зёрен размером до 3–4 мм (рис. 2б). Его количество в породах варьирует от 2 до 12%. По химическому составу он соответствует авгиту: 25.5– 43.2% Wo , 37.7–48.8% En , 19.1–30.7% Fs . В пироксене постоянно отмечаются примеси Ti (до 0.44%) и Na (до 0.96%).

Сульфидные минералы (совместные пентландит-халькопирит-пирротиновые выделения) – продукты распада высокотемпературного твёрдого сульфидного раствора ( mss , далее iss ). Сульфиды в верхних частях массива образуют редкую вкрапленность (< 0.5 об.%) из мелких каплевидных выделений (рис. 3в), а с глубиной их количество возрастает до 1–3 об.%. В нижней части интрузии вскрыты прожилково-вкрапленные руды с содержанием сульфидов до 12–18%, размеры зёрен достигают 3 см. Наиболее распространённым минералом в них является пирротин (74–86% от общего количества сульфидов), далее – халькопирит (13–20%) и пентландит (0.5–6%). Редко в срастании с халькопиритом встречается сфалерит . В пирротине всегда отмечается примесь Ni

(0.3–0.8%) и незначительно – Co (до 0.04%). Пентландиту характерна постоянно повышенная примесь Co (до 2.9%).

• 3.1.2.    Позднемагматическая стадия

Роговая обманка встречается в виде ксеноморфных пойкилитовых зёрен (рис. 2г) размером до 5 мм. Это важнейший породообразующий минерал, в отличие от оливина и плагиоклаза распределённый в массиве относительно равномерно (33–47 %). Роговая обманка является наиболее стабильной первичной минеральной фазой, встречающейся даже в сплошных пропилитах, в которых другие минералы, в том числе и сульфиды, не сохранились. В приконтактовых габбро она иногда образует хорошо огранённые призматические кристаллы. По составу роговая обманка соответствует ряду титанистых разновидностей кальциевых амфиболов – керсутиту , Ti-магнезиогастингситу и Ti-па-ргаситу . Количество TiO 2 варьирует в пределах 3.5–5.5% (табл. 1). Установлены незначительные примеси Ni (до 0.08%), Cr (до 0.1%), F (до 0.24%), Cl (до 0.05%), S (до 0.02%).

Биотит¹ развит в малоизменённых и богатых оливином разностях пород, где он образует чешуйчатые зёрна размером до 3– 4 мм в ассоциации с другими позднемагматическими минералами (рис. 2a). Иногда биотит встречается в ассоциациях с вторичным субпластинчатым магнетитом, образовавшимся по более раннему Cr-титаномагнетиту (рис. 3a). Состав биотита отвечает флогопиту , в котором выявляется повышенное содержание TiO 2 (2.7–4.9%) (табл. 1). Установлены незначительные примеси галогенов (F до 0.1%, Cl до 0.02%) и S (до 0.02%).

Апатит встречается в виде игольчатых дипирамидальных кристаллов длиной до 0.7мм, ассоциируя с роговой обманкой и образуя в ней «внедрения» (рис. 3г). Апатит характеризуется умеренными концентрация- ми галогенов (F 0,76–0,99 %, Cl 0,18–0,52%) Позднемагматические сульфидные минеи повышенным содержанием S (до 0,15– ралы связаны с относительно низкотемпера-0,37%). Также определены примеси редких турным распадом твёрдых сульфидных рас-элементов: Sr – до 0,1%, Y – до 0,06%, La – творов (mss, iss).

до 0,18%, Ce – до 0,25%.

Таблица 1. Микрозондовые анализы главных водосодержащих силикатов массива Малютка, мас. %

No	Comment	SiO 2	TiO 2	Al 2 O 3	FeO	MnO	MgO	CaO	Na 2 O	K 2 O	F	NiO	Total
1	3485-1	37,62	3,39	13,16	10,59	0,16	21,15	0,05	1,51	6,43	0,01	0,09	94,16
2	3485-2	38,00	3,79	13,74	10,66	0,09	19,26	0,06	1,89	6,74	0,10	0,07	94,40
3	3485-3	38,54	3,81	13,67	10,75	0,05	19,13	0,03	2,39	6,74	0,04	0,09	95,24
4	3485-4	38,44	3,89	14,23	10,24	0,06	19,48	0,04	2,27	6,78	0,10	0,09	95,61
5	3485-5	38,49	3,17	11,38	9,96	0,14	22,20	0,04	1,42	5,11	0,03	0,06	91,99
6	3485-6	36,62	3,10	10,98	10,62	0,38	24,90	0,13	0,43	4,14	0,11	0,06	91,48
7	3485-30	38,25	2,89	12,74	11,13	0,15	21,04	0,06	1,96	5,75	0,06	0,10	94,12
8	3485-31	39,02	2,99	12,98	10,10	0,07	20,06	0,01	2,41	6,69	0,09	0,09	94,50
9	3485-36	38,18	4,33	15,04	8,22	0,06	23,53	0,01	2,44	5,70	0,06	0,08	97,65
10	3485-37	37,55	4,21	13,59	9,26	0,14	21,78	0,02	1,85	6,01	0,04	0,09	94,56
11	3485-39	37,90	3,70	12,65	8,81	0,09	23,30	0,03	2,06	4,94	0,02	0,08	93,58
12	3485-40	38,35	4,86	14,21	9,91	0,09	20,44	0,13	2,30	6,40	0,14	0,09	96,92
13	3485-41	36,23	3,95	12,87	10,59	0,24	23,46	0,14	0,74	5,53	0,10	0,05	93,91
14	3485-43	37,94	4,44	12,89	10,11	0,20	22,50	0,05	1,81	5,61	0,08	0,09	95,70
15	3485 _8-182	36,91	3,65	13,32	11,55	0,15	19,63	0,03	1,75	5,67	0,05	0,02	92,73
16	3485 _7-173	39,00	2,96	13,53	9,89	0,08	19,82	0,00	2,26	6,26	0,10	0,14	94,04
17	3485 _6-196	38,06	4,03	13,95	10,28	0,09	19,03	0,00	2,01	6,65	0,11	0,07	94,28
18	3485 _6-197	37,06	2,73	11,24	10,35	0,19	24,33	0,01	0,73	4,53	0,04	0,07	91,28
19	3485 _9-189	39,20	4,12	13,15	9,43	0,06	20,02	0,01	2,36	5,96	0,02	0,10	94,43
20	3485-18	42,88	3,89	10,18	10,55	0,21	15,37	10,42	3,37	0,34	0,11	0,05	97,37
21	3485-20	42,96	3,78	10,76	9,79	0,15	15,04	10,69	3,67	0,39	0,11	0,03	97,37
22	3485-21	41,85	4,41	11,34	10,48	0,16	14,39	10,96	3,35	0,37	0,16	0,06	97,54
23	3485-22	41,25	4,89	11,56	10,73	0,16	14,31	11,07	3,33	0,38	0,16	0,05	97,89
24	3485-23	41,42	5,04	11,80	10,46	0,15	14,18	11,05	3,35	0,38	0,24	0,02	98,09
25	3485-24	41,60	5,51	11,19	10,66	0,18	14,37	11,16	3,10	0,38	0,16	0,05	98,37
26	3485-25	42,08	4,50	11,24	9,99	0,15	14,34	11,32	3,52	0,37	0,18	0,05	97,74
27	3485-26	40,98	4,64	11,23	10,60	0,19	14,64	10,68	3,12	0,39	0,17	0,03	96,68
28	3485-29	41,90	4,76	11,09	10,24	0,16	14,38	11,22	3,35	0,37	0,22	0,04	97,73
29	3485 _7-165	41,93	4,21	11,33	9,80	0,01	14,00	11,26	3,40	0,38	0,03	0,10	96,45
30	3485 _6-195	42,60	3,50	10,86	9,99	0,09	14,42	11,08	3,58	0,40	0,11	0,08	96,71
31	3485 _8-183	41,12	4,07	11,70	9,61	0,22	14,08	11,71	2,99	0,40	0,28	0,03	96,21
32	3485 _7-165	41,67	4,11	11,40	9,88	0,09	14,03	11,34	3,46	0,40	0,07	0,08	96,53
33	3485 _7-167	41,39	4,83	11,28	9,70	0,09	14,01	11,40	3,15	0,38	0,17	0,02	96,42
34	3485 _6-195a	42,16	3,93	10,65	9,86	0,17	14,41	10,97	3,29	0,39	0,12	0,05	96,00
35	3485-33	29,75	0,06	17,74	19,32	1,15	18,34	0,13	0,04	1,77	0,09	0,00	88,39
36	3485-35	32,09	0,08	15,44	18,30	0,53	20,49	0,15	0,05	1,53	0,09	0,00	88,76
37	3485-11	39,61	0,02	9,79	7,87	0,20	29,34	0,17	0,08	1,04	0,01	0,01	88,14
38	3485 _7-166	34,53	0,22	9,87	8,57	0,13	30,71	0,10	0,07	0,29	0,00	0,17	84,66
39	3485 _8-178	32,55	0,05	14,21	9,72	0,17	26,53	0,28	0,03	0,18	0,00	0,02	83,74
40	3485 _8-181	33,13	1,97	11,85	12,82	0,28	26,09	0,03	0,07	1,39	0,03	0,11	87,77
41	3485 _7-166a	34,59	0,28	9,54	9,33	0,12	31,04	0,09	0,09	0,23	0,07	0,06	85,44
42	3485 _7-172	35,98	2,06	11,81	9,47	0,25	25,22	0,03	0,60	4,20	0,00	0,05	89,67
43	3485 _6-193	32,35	0,10	14,78	9,95	0,31	28,35	0,10	0,01	0,42	0,01	0,00	86,38

Примечание: 1–19 – флогопит, 20–34 – роговая обманка, 35–43 – хлорит

Предполагается, что в результате этого образовались ламели низконикелистого пентландита (рис. 3д) (Ni 15–20% против 30–35% в раннем зернистом пентландите) и халькопирита в пирротине, а также редкие кристаллы-включения галенита , аргентопентландита и кубанита внутри ранних сульфидов. В галените всегда отмечается примесь Se (до 1,6%).

Bi-Te-As-Ag-Pd-Pt-минералы также образовались на относительно низкотемпературной магматической стадии. Они представлены микронными включениями (1–35 мкм) майчнерита (PdBiTe), сперрилита (PtAs 2 ), гессита (Ag 2 Te), алтаита (PbTe) внутри сульфидных фаз (рис. 3e). Из минералов платиновой группы наиболее распространён май-чнерит, представленный в неизменённых сульфидных ассоциациях Pt-содержащей разновидностью (Pt до 3%). В гидротермально переработанных сульфидных ассоциациях майчнерит становится высокосурьмянистым (Sb до 10%) (Салихов, Пшеничный, 1984).

Ильменит встречается в виде пластинчатых кристаллов внутри структур распада Cr-титаномагнетита (рис. 3a). В приконтакто-вых габбро встречаются длиннопризматические кристаллы ильменита, равновесные как с позднемагматическими (роговая обманка, альбит), так и с ранними гидротермальными минералами (хлорит, калишпат) (рис. 3ж). Ильмениту свойственно повышенное содержание Mn (1,8–3,6%), также выявлены примеси Cr (до 0,7%), V (до 0,14%), Al и Mg (0,n%).

Магнетит представлен двумя разновидностями, связанными с принадлежностью к разным минеральным ассоциациям. Первая разновидность приурочена к сульфидным выделениям, в которых магнетит либо выполняет тонкую оторочку (рис. 3в, к), либо образует мелкие идиоморфные включения в пирротине (рис. 3е). Вторая (субпластинчатая) разновидность магнетита является новообразованной фазой за счёт первичного ти-таномагнетита, ассоциирующей с флогопитом (рис. 3a). В этом типе магнетита отмечаются низкие содержания примесных элементов: Ti 0,07–0,11%, Mg до 0,2%, Cr, V и Al – до 0,07%.

• 3.2.    Постмагматический этап

• 3.2.1.    Ранняя гидротермальная стадия

На постмагматическом этапе минералообразования происходило полистадийное замещение первичных минералов, неустойчивых в условиях низких температур и высокой фугитивности летучих, вторичными. Наиболее распространённым постмагматическим минералом является хлорит (до 40 об. %), являющийся стабильной фазой в широком интервале температур. Существенна роль глинистых и Fe-оксид-гидроксидных минералов.

Хлорит является продуктом частичного или полного замещения многих минералов. Плагиоклаз замещается хлоритом по трещинкам, в которых развиваются жилки, расширяющиеся к центру кристаллов по мере продвижения гидротермального раствора. В таких жилках хлорит представлен пикнохлоритом и диабантином, причём, судя по их взаимоотношениям, жилки диабан-тина являются более поздними. Биотит начинает замещаться хлоритом от центра или края (рис. 3з) вплоть до образования полных псевдоморфоз. Либо происходит формирование сложных агрегатов, состоящих из смешаннослойных фаз (талькохло-рит). В изученных образцах часто встречаются промежуточные фазы между биотитом и хлоритом, отвечающие по химическому составу высоко-Ti-K пеннину² или диабан-тину. В таких фазах сильно варьируют содержания TiO 2 , Al 2 O 3 , MgO, K 2 O, F (табл. 1), что, видимо, связано с сохранением в структуре пакетов слоёв биотита. В псевдоморфозах по биотиту развит пеннин. Гораздо реже наблюдаются краевые замещения хлоритом-пеннином роговой обманки – до ¼ площади зерна. В шлифах разновидности хлорита различаются слабо, например, по интенсивности и «чистоте» зелёной окраски.

Серпентин встречается относительно редко в виде псевдоморфоз по оливину, в которых серпентин образует агрегаты из чешуйчатых кристаллов (рис. 2г). Чаще серпентин находится в небольших остаточных фрагментах в виде ленточных (рис. 2a) или волокнистых масс внутри агрегатов замещения оливина. На более низкотемпературной гидротермальной стадии серпентин заместился тальком, ассоциирующим с хлоритом, амфиболом и вторичными сульфидами.

Магнетит этой стадии представлен мельчайшими ксеноморфными зёрнами, нередко – пятнами «рудной пыли», ассоциирующими с серпентином (рис. 2a, в). Возможно, часть тонкодисперсного магнетита образовалась на поздней гидротермальной стадии при растворении и окислении минералов ранней гидротермальной стадии.

Сульфидные минералы данной стадии представлены пиритом , виоларитом , халькопиритом , изредка встречается галенит . Пирит и виоларит развиты как продукты замещения пирротина и пентландита, соответственно (рис. 3 и, к). При этом нередко пирит с халькопиритом образуют самостоятельные выделения в метасоматизированной силикатной матрице – тонкие прожилки и различные более сложные по форме образования.

Bi-Te-As-Ag-Pd-минералы , возникшие на гидротермальной стадии, встречаются как внутри вторичных сульфидных минералов, так и во вторичной силикатной матрице. К ним отнесены гессит, алтаит, цумоит (BiTe) и Sb-майчнерит.

Амфибол (низкотемпературный) развит повсеместно, но редко. Он образует неполные псевдоморфозы по роговой обманке, представленные куммингтонитом или фер-робарруазитом, а также волокнистые агрегаты актинолита совместно со сплошными массами хлорита-пеннина по пироксену и плагиоклазу.

Альбит образует полные или частичные псевдоморфозы по основному плагиоклазу (рис. 2б), а также совместные жиловидные выделения с хлоритом, вторичным амфиболом, тальком (рис. 2a, 3з). На поздней низкотемпературной стадии кислый плагиоклаз частично замещается глинистыми минералами.

Апатит (низкотемпературный) встречается в интенсивно метасоматизированных породах в ассоциации с хлоритом, альбитом (рис. 3ж), тальком и, в отличие от позднемагматического апатита, образует несколько более крупные короткостолбчатые кристаллы. По составу вторичный апатит более фтористый (в 2–3 раза), содержание S не менее 0,1%.

Смектиты (предположительно – смесь хлорита, монтмориллонита и гётита, называемая иддингситом) изредка наблюдаются в относительно мало изменённых породах, где они псевдоморфно замещают оливин в виде изотропных волокнистых масс рыжеватого и жёлто-зелёного цвета (рис. 2в). Они образуют срастания с хлоритом и другими минералами гидротермальной стадии.

• 3.2.2.    Поздняя гидротермальная стадия

Тальк образует агрегаты из сплошных волокнистых масс внутри бывших зёрен оливина, где первый, судя по всему, заместил серпентин, а также – псевдоморфозы по чешуйчатым кристаллам биотита. Часто наблюдаются сплошные ореолы вокруг ядер сохранившегося оливина, окаймлённые тонкими волнистыми высыпаниями гидроксидов железа (рис. 2a, в).

Глинистые минералы развиты достаточно широко, но крайне неравномерно. По-видимому, их распространение было связано с путями проникновения поздних низкотемпературных окисленных гидротермальных флюидов. Глинистые минералы образуют псевдоморфозы по плагиоклазу (рис. 2б, в), в том числе иногда и по гидротермальному альбиту, а также по оливину или продуктам его более раннего замещения. Среди них, вероятно, присутствуют каолинит, иллит, гидрохлорит, возможно и другие глинистые минералы.

Сидерит обнаружен в близконтактовых породах в зонах развития продуктов изменения сульфидных зёрен, где он образует мелкие ксеноморфные выделения, образующие диффундирующие границы с пиритом. В составе сидерита выделяются MgO (0.38– 0.96%), MnO (0.28–0.52%), CaO (4.5–6.3%).

Гидроксиды железа (гётит и его аналоги) развиты в интенсивно метасоматизирован-ных породах, образуя тонкие прожилки и мелкодисперсную вкрапленность в ассоциа- ции с хлоритом, тальком, глинистыми минералами (рис. 3з). Их объёмное количество в породах очень мало (< 0.1%).

Обсуждение результатов и выводы

Широкое разнообразие магматических и постмагматических минеральных ассоциаций в породах массива Малютка обусловливает ряд сложностей в интерпретации их генезиса. Наиболее интересными, по мнению автора, являются вопросы, связанные с природой образования минералов группы шпинели, сульфидных, платинометалльных и глинистых минералов. Наличие включений недифференцированного сульфидного раствора в алюмошпинели и оливине, а также самих ликвационных сульфидных руд в массиве, и, кроме того, результаты компьютерного моделирования в программе Comagmat 5.22, свидетельствуют о раннемагматическом происхождении этих выделений. Также результаты исследований показывают, что формирование шпинелидов носит полиген-ный характер, поэтому детальное изучение условий кристаллизации каждого типа шпинели даст возможность получить информацию практически о полной петрологической истории массива. Для оценки температуры равновесия в системе «титаномагнетит– ильменит» был применён ильменит-магнетитовый геотермометр . Ильменит в изученных породах является продуктом твердофазного распада титаномагнетита, в связи с чем для оценки температуры их равновесия использовались микрозондовые анализы неразложенного титанистого магнетита и вторичных включений в нём ильменита. Расчёты проводились по методике (Andersen, Lindsley, 1985), объединяющей различные способы оценки равновесия минеральных фаз – распределение Si, Mg, Fe³⁺/Fe²⁺-отношение и др. Подробный механизм расчётов опубликован L.D. Lepage (2003). Получены две результирующие величины температуры равновесия – 633 и 650 °C, которые можно связать с температурой образования ильменита.

На гидротермальном этапе произошла массовая хлоритизация пород, сопровождающаяся альбитизацией плагиоклаза и окислением сульфидных фаз. На завершающей стадии породы претерпели оталькование и пелитизацию. Для оценки температуры кристаллизации хлорита были использованы хлоритовые термобарометры. Расчёты были выполнены по методике P. Lanari et al. (2014), развивающей ранее опубликованные методы М. Кателино и Э. Джоветта и основанной на модели смешивания в системе MgO–FeO–Al2O3–SiO2–H2O среди конечных членов (амезита, клинохлора, дафнита и су-доита). Были использованы микрозондовые анализы хлоритов, заместивших флогопит и роговую обманку. Результаты определяют следующий диапазон температур и давлений: 145–185°C и 5,6–6,7 кбар. Более высокие значения пар «температура–давление» обычно характерны хлоритам, образовавшимся за счёт флогопита. Значения давления представляются несколько завышенными, поскольку такие величины не согласуются с некоторыми геологическими представлениями (глубина эрозионного среза, степень преобразования вмещающих пород).

Гидротермально-метасоматические процессы привели к частичному растворению и выносу компонентов сульфидных минералов, что было показано автором ранее (Рахимов и др., 2019). Увеличение фугитивности серы, приведшее к образованию пирита и виоларита, вероятно, отразилось и на повышенном содержании серы в апатите. В целом, анализируя составы изученных минеральных ассоциаций, согласно полям устойчивости отдельных минералов (наиболее индикаторные – пирротин, пентландит, замещаемые пиритом и виоларитом, а также апатит, хлорит, глинистые минералы (Wood, Mountain, 1989; Valsami-Jones, 1998; Liu et al., 2012), можно сделать предварительный вывод, что на ранней гидротермальной стадии действовал слабокислый водный флюид, обогащённый HS^-, O^2-, Cl^-, F^-, PO 4 ^3-, а на поздней гидротермальной стадии в гидротермальном растворе происходит возрастание фугитивности кислорода и хлора.

Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (грант №18-35-00391) и темы № 0252-2017-0012 Госзадания ИГ УФИЦ РАН.