Минералогия и главные аспекты петрологии массива Малютка худолазовского комплекса (Южный Урал)

Худолазовский дифференцированный комплекс давно привлекает внимание геологов в связи с его сложной петрологией и наличием Cu-Ni-PGE-оруденения [5, 7]. С накоплением новых фактических материалов вопросов становится только больше. К нерешённым проблемам относятся такие, как: 1) состав источника и родоначального расплава, 2) объём изверженного материала и промышленный потенциал комплекса, 3) геодинамичес-кая обстановка формирования, 4) механизм формирования рудных тел в отдельных интрузивах, 5) влияние коровой контаминации и метасоматизма на металлогени-ческий потенциал и другие.

В худолазовском комплексе автором ранее было выделено 3 основных типа интрузий: 1) небольшие штоки ультраосновных пород, 2) относительно крупные и в разной степени дифференцированные хоно-литы меланократовых габбро, 3) относительно мелкие и однородные хонолиты лейкократовых габбро [5]. По результатам петролого-минералогических исследований была предложена модель внедрения по разломным зонам отдельных порций в различной степени дифференцированного пикробазальтового расплава из единого глубинного очага (рис. 1, а). Данная модель объясняет разнообразие продуктов комплекса, простран-

ственно сближенных и отражающих общую гомодром-ную эволюцию магмы, однако имеет и уязвимые места. К примеру, недавно были обнаружены новые интрузивные тела в 20 и более км за пределами Худолазовской мульды, имеющие все признаки принадлежности к худолазовскому комплексу. Датированы лишь две однотипные интрузии, и те имеют небольшой возрастной разброс: 324 и 328 млн лет. Отсутствуют изотопногеохимические данные.

Ультраосновные породы штоков, образующих меридионально ориентированную цепочку в западном крыле Худолазовской мульды, являются наиболее ранними и примитивными продуктами комплекса. Поэтому изучение этих интрузий является важной задачей с точки зрения оценки состава и PT-параметров исходной магмы. В статье представлены результаты минералогических и петрологических исследований одного из этих ультраосновных тел — массива Малютка .

Рис. 1. Схематическая геолого-петрогенетическая модель худолазовского комплекса (а) и план обнажения с геологическим разрезом через массив Малютка (b) по [5, 6 с изменениями]

Условные обозначения:

а : 1 — фундамент, 2 — вулканогенные толщи ирендыкской свиты (D₂ ef 1 ), 3 — вулканогенные толщи карамалыташской свиты (D₂ ef₂ ), 4 — кремнистые образования ярлыкаповской свиты (D₂ ef₂ ), 5 — вулканогенно-осадочные толщи улутауской свиты (D_2—3 zv—f ) , 6 — кремнистые образования мукасовской свиты (D f ), 7 — осадочные толщи зилаирской свиты (D3 fm —C1 1 ), 8 — терригенно-карбонатные толщи берёзовской свиты (C1 t—v ), 9 — перидотиты, 10 — оливиновые габброиды и их дифференциаты, 11 — габбро-диориты, 12 — диориты, 13 — гранитоиды япрактинского комплекса; b : 1 — характерные габброиды массива, 2 — кора выветривания, 3 — участки рассланцевания, 4 — убогие руды (Ni < 0.3%), 5 — рядовые руды (Ni — 0.3—1%), 6 — дайки долеритов, 7 — наименования и глубины скважин, 8 — линия разреза

Fig. 1. Schematic geological-petrogenetic model of Khudolaz complex (a) and outcrop plan of Malyutka massif with geological section (b) after [5, 6 with changes]

Legend:

a : 1 — basement; 2 — volcanogenic rocks of Irendyk formation (D₂ ef 1 ); 3 —volcanogenic rocks of Karamalytash formation (D₂ ef₂ ); 4 — siliceous sediments ofYarlykapovo formation (D₂ ef₂ ); 5 —volcanogenic-sedimentary deposits of Ulutau formation (D_2—3 zv—f ) ; 6 — siliceous sediments of Mukasovo formation (D f ); 7 — sediments of Zilair formation (D 3 fm —C1 1 ); 8 — terrigenous-carbonate sediments of Beryozovskiy formation (C1 t—v ); 9 — peridotites; 10 — olivine gabbroes and differentiates; 11 — gabbrodiorites; 12 — diorites; 13 — granites of Yaprakty complex; b : 1 — typical gabbro of massif, 2 — weathering crust, 3 — shredding zone, 4 — poor ores (Ni < 0.3 %), 5 — ordinary ores (Ni — 0.3—1 %), 6 — dolerite dykes, 7 — names and depth of holes, 8 — cross-section line

Характеристика объекта исследований.

Краткая геология и петрография

Породы массива Малютка обнажаются на склоне хребта Улугуртау в западной части Худолазовской мульды. Его размеры в плане составляют 190 х 110 м, мощность около 30 м (рис. 1, b). Координаты: 53°06 ‘ с. ш., 58°29 ‘ в. д. По имеющимся данным, массив представляет собой небольшой шток малой мощности. Однако о его морфологии недостаточно данных, через него пробурено всего 2 скважины, и питающий канал при этом не подсечён. Поэтому не исключается вероятность более сложной и более крупной формы данного массива.

Массив имеет относительно однородное строение и сложен в основном плагиошрисгеймитами1. Количество оливина максимальное в нижней части тела, а в верхней возрастает количество плагиоклаза. В прикон-тактовой зоне развиты роговообманковые габбро (бедные оливином или без него). Вмещающими породами являются тефроиды и граувакки биягодинской свиты, залегающие под углом 33° с азимутом падения 104° (восток-северо-восток).

Породы в различной степени изменены гидротермально-метасоматическими процессами. По сохранившимся фрагментам пород прослеживается их мелко- и среднезернистая пойкилоофитовая структура. Приконтактовые габбро имеют мелкозернистую габбровую структуру.

Методика исследований

Образцы пород массива Малютка изучались в полированных пластинках и в порошковых пробах. Полированные пластинки исследовались на поляризационном микроскопе Axioskop 40 (Carl Zeiss) в ИГ УФИЦ РАН (Уфа) и на сканирующих электронных микроскопах Mira 3 и Vega 3 (Tescan) в ИПСМ РАН (Уфа) и ЦКП МИИ СО РАН (Новосибирск) соответственно. Состав минералов определялся рентгеноспектральным методом с помощью ЭДС Oxford Instruments (напряжение 20 кВ, сила тока 15 нА), установленных на указанные электронные микроскопы, а также с помощью микрозондовых анализаторов JEOL JXA-8230 (ЦКП МИИ СО РАН, аналитик Е. Н. Нигматулина; ЦКП «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН, Екатеринбург, аналитик И. А Даниленко). Условия съёмки на РЭМ Tescan: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток 1 нА, время накопления спектров 40 с, диаметр пучка 2 мкм. Спектры ЭДС были оптимизированы для количественного определения с использованием программного комплекса INCA Energy. Для калибровки использовался чистый кобальт. При работе на микрозондовом анализаторе градуирование осуществлялось по внутренним стандартам минералов: диопсид (Ca), альбит (Na, Al), Ch-1 (Mg), Fe₂O₃ (Fe), O-145 (Si, O), 359-1 (K), TiO₂ (Ti), V₂O₅ (V), Cr₂O₃ (Cr), MgAl₂O₄ (Mg, Al), F-Flog (K, F), NaCl (Cl), 79/62 (Mn, Zn). Условия съёмки: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток 30 hA, время накопления каждого спектра 30 с, диаметр пучка 2 мкм; предел обнаружения для большинства элементов составлял около 0.02 мас. %.

В порошковых пробах рентгенофлуоресцентным методом определялся химический состав габброидов (спектрометр VRA-30, Carl Zeiss в ИГ УФИЦ РАН). При анализе использовалась рентгеновская трубка с W-ано- дом (30—40 кВ, 40 мА). Предел обнаружения при измерении микроэлементов (Zn, Ni, Со, Си, Pb, Сг, V, Y, Nb, Sc, Sr, Rb, Zr, Ва, As, Pb) составлял 0.001 мас. %. При построении калибровочных графиков использовались государственные стандартные образцы магматических пород и руд с аттестованными содержаниями элементов.

Для оценки состава исходного расплава был применён метод геохимической термометрии [2] с использованием программы численного моделирования равновесной кристаллизации — Comagmat 5.22.

Результаты исследований.

Минералогия и условия минералообразования

По результатам детальных петрографических и минералого-геохимических исследований в формировании пород массива Малютка выявлены магматический и постмагматический этапы минералообразования, в каждом из которых могут быть выделены ранняя и поздняя термохронологические стадии. Ниже приведена подробная характеристика минералов, образованных на магматическом этапе, в основном согласно порядку их кристаллизации.

Раннемагматическая стадия

Главными минералами раннемагматической стадии кристаллизации пород являются (об. %): оливин (до 50), плагиоклаз (до 35) и сульфидные сростки (до 18). Второстепенный минерал — клинопироксен (2— 12 об. %), акцессорный минерал — алюмошпинель.

Алюмошпинель образует идиоморфные изометрич-ные зёрна-включения в оливине, характеризуясь тёмно-зелёной окраской (рис. 2, а). По химическому составу алюмошпинель отвечает промежуточным членам изоморфного ряда «герцинит — шпинель», характеризуясь небольшой примесью Ti (до 0.2) и V (< 0.06), а также сильно варьирующей примесью Cr (0.7—5.8 мас. %). Характерные составы минерала показаны в табл. 1.

Оливин представлен изометричными хадакристаллами размером 0.2—1.3 мм, часто образующими шли-ровые скопления, окружённые ойкокристаллами бурого амфибола или пироксена (рис. 2, b), либо агрегатами из сросшихся лейст плагиоклаза. Количество оливина существенно возрастает от верха к низу массива (10— 50 %). Состав оливина варьирует от 84.5 до 77.4 % Fo , и во всех изученных зёрнах зональность либо отсутствует, либо наблюдается слабая обратная: края на 1—3 % более обогащены Mg и на 6—33 % Ni, чем центры кристаллов. Отмечается низкая примесь Cr — в среднем около 0.01 — и умеренная примесь Ni — около 0.15 мас. %.

Плагиоклаз в неизменённом виде не встречается, и лишь в центральной части некоторых крупных зёрен (2—3 мм) плагиоклаза удалось идентифицировать его первичный состав: 61.20—62.82 % An , 37.11—38.17 % Ab и 0.07—0.63 % Or . Края кристаллов представлены кислой разновидностью: 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. Для пород массива Малютка типична картина, когда относительно свежие зёрна оливина внутри ойкокристаллов роговой обманки или пироксена сосуществуют с нацело пелитизированными кристаллами плагиоклаза

Рис. 2. Характерные петрографические особенности пород массива Малютка (проходящий свет): а) фрагмент замещения оливина, содержащего включения алюмошпинели; b) хадакристаллы оливина и полностью пели-тизированного плагиоклаза в ойкокристалле пироксена; с) фрагмент замещения оливина иддингситом и тальком, плагиоклаза — глинистыми минералами; d) ойкокристалл роговой обманки с агрегатом серпентина (по оливину). Примечание: a—c — без анализатора, d — с анализатором. Минералы: ab — альбит, chl — хлорит, cl — глинистые, cpx — клинопироксен, hbl — роговая обманка, id — иддингсит, mag — магнетит, ol — оливин, phl — флогопит, Al-spl — алюмошпинель, srp — серпентин, tlc — тальк

Fig. 2. Typical petrographic features of Malyutka massif rocks (transmitted light): a) site with replacement of olivine including alumina spinel; b) olivine chadacrysts and completely pelletised plagioclase in pyroxene oikocryst; c) site with replacement of olivine by iddingsite and talc, plagioclase — by clay minerals; d) hornblende oikocryst including serpentine assemblage (from olivine). Note: a—c — without analyzer, d — with analyzer. Abbreviations: ab — albite, chl — chlorite, cl — clay, cpx — clinopyroxene, hbl — hornblende, id — iddingsite, mag — magnetite, ol — olivine, phl — phlogopite, Al-spl — alumina spinel, srp — serpentine, tlc — talc

Таблица 1. Микрозондовые анализы оливина и шпинелидов массива Малютка, мае. %

Table 1. Microprobe analysis of olivine and spinels of Malyutka massif, wt. %

No.	Comment	SiO2	ТЮ2	ai2o3	FeO	MnO	MgO	CaO	Cr2O3	NIO	V2O3	ZnO	Total
1	3485"1	39.02	0.01	0.03	18.26	0.24	42.69	0.10	0.02	0.13	0.00	0.00	100.51
2	3485"2	39.26	0.02	0.03	17.98	0.26	42.56	0.11	0.01	0.14	0.02	0.01	100.39
3	3485'3	39.61	0.01	0.02	17.08	0.23	43.42	0.11	0.02	0.16	0.03	0.00	100.69
4	3485"v	39.44	0.02	0.03	18.13	0.23	42.49	0.08	0.00	0.13	0.01	0.00	100.56
5	3485"15	39.80	0.02	0.00	15.09	0.21	45.10	0.04	0.00	0.27	0.03	0.00	100.56
6	3485"16	39.36	0.01	0.03	14.35	0.20	45.53	0.09	0.01	0.26	0.00	0.03	99.86
7	3485"17	39.73	0.02	0.04	14.31	0.22	45.65	0.17	0.05	0.25	0.03	0.01	100.46
8	3485"28	38.95	0.01	0.01	20.55	0.27	40.86	0.13	0.00	0.09	0.02	0.03	100.91
9	3485'29	38.80	0.00	0.00	20.66	0.30	40.77	0.14	0.00	0.13	0.00	0.03	100.82
10	3485"4	0.11	0.33	61.34	20.35	0.12	17.19	0.00	1.03	0.18	0.08	0.15	100.89
11	3485"5	0.67	0.27	60.02	20.36	0.11	17.61	0.01	1.06	0.22	0.08	0.13	100.55
12	3485"6	0.02	0.31	61.32	20.55	0.15	17.27	0.00	1.00	0.18	0.09	0.12	101.02
13	3485"18	0.08	0.02	57.45	17.50	0.14	17.35	0.01	8.01	0.31	0.03	0.18	101.07
14	3485'19	0.07	0.01	57.31	17.60	0.13	17.32	0.00	7.58	0.31	0.07	0.21	100.59
15	3485"33	0.02	0.18	56.66	17.75	0.15	17.72	0.01	8.45	0.25	0.08	0.14	101.40
16	3485"20	0.05	5.41	0.82	79.62	0.99	0.61	0.00	6.41	0.18	0.38	0.10	94.56
17	3485й1	0.05	5.06	2.20	76.44	0.90	1.30	0.01	7.42	0.16	0.38	0.13	94.05
18	З485’й	0.07	10.44	4.60	70.34	1.19	1.88	0.01	6.95	0.16	0.41	0.08	96.12
19	3485й3	0.04	8.46	6.36	68.99	1.20	1.91	0.03	8.93	0.18	0.46	0.12	96.67
20	3485й4	0.03	6.03	3.33	75.52	0.69	2.33	0.01	7.40	0.19	0.41	0.10	96.05
21	3485й5	0.00	7.16	2.96	74.65	1.15	1.41	0.00	7.83	0.14	0.36	0.12	95.78

Примечание: 1—9 — оливин, 10—15 — алюмошпинель, 16—21 — магнетит.

Note: 1—9 — olivine, 10—15 — alumina spinel, 16—25 — magnetite.

(рис. 2, b). Таким образом, из первичных минералов плагиоклаз является наименее устойчивым к различным вторичным изменениям.

Клинопироксен встречается в виде редких, но достаточно крупных ксеноморфных пойкилитовых зёрен (рис. 2, b). Состав пироксена отвечает авгиту: 25.5— 43.2 % Wo , 37.7—48.8 % En , 19.1—30.7 % Fs . В пироксене всегда присутствует примесь Ti до 0.44, а также Na до 0.96 мас. %.

Сульфидные минералы (совместные пентландит-халь-копирит-пирротиновые выделения) — продукты распада высокотемпературного твёрдого сульфидного раствора (mss —далее iss), о чём свидетельствует характер их взаимоотношений с кумулусными (оливин, плагиоклаз) и интер-кумулусными (роговая обманка, флогопит) силикатными минералами. Сульфиды в верхних частях массива образуют редкую вкрапленность (< 0.5 об. %) из мелких каплевидных выделений (< 0.5 мм, рис. 3, b), а с глубиной их количество и размеры увеличиваются до 1 — 3 об. % и до 1—3 мм соответственно. В нижней части интрузии вскрыты прожилково-вкрапленные руды (до 12— 18 об. % сульфидов), в которых зёрна сульфидов достигают 3 см. Наиболее распространённым из них является пирротин (74—86 % от общего количества сульфидов), далее — халькопирит (13—20) и пентландит (0.5—6 об. %). Редко в срастании с халькопиритом встречается сфалерит . В пирротине всегда отмечается примесь Ni (0.3— 0.8 мас. %) и незначительно — Co (до 0.04). Пентландиту свойственна повышенная примесь Co (до 2.9 мас. %), а также, что любопытно, — Те (0.06—0.11 мас. %); во всех остальных сульфидных минералах теллур содержится в количестве ниже предела обнаружения.

Позднемагматическая стадия

Главный минерал позднемагматической стадии — роговая обманка (до 47), характерные акцессорные минералы — магнетит (до 1), ильменит ( < 0.5), апатит ( < 0.2 об. %), циркон (единичные зёрна).

Роговая обманка — важнейший породообразующий минерал, в отличие от оливина и плагиоклаза распределённый в массиве относительно равномерно (33— 47 об. %). Это наиболее стабильная первичная минеральная фаза. В основном она встречается в виде ксеноморфных пойкилитовых зёрен размером до 1—5 мм (рис. 2, d). В приконтактовых габбро она образует идиоморфные призматические кристаллы. По составу ро-

Рис. 3. Электронные и оптические изображения участков пород массива Малютка: а) структура распада и последующего растворения магматического магнетита с образованием хромтитанистого магнетита, ильменита и низкотемпературного магнетита (mag-2) с флогопитом; b) округлое сульфидное выделение в пикрогаббро; с) сростки апатита с роговой обманкой; d) выделение аргентопентландита в пентландите; е) вкрапления редких минералов (гессит, сперрилит) в халькопирите; f) развитие хлорита, флогопита и хлорит-альби-тового агрегата по плагиоклазу и оливину; g) развитие пирита по пирротину; h) развитие виоларита по пентландиту. Примечание: a, d, е — BSE-изображения; b, g, h — отражённый свет; с, f--проходящий свет. Минералы: Ag-pn — аргентопентландит, ар — апатит, ccp — халькопирит, gth — гётит, hes — гессит, ilm — ильменит, pn — пентландит, po — пирротин, py — пирит, sd — сидерит, sp — сфалерит, sper — сперрилит, vl — виоларит, остальные — см. рис. 2

Fig. 3. Electron and optical images of Malyutka massif rocks sites: a) structure of decay and subsequent dissolution of magmatic magnetite with the formation of chromite-titanium magnetite, ilmenite and low-temperature magnetite (mag-2) with phlogopite; b) high temperature sulfide segregation within picrogabbro; c) splicing apatite and hornblende cryslals; d) argentopentlandite in pentlandite; e) impregnation of rare minerals (hessite,

sperrylite) in chalcopyrite; f) formation of chlorite, phlogopite and chlorite-albite aggregate from plagioclase and olivine; g) formation of

pyrite from pyrrhotite; h) formation of violarite from pentlandite. Note: a, d, e — BSE-images; b, g, h — reflected light; c, f — transmitted light. Abbreviations: Ag-pn — argentopentlandite, ap — apatite, ccp — chalcopyrite, gth — goethite, hes — hessite, ilm — ilmenite, pn — pentlandite, po — pyrrhotite, py — pyrite, sd — siderite, sp — sphalerite, sper — sperrilite, vl — violarite, other — q. v. in fig. 2

говая обманка соответствует титанистым разновидностям кальциевых амфиболов — керсутиту , Ti-магнезио-гастингситу и Ti-паргаситу — количество TiO₂ варьирует в пределах 3.5—5.5 мас. % (табл. 2). Установлены незначительные примеси (мас. %): Ni (до 0.08), Cr (до 0.1), F (до 0.24), Cl (до 0.05), S (до 0.02).

Позднемагматические сульфидные минералы образовались при относительно низкотемпературном распаде твёрдых сульфидных растворов ( mss , iss ). Предполагается, что в результате этого возникли пламевидные ламели низконикелистого пентландита (15—20 против 30—35 мас. % Ni в раннем зернистом пентландите), а также редкие включения галенита , аргентопентландита (рис. 3, d), кубанита внутри ранних сульфидов и ламели халькопирита в пирротине. В галените всегда отмечается примесь Se (до 1.6 мас. %).

Bi-Te-As-Ag-, Pd-Pt-минералы также образовались на низкотемпературной магматической стадии. Они представлены микронными включениями (1—35 мкм) внутри сульфидных фаз — чаще в халькопирите (рис. 3, е) и пирротине: майчнерит (PdBiTe), сперрилит (PtAs₂), гессит (Ag₂Te), алтаит (PbTe). Из минералов платиновой группы наиболее распространён майчнерит, представленный в неизменённых сульфидных ассоциациях Pt-содержащей разновидностью (Pt до 3 мас. %).

Магнетит этой стадии представлен хромтитанис-той разновидностью, возникшей, вероятно, при распаде раннемагматического магнетита (рис. 3, а). Химический состав минерала отражает изоморфную смесь ряда «магнетит — шпинель — герцинит — хромит — ульвё-шпинель» с преобладанием магнетитового минала. В нём отмечаются стабильно высокие примеси титана, ванадия и хрома: Ti — 3.0—6.3, V — 0.25—0.31, Cr — 4.4— 6.1 мас. % (табл. 1). На гидротермальном этапе по нему развивались более «чистый» магнетит с флогопитом (рис. 3, а).

Ильменит встречается в виде пластинчатых кристаллов внутри структур распада хромтитанистого магнетита. В приконтактовых габбро встречаются призматичес-ки-зернистые кристаллы ильменита, равновесные как с позднемагматическими (роговая обманка, альбит), так и с ранними гидротермальными минералами (хлорит, калиевый полевой шпат). 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 мас. %).

Апатит — весьма характерный акцессорный минерал изучаемых пород, который образует игольчатые кристаллы длиной до 0.7 мм в ассоциации с роговой обманкой (рис. 3, c). Апатит характеризуется умеренными концентрациями галогенов (F — 0.76—0.99, Cl — 0.18—0.52) и повышенным содержанием S (до 0.15—0.37 мас. %). Также определены примеси редких элементов: Sr — до 0.1, Y — до 0.06, La — до 0.18, Ce — до 0.25 мас. %.

На постмагматическом этапе при непосредственном участии гидротермального флюида происходило полистадийное замещение более ранних по времени формирования минералов более поздними. Оливин частично или нацело замещался иддингситом и серпентином (рис. 2, a, c, d), последний, в свою очередь, на поздней гидротермальной стадии был замещён тальком и глинистыми минералами. По плагиоклазу развивались хлорит, альбит, слюды и глинистые минералы (рис. 2, b; рис. 3, f). Помимо этого, в ассоциации с аль-бит-хлоритовыми агрегатами и гематитом встречается флогопит, представленный чешуйчатыми зёрнами (рис. 2, а; рис. 3, f). Природа этого минерала не совсем ясна и требует более детального изучения. Представляется, что флогопит является минералом ранней гидротермальной стадии, который позднее полностью замещается низкотемпературным хлоритом. Клинопироксен при вторичных процессах замещался хлоритом, реже — амфиболами актинолит-тремолитового ряда. Роговая обманка, являющаяся наиболее стабильной минеральной фазой среди магматических минералов, незначительно замещалась вторичными амфиболами. Сульфидные выделения испытывали частичное растворение с образованием сильно корродированных зёрен и замещение вторичными сульфидными минералами: пирротин замещался пиритом (рис. 3, g), пентландит — виоларитом (рис. 3, h). Магматогенный магнетит замещался ксеноморфным гематитом, а позднее — мелкодисперсным гётитом (рис. 3, f).

Таблица 2. Микрозондовые анализы роговой обманки из пород массива Малютка, мае. %

Table 2. Microprobe analysis of hornblende from the Malyutka massif rocks, wt. %

No.	Comment	SiO2	TiO2	ai2o3	FeO	MnO	MgO	CaO	Na2O	K2O	F	NiO	Total
1	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
2	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
3	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
4	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
5	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
6	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
7	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
8	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
9	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
10	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
11	3485-6-^5	42.60	3.50	10.86	9.99	0.09	14.42	11.08	3.58	0.40	0.11	0.08	96.71
12	3485-8-1^	41.12	4.07	11.70	9.61	0.22	14.08	11.71	2.99	0.40	0.28	0.03	96.21
13	3485>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
14	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
15	3485-6-i^a	42.16	3.93	10.65	9.86	0.17	14.41	10.97	3.29	0.39	0.12	0.05	96.00

Эмпирические геотермобарометры

Для оценки параметров кристаллизации магмы были применены популярные в геологической литературе эмпирические геотермобарометры, основанные на фазовых равновесиях «минерал — минерал» или на способности вхождения ионов в кристаллическую решётку в зависимости от температуры и давления. Даже если определяемые значения не всегда адекватно описывают условия кристаллизации минералов, они могут позволить установить граничные величины или зафиксировать моменты переуравновешивания минеральных фаз. Все вычисления выполнялись в Excel spreadsheets, опубликованных в тематических рубриках ResearhGate.net.

Оливин-шпинелевый термометр . Для оценки температуры равновесия использовались микрозондовые анализы краевых зон шпинелидов и ядер оливинов, исходя из представления, что первыми на ликвидусе появляются шпинелиды. Расчёт основан на распределении Al₂O₃ между оливином и шпинелью [20]. В результате получен диапазон равновесных температур 1074—1118 °C.

Плагиоклаз-амфиболовые термобарометры . Для расчётов в данной системе использовались микрозондовые анализы краевых зон кристаллов плагиоклаза (отвечают альбит-олигоклазу) и центров ойкокристаллов роговой обманки. Температура равновесия рассчитывалась по методике [12, 15], давление определялось по [10, 18]. Получен интервал равновесных температур (661.5— 693.6 °C) и давлений (6.6—7.3 кбар).

Амфиболовый барометр . Ещё один эмпирический барометр, основанный на распределении Al^IV и A VI в кристаллической решётке магматического амфибола [13], позволил получить диапазон давлений в 5.3— 6.6 кбар.

Ильменит-магнетитовый термометр . 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 [9], объединяющей различные способы оценки равновесия минеральных фаз — распределение Si, Mg, Fe³⁺/Fe²⁺-отношение и др. Подробный механизм расчётов опубликован в работе [16]. В итоге были получены две результирующие величины температуры равновесия — 633 и 650 °C, которые можно связать с температурой образования ильменита.

Петрогенетическая модель массива.

Геохимическая термометрия пород

Массив Малютка является одним из многочисленных тел единого и сложнодифференцированного худолазовского комплекса. В истории становления худолазовского комплекса были выделены четыре петрогене-тические фазы: 1) шрисгеймитовая, 2) габбровая, 3) габ-бро-диоритовая, 4) диоритовая [5]. Таким образом, сложилось представление, основанное на анализе геологического строения магмоконтролирующей Худолазовской мульды, геофизических данных (аномалии силы тяжести), а также особенностях петрографии пород, а именно что в основании мульды существовал единый магматический очаг, от которого в процессе тектонического развития указанной геологической структуры 14

отделялись относительно небольшие порции дифференцированного расплава. Массив Малютка, как и серия других шрисгеймитовых тел худолазовского комплекса, является производным нижнего кумулусного горизонта глубинного магматического очага. Ранее для комплекса в целом с помощью программы Comagmat 3.57 был оценён модельный состав родоначальной магмы, соответствующий пикробазальту со следующими характеристиками (%): SiO2 — 47, TiO2 — 0.8, Al2O3 — 13.5, FeOt (FeO+ Fe2O3) — 9, MnO — 0.2, MgO — 20, CaO — 7, Na2O —1.8, K2O — 0.5, P2O5 — 0.2, Ni — 0.05, Cu — 0.005 [5].

Применение компьютерных программ по численному моделированию равновесной или фракционной кристаллизации магматического расплава типа COMAGMAT или Petrolog следует выполнять с осторожностью, поскольку родоначальные магмы худолазовского комплекса были водонасыщенными, а одним из главнейших минералов является роговая обманка, не рассматриваемая в модельных системах по различным причинам. Учитывая то обстоятельство, что в роговой обманке содержится около 2 % воды в виде OH-группы, а количество минерала в породах достигает 50 %, содержание воды в расплаве составляет не менее 1 %. Однако в рассматриваемой системе роговая обманка является минералом, возникшим из интеркумулуса, о чём свидетельствует пойкилитовая структура пород, при которой хадакристаллы оливина заключены в ксеноморфные ойкокристаллы роговой обманки. Плагиоклаз, в основном сконцентрированный в верхней зоне массива в виде участков офитовой структуры, также представляет кумулусную фазу.

Исходя из данного представления об эволюции магмы в массиве Малютка как в отдельной магматической камере, для оценки состава исходного расплава было проведено компьютерное моделирование в программе Comagmat 5.22 в режиме равновесной кристаллизации [11]. Для вычислений были выбраны составы пяти образцов массива: K₁₈-90 и K₁₈-111 — пла-гиоклазовые шрисгеймиты (из обнажённых участков интрузива); 3470 — шрисгеймит с редкими сульфидами), 3485 — рудный шрисгеймит) и 3492 — эндокон-тактовое габбро (из керна скважины 37/69). Выбор определялся необходимостью наибольшего разнообразия составов пород среди наименее изменённых образцов, что представляло собой сложную задачу, поскольку массив испытал значительный метасоматоз. Набор контрастных составов обусловлен особенностями метода геохимической термометрии [2]. Параметры моделирования: кислородный буфер QFM, давление 1 атм. (предустановлено программой), содержание воды 1 мас. % (расчётное). Модельные составы нанесены на бинарные диаграммы в координатах «компонент — температура» (рис. 4). Кривые модельных составов образуют узлы сближения и пересечения на температурных метках около 1180 °C (на части диаграмм) и около 1110 °C (на всех диаграммах). Такое различие, вероятно, обусловлено двумя главными причинами: 1) многие из образцов пород сильно изменены, лишь обр. 3485 можно считать малоизменённым, 2) вместо клинопироксена из расплава кристаллизовался амфибол (MgCa-роговая обманка с умеренной железистостью) — водосодержащая минеральная фаза с широко варьирующей температурой кристаллизации. В целом, визуально анализируя узлы сближения модельных кривых,

Рис. 4 . Диаграммы «компонент — температура» для модельных составов пород массива Малютка, рассчитанных в программе Comagmat 5.22

Fig. 4. «Element — temperature» diagrams for model composition of Malyutka massif rocks calculated in Comagmat 5.22 App.

можно сделать вывод, что исходный расплав приближённо соответствовал высокожелезистому базальту (SiO2 — 48.5 %, FeOt — 13.5 %) с умеренно повышенной магнезиальностью (MgO — 8.7 %) и умеренной гли-нозёмистостью (Al2O3 —13.5 %). Таким образом, к расчётному составу наиболее близким оказался состав обр. 3492 — эндоконтактовое габбро. Данный результат хорошо согласуется с выводами, сделанными на примере других подобных магматическим систем [2].

Для оценки состава оливина во вкрапленниках (если таковые действительно были) при внедрении магмы применялась линия оливинового контроля [3]. На диаграмме MgO — FeO_t (рис. 5) показаны тренды эволюции пород (по валовым составам) и оливина (микро-зондовые анализы). Линия тренда пород пересекает оливиновую линию в точке с составом оливина Fo₇₈, что соответствует анализам одного из однородных зёрен. Таким образом, состав равновесного с расплавом оливина в момент внедрения магмы отвечал Fo₇₈Fa₂₂. Более магнезиальный оливин (до Fo₈₄), возможно, возник при его физико-химическом переуравновешивании за счёт взаимодействия с интеркумулусом [4].

Рис. 5. Диаграмма MgO — FeO с трендом составов пород массива Малютка и линией оливинового контроля

Fig. 5. MgO — FeO diagram with evolution trend of Malyutka massif rocks (gross compositions) and line of olivine control

Обсуждение результатов

Шрисгеймитовые интрузии представляют собой наиболее примитивные магмы худолазовского комплекса, доступные для непосредственного исследования. Результаты геохимической термометрии показали, что исходный расплав массива Малютка отвечал магнезиальному базальту и имел температуру в момент внедрения не ниже 1110—1180 °C. Вероятно, нижняя граница отвечает температуре ликвидуса плагиоклаза (по наличию резких изгибов на модельных кривых для Al₂O₃). Эти значения перекрываются с расчётной температурой эвтектики «оливин — шпинель», оценённой в 1074—1118 °C. Полученные данные вызывают новые вопросы: 1) являются ли последние цифры заниженными; 2) какое количество кристаллов (шпинелидов, оливина, возможно, плагиоклаза) содержала в себе внедрившаяся магма? Comagmat-моделирование остывания уже полученного модельного расплава показало следующую термическую и кристаллизационную последовательность: Ol (1170 °C, Fo₇₉) ^ Ol+Pl (1143 °C) ^ Ol+Pl+Pg (пижонит) (1105 °C) ^ Ol+Pl+Pg+Sf (сульфид) (1088 °C) ^ Ol+Pl+Pg+Sf +Mag (магнетит) (1078 °C) ^ Ol+Pl+Pg+Sf+Mt +Avg (авгит) (1074 °C) ^ ^ Pl+Pg+Sf +Mag +Avg (1072 °C) ^ Pl+Pg+Sf +Mt (1048 °C). Представленная последовательность не вполне соответствует той, что была установлена петрографически. Причиной тому могут быть: 1) более глинозёмистый и водонасыщенный состав реального расплава, 2) наличие в природной магме вкрапленников (оливин, возможно, плагиоклаз), 3) метасоматическое «ретуширование» исходных пород.

Полученные по эмпирическим геобарометрам значения давления представляются несколько завышенными. Величины 5—7 кбар по барическому градиенту земной коры приблизительно соответствует 20-км глубине, что не вполне согласуется с палеогеотектонической ситуацией района Худолазовской мульды [5]. Более реальными, вероятно, могут считаться значения давления в диапазоне 3—5 кбар.

Пойкилоофитовая структура пород с ясно выраженным идиоморфизмом, в первую очередь оливина и плагиоклаза (слабо сохранён) по отношению к роговой обманке, позволяет выделить парагенетические ассоциации минералов ранней и поздней магматических стадий. Наиболее интересными и/или дискуссионными, по мнению автора, здесь являются вопросы, связанные с происхождением сульфидной и платинометалльной минерализации, минералов группы шпинели и флогопита.

Отделение сульфидного расплава, вероятно, произошло на раннемагматической стадии, о чём свидетельствует наличие редких и мелких включений недифференцированных сульфидных глобулей в оливине и шпинели. Позднемагматический генезис минералов платиноидов отчасти подтверждается преобладающей приуроченностью их зёрен к халькопириту — продукту распада iss (промежуточного сульфидного раствора), с которым и Pt, и Pd высокосовместимы [14].

Минералы группы шпинели, очевидно, имеют по-лигенное происхождение. Наиболее ранние члены представлены алюмошпинелью и, возможно, хромистым титаномагнетитом. Последний, как предполагается, претерпел процессы субсолидусных превращений на более низкотемпературной магматической стадии при увеличении фугитивности кислорода [8] и в первичном 16

виде мог не сохраниться. Здесь стоит упомянуть ещё об одной морфологической разновидности хромтитанис-того магнетита, представленной скелетными зёрнами внутри заполненных серпентином трещин в оливине. Возможно, это нераспавшиеся кристаллы, претерпевшие частичное растворение гидротермальным флюидом, а может быть, это новообразованный низкотемпературный минерал. Низкотемпературные магнетиты, ассоциирующие с серпентином, хлоритом и другими вторичными минералами, отличаются незначительными примесями Cr, Ti, V. Подобное разнообразие шпинелидов отмечается, к примеру, в породах Талнахской интрузии [1].

Происхождение флогопита также, возможно, не было моногенным. Во-первых, это предполагается исходя из наличия неизменённых участков пород, в которых флогопит находится в сростках с роговой обманкой, облекая зёрна оливина. Во-вторых, как отмечалось выше, флогопит часто образует ассоциации с вторичными минералами — альбитом, хлоритом и др.

На гидротермальном этапе произошла массовая хлоритизация пород, сопровождавшаяся альбитизацией плагиоклаза и окислением сульфидных фаз, завершившаяся оталькованием и пелитизацией пород. Анализируя состав минеральных ассоциаций, согласно полям устойчивости отдельных минералов (наиболее индикаторные из которых — пирротин, пентландит, замещаемые пиритом и виоларитом, а также апатит, хлорит, глинистые минералы, гематит [17, 19, 21]), можно сделать вывод, что на ранней гидротермальной стадии на породы воздействовал слабокислый водный флюид, обогащённый HS-, О2-, Cl-, F-; на поздней гидротермальной стадии происходит значительное возрастание фугитивности кислорода и хлора.

Заключение

Массив Малютка является одним из семи известных на сегодняшний день шрисгеймитовых штоков худолазовского дифференцированного комплекса. Петрографические и минералогические исследования массива позволили выделить магматический и постмагматический (гидротермально-метасоматический) этапы его формирования. Главными минералами магматического этапа являются оливин, плагиоклаз, пироксен (раннемагматическая стадия) и роговая обманка (позднемагматическая стадия). В нижней части развиты богатые сульфидами (вплоть до формирования линз сульфидных Cu-Ni-руд) и оливином разновидности пород. Здесь же развиты оливины, богатые на включения шпинелидов. В верхней части количество оливина и сульфидов уменьшается, увеличивается содержание плагиоклаза (до 20—30 об. %). Роговая обманка распределена относительно равномерно.

На основе численного моделирования в программе Comagmat 5.22 и применения метода геохимической термометрии был оценён состав исходного расплава — он отвечает магнезиальному базальту с температурой в момент внедрения не менее 1180 °C. Моделирование расплава полученного состава показывает, что оливин первым кристаллизуется при температуре 1170 °C и имеет состав Fo79. Оливин-шпинелевый геотермометр рассчитывает температуры равновесия в диапазоне 1074— 1118 °C. Применение линии оливинового контроля продемонстрировало, что если магма содержала вкраплен- ники оливина при внедрении, то его состав в этот момент отвечал Fo78. К составу исходного расплава наиболее близки эндоконтаковые габбро массива Малютка.

Особенности взаимоотношений породообразующих и второстепенных, первичных и вторичных минералов позволили выделить раннюю и позднюю стадии магматического этапа, а также предполагать наличие ранней и поздней стадий гидротермального этапа. Ряд второстепенных и акцессорных минералов (шпинели, флогопит, апатит) характеризуются полигенным происхождением, что, вероятнее всего, связано с изменением условий среды минералообразования — температурой системы и фугитивностью кислорода, серы, хлора.

На гидротермальном этапе кристаллизовались хлорит (по клинопироксену, частично по роговой обманке, плагиоклазу), альбит (по плагиоклазу), тальк (по оливину, серпентину). Первичные сульфидные минералы замещались вторичными (пирит по пирротину и виоларит по пентландиту), также появлялся сидерит. На позднегидротермальной стадии широко развивались глинистые минералы.

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

Автор выражает благодарность А. Э. Изаху, А. В. Лав-ренчуку, А. В. Вишневскому (ИГМСО РАН) за ценные научные обсуждения тематики статьи.