Синдеформационные выделения хромшпинелидов в пластически деформированных агрегатах оливина (офиолиты Крака, Южный Урал)

Выделение неструктурных примесей из минерала-хозяина в виде собственных дисперсных фаз является широко распространенным явлением, хорошо изученным как для металлических, так и для силикатных систем. В ультраосновных породах мантийного происхождения описаны различные типы включений в породообразующих оливине и ортопироксене.

Наиболее распространенными являются ламмелярные структуры в энстатите, образующиеся в результате распада твердого раствора при охлаждении либо пластической деформации и связанных с ней фазовых переходах и двойниковании [30, 33 и др.]. Меньшим распространением пользуются симплектитовые выделения шпинели, орто- и клинопироксена в оливине [45, 48 и др.].

В оливине описаны разнообразные ламеллярные и игольчатые включения фаз, обогащенных железом (магнетита, гематита), кремнием (тридимита, энстатита), хромом, алюминием (шпинелида), титаном (ильменита), кальцием (клинопироксена, кирштайнита) [26, 41, 53, 56 и др.]. Минеральные включения часто ассоциируют с флюидными (CO 2 , NaCl) [38], а в ряде случаев их возникновение связывается с наличием в кристаллической решетке оливина водосодержащих дефектов со структурным типом клиногумита [50]. Для объяснения наблюдаемых явлений были предложены различные гипотезы, привлекающие механизмы распада твердых растворов граната и флогопита [28], окислительного отжига [43], остывания оливина, обогащенного примесями, в результате чего происходит распад пересыщенного твердого раствора [36], а также дегидратации водосодержащих дефектов при декомпрессии [41].

Предлагаемая работа посвящена разномасштабным включениям шпинелидов в поликристаллическом агрегате оливина в офиолитах массива Крака. В изученных образцах удалось зафиксировать различные стадии роста частиц хромшпинели-дов: от игольчатых выделений субмикронного размера до макроскопических идиоморфных кристаллов, характерных для дунитов офиолитовой ассоциации.

Объект и методика исследований

С целью изучения начальной стадии образования дунитов были исследованы их тонкие прожилки в шпинелевых перидотитах массива Средний Крака в пределах хромитоносной зоны месторождения №33. Геологическое строение данного объекта подробно описано в работах [12, 13, 15], и поэтому ниже мы остановимся лишь на характеристике детально изученных образцов ультраосновных пород.

При изучении дунитовых прожилков применялись структурно-петрографические и электронно-микроскопические методы исследований. Структурно- петрографические методы включали: 1) построение полюсных фигур для главных направлений кристаллической решетки оливина путем определения ориентировки осей оптической индикатрисы на универсальном столике Федорова, 2) статистическую обработку ориентировок удлиненных зерен хромшпинелидов, 3) построение ориентационных карт для агрегатов оливина.

Петроструктурные исследования проводились по известным методикам [19], количество изученных зерен для разных шлифов составило от 105 до 250. Для получения статистических данных об ориентировке удлиненных выделений хром-шпинелидов исследовались сканированные изображения шлифов в программе ImageTools, расчет проводился для сечений, отношение длины к ширине в которых превышало 1,5. Визуализация данных проведена путем построения статистических гистограмм в MS Excel и затем роз-диаграмм средствами векторной графики.

Для построения ориентационных карт оливина проводилась ручная трассировка первичных зерен на панорамных микрофотографиях, выполненных в проходящем свете и в скрещенных николях с последующей обработкой изображений в программах растровой графики с целью «снять влияние серпентинизации». Подобные методики широко применяются при структурном изучении природных ультрамафитов, которые всегда в той или иной степени подвержены низкотемпературным изменениям [25]. После трассировки каждый фрагмент оливинового агрегата (зерно, субзерно) был пронумерован и исследован на федоровском столике. Определенные координаты кристаллографических направлений выносились на верхнюю полусферу сетки Вульфа, сегменты которой были окрашены в соответствии с принятой градацией (см. ниже). Согласно полученным данным, каждый фрагмент оливинового агрегата был окрашен в цвет, соответствующий координатам выхода направления [100] в оливине.

Электронно-микроскопические исследования проводились на СЭМ Vega3 Tescan c ЭДА в двух полированных шлифах, детально изученных оптическими методами, и в двух полированных срезах (аншлифах). При определении состава минералов на сканирующем электронном микроскопе применялись следующие эталоны. Для оливина и серпентина: по оливину, шашка MINM25-53, серийный номер 01-044 (Astimex Scientific Limited). Для хромшпинелидов: 1) Fe, O по гематиту (о.Эльба, Италия), 2) Mg по периклазу (синтетический монокристалл), в обоих случаях - шашка MINM25-53, серийный номер 01-044 (Astimex Scientific Limited); 3) Al по Al2O3 (синтетический), 4) Cr по Cr-металлическому, 5) Mn по Mn-металлическому, 6) Ti по Ti-металлическому, 7) Ni по Ni-металлическому, в случаях 3-6 - шашка № 1362 (Microanalysis consultants LTD).

Фактический материал

Геология и петрография

В геологическом строении участка преимущественным распространением пользуются шпинелевые лерцолиты и ди-опсидсодержащие гарцбургиты. В перидотитах залегает дунитовое тело небольшой мощности (2-5 м), вмещающее массивные и нодулярные хромовые руды. Кроме основного рудовмещающего тела дунитов на восточном фланге месторождения встречаются маломощные (0,5-5 см) прожилки дунитов, ответвляющиеся от основной залежи.

Шпинелевые перидотиты и рудовмещающие дуниты обладают преимущественно порфировидной структурой, которая обусловлена наличием зерен оливина и ортопироксена двух групп размерности. Крупные выделения оливина имеют размер более 1,5 мм и всегда обладают развитой субзеренной структурой. Субграницы характеризуются неодинаковой четкостью и могут разделять блоки как изометричной, так и удлиненной фор- мы. Разориентировка на субграницах составляет от первых градусов до 15-20°.

Происхождение субграниц различно: полосы сброса являются «геометрически необходимыми» при аккомодации деформации в случае недостатка в пяти независимых системах скольжения (критерий фон Мизеса) [7, 22 и др.], другие субграницы образованы стенками дислокаций при переползании последних в ходе полигонизации. В предельном случае оливин полигонизируется на больших участках, формируя непрерывный матрикс субзеренного строения, в который могут быть включены более мелкие зерна хромшпи-нелидов, оливина и пироксенов.

Мелкие зерна оливина имеют размер 0,2-1 мм, они обладают более однородным строением. Образование зерен данного типа связано с динамической рекристаллизацией оливина, которая может быть как межзерновой, так и внутризерновой [31]. В первом случае зарождение новых зерен, свободных от дефектов, происходит на границах интенсивно деформированных первичных зерен, во втором случае – в наиболее дефектных участках внутри деформированных зерен. В последнем случае внутри крупных зерен оливина наблюдается образование участков с иной ориентировкой (псевдопойки-литовые включения «оливин-в-оливине») [18]. Образование подобных включений может происходить на линии полос сброса по механизму «ротационной рекристаллизации» [10].

Ортопироксен в шпинелевых перидотитах представлен также двумя типами зерен: 1) крупными (более 1,2 мм) и 2) мелкими (0,2-0,7 мм). Для крупных зерен наиболее характерны изометричные очертания и отчетливые следы хрупкопластической деформации, которая отражена в неоднородном погасании, изгибе плоскостей спайности, образовании кинк-бандов. Мелкие выделения образованы в результате динамической рекристаллизации и преимущественно развиты по периферии более крупных первичных зерен.

Результаты петроструктурных исследований

В изученных ранее образцах шпинеле- вых перидотитов и дунитов диагностированы деформационные структуры, обра- зованные на этапе высокотемпературного пластического течения в верхней мантии [12, 13]. Породы претерпели проникающие пластические деформации, которые отразились как в формировании преимущественной ориентировки зерен оливина по форме, так и в формировании отчетли- вых петроструктурных узоров.

Рис.1. Расположение изученных срезов в ду- нитовом прожилке внутри шпинелевого перидотита (образец СК-103-2LB). LC – перидотит, D – дунит, цифрами 2, 4, 5 обозначены шлифы, изготовленные в трех взаимно перпендикулярных плоскостях [14], номера срезов соответствуют лабораторным номе- рам, фигурирующим ниже в таблицах и тексте; соответствие номеров: 15131/СК-103-2LB=7, 15133/СК-103-2LB-7, 15127/СК-103-2LB-8, 15134/СК-103-2LB=8

В данном исследовании основное внимание уделено особенностям кристаллографической ориентировки оливина из тонких дунитовых прожилков, которые изучены в обнажении в 2 м восточнее контакта рудовмещающего дунитового тела. Исследованы срезы, ориентированные параллельно контакту дунит-перидотит на разном расстоянии от последнего. Пространственное расположение изученных шлифов из образца дунита показано на рис. 1.

Все изученные срезы ориентированы в плоскости минеральной уплощенности, которая параллельна контакту дунит-перидотит. Установить линейность по зернам оливина оказалось довольно сложно из-за развитой субструктуры. Вместе с тем определить направление пластического течения породы можно также по ориентировке элементов строения кинкбан-дов, которые образуются при аккомодации деформации в поликристаллическом агрегате [20].

Рис.2. Преимущественная оптическая ориентировка оливина (слева) и морфологическая ориентировка удлиненных выделений хромшпинелидов в дунитовых прожилках (справа). Приведена проекция на верхнюю полусферу сетки Вульфа, изучено соответственно 250 и 140 зерен; на розах-диаграммах ориентировки хромшпинелидов показана градусная сетка, соответствующая таковой для полюсных фигур оливина (север слева). Построение диаграмм для ориентировки выделений хромшпинелида проведено в программе ImageTools на основе сканированных изображений шлифов, использованы данные для частиц с отношением длины к ширине более 1,5; количество зерен соответственно 470 и 80

Рис. 3. Карта ориентировки оливина в прожилке дунита (обр. CK-103-2LB-8): а - б - микрофотографии фрагмента шлифа при параллельных (а) и скрещенных (б) николях с трассированными границами зерен (красный цвет) и субзерен (зеленый цвет), в - карта ориентировки оливина: окраска зерен соответствует ориентировке направления [100] согласно разграфке на врезке; г - е - положение осей оптической индикатрисы оливина для отдельных субзерен на сетке Вульфа (номера субзерен соответствуют таковым на верхних снимках). На рис. 3, в обведено выделение хромшпинелида, детально охарактеризованное ниже на рис. 5

При этом внутризерновое скольжение происходит в плоскости, ориентированной под большим углом к параллельным полосам излома внутри ограниченного ими пространства [11, 23]. Согласно методике, описанной в указанных работах, приблизительно геометрическая ориентировка направления пластического течения в зернах оливина может быть определена по перпендикуляру к полосам излома и в изученных образцах она обычно соответствует расположению оси Ng минерала.

Изучение ориентировки удлиненных выделений хромшпинелидов проведено в шлифах СК-103-2LB7 и СК-103-2LB8. Для этого сканированные изображения шлифов были обработаны в программе ImageTools, и по результатам построены розы-диаграммы ориентировок (рис.2). На диаграммах видно, что преимущественным распространением пользуются два взаимоперпендикулярные направления – СВ-ЮЗ (40 ° ) и ЮВ-СЗ (130 ° ).

Вместе с тем в образце СК-103-2LB7 эти направления имеют примерно одинаковую интенсивность и охватывают примерно одинаковый сектор в градусах, а в образце СК-103-2LB8 роль первого направления снижается и одновременно сужается диапазон значений. Для второго направления изменения имеют прямо противоположную тенденцию. Следует отметить, что зафиксированное в изученных образцах бимодальное распределение ориентировок удлиненных выделений хромшпинелидов в поликристаллическом оливиновом матриксе характеризует сетчатую (петельчатую) текстуру, которая, как известно, является также очень характерной для макроскопического масштаба наблюдения в хромовых рудах многих офиолитовых комплексов.

В отличие от геометрической ориентировки выделений хромшпинелидов, которая сохраняется почти без изменений от контакта дунит – перидотит в глубь дуни-тового прожилка, петроструктурный узор оливина претерпевает некоторые изменения. В образце СК-103-2LB7 отмечается множественное скольжение по системе

[100]{0kl}, что отражено в двух максимумах одинаковой интенсивности для осей Nm=[001] и Np=[010], образующих пояс, перпендикулярный плоскости минерального уплощения

В образце СК-103-2LB-8 фиксируется интенсивный максимум оси Nm перпендикулярно к плоскости образца (плоскости контакта дунит – перидотит). В то же время в изученном шлифе прекрасно выражены кинкбанды, состоящие из многочисленных полос излома (рис.3), что говорит о перпендикулярной ориентировке плоскостей внутризернового скольжения в этих зернах. Сопоставление внутреннего строения изученной выборки зерен с ориентировкой в них осей оптической индикатрисы оливина указывает на наличие в этих зернах скольжения по системе [100](010).

Для исследования взаимоотношения петроструктурных особенностей оливина с распределением и геометрическими характеристиками выделений хромшпине-лидов были сделаны панорамные снимки наиболее интересных участков шлифов в параллельных и скрещенных николях, затем проведена ручная трассировка границ зерен и субзерен оливина, а также выделений хромшпинелидов. Строение одного из таких участков показано на рис. 3. В верхней части приведены панорамные снимки одного и того же участка (рис. 3, А, Б), цифрами на которых обозначены зерна и субзерна, ориентировка которых была определена на универсальном столике, а ее результаты графически показаны на схеме ниже (рис. 3, В). Цвета, в которые окрашены зерна и субзерна оливина, указывают на ориентировку в них оси оптической индикатрисы Ng (в соответствии с врезкой, помещенной над схемой). На рис.3 (Г-Е) приведены проекции выхода осей индикатрисы зерен оливина Ng и Np на верхнюю полусферу сетки Вульфа, цифры рядом с выходами Ng соответствуют номерам зерен на фотографиях.

На карте ориентировок (рис. 3, В) видно, что большая часть фрагментов характеризуется близким расположением оси

Ng, фигуративные точки зерен и субзерен № 1-55 преимущественно попадают в сектор размером 60 ° , и лишь область в нижней левой части схемы сложена зернами и субзернами, имеющими отличающуюся ориентировку. Большинство крупных зерен из основной выборки разделено многочисленными субпараллельными полосами излома, блоки между которыми раз-ориентированы на величину от первых до 15-20 ° .

При оптическом увеличении сложно четко разделить границы в поликристал-лическом оливине на большеугловые (БУГ) и малоугловые (МУГ). Часто обширные участки минерального агрегата разделены МУГ и полосами излома, и в разных частях таких областей может наблюдаться как постепенный, так и резкий переход к участкам с иной ориентировкой (рис.3). При этом в пределах данных участков встречаются более мелкие изометричные и слабо удлиненные «зерна», отделенные от матрицы большеугловой границей («псевдопойкилитовые включения»). Подобные включения хорошо видны в правой нижней части рис. 3, В внутри обширной области, представленной оливином с развитой субструктурой.

На схеме отмечается несколько зерен хромшпинелидов: в левой части – крупное изометричное зерно, в верхней части – два удлиненных выделения, ориентированные длинной осью в горизонтальном направлении, и наиболее мелкое выделение (немного левее центра схемы), заключенное в рамку. Наибольший интерес для исследования структурных взаимоотношений между оливиновым матриксом и выделениями хромшпинелидов представляет последнее, которое будет рассмотрено в следующем разделе.

Выделения хромшпинелидов

При петрографическом изучении шлифов тонких дунитовых прожилков были обнаружены многочисленные выделения хромшпинелида, размер которых непрерывно изменяется от субмикронного (за пределами разрешающей способности оптического микроскопа) до макроскопических зерен с различной степенью кристаллографической огранки.

Как показали исследования образцов методами рентгеновской томографии, распределение хромшпинелидов в объеме дунитовых прожилков неравномерное, они часто собраны в агрегаты и вытянуты в одном направлении [15]. Площадь, занимаемая хромшпинелидами в срезах, параллельных контакту дунит – перидотит, составила в среднем 3%, что в 2-3 раза превышает их содержание в типичном шпинелевом перидотите массивов Крака.

Из-за значительной серпентинизации пород большая часть выделений отделяется от оливинового матрикса серпентиновой оторочкой, часть из выделений в той или иной мере подвержена вторичному изменению, связанному с серпентинизацией, другая полностью превращена в магнетит или имеет тонкую магнетитовую кайму. Поэтому при электронномикроскопических исследованиях основной целью был поиск, во-первых, самых мелких выделений, а во-вторых, выделений внутри неизмененного оливина.

Морфология, локализация и ориентировка выделений закономерно изменяется по мере увеличения их размера. Наиболее тонкие выделения имеют игольчатую (нитевидную) форму при длине 5-10 мкм и толщине менее 1 мкм. Они расположены в объеме зерен оливина и ориентированы вдоль направления [010] минерала-хозяина (рис.4). Аналогичная ориентировка игольчатых выделений хромшпинели-дов в оливине была установлена в ультра-мафитовых ксенолитах из архипелага Бисмарка (Папуа - Новая Гвинея) [36].

Более крупные выделения хромшпи-нелидов толщиной в первые микроны при длине 15-20 мкм преимущественно располагаются вдоль границ зерен оливина (большеугловых границ), реже вдоль границ субзерен (малоугловых границ) оливина (рис.5). В редких случаях подобные более крупные выделения встречались в объеме зерен. В этом случае они имели резко отличающуюся ориентацию по сравнению с описанными выше игольчатыми выделениями, а именно длинной стороной они всегда ориентированы вдоль направления [100] в оливиновом матриксе (рис.6).

Выделения данного типа редко встречаются отдельно, обычно они фиксируются как «апофизы» более крупных хром-шпинелидов, имеющих ветвящуюся форму (рис.5). Размеры таких зерен варьируют от 50 до 200 мкм, и они часто постепенно переходят в идиоморфные кристаллы.

Рис. 4. Игольчатые выделения хромшпинелидов в зернах оливина (образец 15127/СК-103-2LB-8): а – общий вид участка шлифа с крупным зерном хромшпинелида и мельчайших игольчатых выделений хромшпинелидов в серпентинизированном оливине, синим выделен участок, детальнее показанный на снимках (б) в проходящем свете и (в) в скрещенных николях, стрелкой показан участок, детализированный на фотографии (г); г – центральная часть снимков (б) и (в) – снимок в обратнорассеянных электронах (черное – серпентин, темно-серое – оливин, светлосерое – хромшпинелид, белое – магнетит); д – увеличенное изображение центральной части фотографии (г); е – качественный спектр, подтверждающий идентификацию игольчатых выделений как хромшпинелидов. На снимках (б) и (в) голубым цветом показаны межзеренные границы (большеугловые), зеленым цветом – субзеренные границы (малоугловые) в оливине, на снимке (в) желтым цветом обозначены выделения хромшпинелидов, стрелками показаны направления в кристаллической решетке оливина, ближайшие к данному срезу (направление стрелки указывает на «восстание» данного направления), желтым цветом показана толщина наиболее тонких выделений хромшпинелида, на снимках (г) и (д) латинскими буквами обозначены точки, в которых проведено изучение химического состава

Рис. 5. Морфология и ориентационные соотношения выделений хромшпинелида и оливинового матрикса (обр. СК-103-2LB-8, фрагмент 15127с). Цифрами обозначены различные зерна оливина, латинскими буквами – точки, в которых проведено изучение химического состава, голубым цветом показаны межзеренные границы (большеугловые), зеленым цветом – субзеренные границы (малоугловые) в оливине, стрелками показаны направления в кристаллической решетке оливина, ближайшие к данному срезу (направление стрелки указывает на «восстание» данного направления), желтым цветом обозначена толщина наиболее тонких выделений хром-шпинелида

Рис. 6. Морфология выделений хромшпинелида в оливине (образец 15131). Латинскими буквами обозначены точки, в которых проведено изучение химического состава, желтым цветом показана толщина наиболее тонких выделений хромшпинелида, справа приведены фрагменты качественных спектров, подтверждающие идентификацию игольчатых выделений как хромшпи-нелидов

Рис.7. Локализация выделений различного размера и типичная ориентировка шпинелидовых «апофиз». На микрофотографиях (а, б) и (в, г) соответственно изображены два участка шлифа 15127/СК-103-2LB-8, верхние снимки сделаны при параллельных николях, нижние – при скрещенных. На нижних снимках желтым цветом выделены хромшпинелиды, цветными линиями трассированы границы: голубым цветом – большеугловые, зеленым – малоугловые, цифры рядом с рисками на границах обозначают углы разориентировки решетки по обеим сторонам от границы, стрелками показаны кристаллографические направления в зернах оливина

Рис.8. Выделения хромшпинелидов в оливиновом матриксе на различной стадии развития: а – участок шлифа 15133/СК-103-2LB-7, обведен квадрат, более детальное строение которого показано на правой микрофотографии (б); Ol – оливин, Chrt – хромшпинелид, Spt – серпентин, Mgt – магнетит; точками с прописными латинскими буквами обозначены места определения химического состава минералов (см. табл.1-3)

Рис.9. Морфологическое разнообразие выделений хромшпинелидов в оливине: Ol – оливин, Crt – хромшпинелид, Spt – серпентин, точками с прописными латинскими буквами обозначены места определения химического состава минералов (см. табл.1-3)

В зернах переходной морфологии сочетаются кристаллографически ограненные участки с участками «червеобразных» очертаний (рис.7-9). Укрупнение выделений хромшпинелидов иногда ведет к захвату ими фрагментов оливинового матрикса, последовательные стадии которого также можно наблюдать в изученных срезах образцов [12, 15]. Подобный «захват» показан на рис. 9, б и 10, в, а уже захваченные «пойкилитовые включения» оливина, соизмеримые по размерам с минералом-хозяином, можно видеть на рис. 8, а и 10, г.

Состав минералов и термометрия

Оливин

Оливин обладает достаточно выдержанным составом с содержанием форстеритового минала 90,6-91,9% (табл.1). Закономерные изменения магнезиальности оливина в изученных срезах не выявлены, корреляция между MgO и NiO не наблюдается. Последний постоянно присутствует в оливине в количестве от 0,23 до 0,55%. Из других элементов-примесей часто встречается MnO (до 0,26%), в четырех анализах отмечено повышенное со- держание Cr2O3 (0,14-0,46%). Все точки анализов с повышенным содержанием хрома расположены близко к границе зерна оливина с хромшпинелидами (10-20 мкм), и, возможно, в анализе проявилось влияние этих зерен. Вместе с тем для всех четырех анализов, кроме повышенного содержания хрома, характерен рост маг- незиальности (91,6-91,9% Fo). Последнее обстоятельство может указывать на диффузионный обмен элементами при образовании выделений хромшпинелида, поскольку отношение Mg/Fe в сосуществующих оливине и хромшпинелиде смещено в сторону магния.

Рис.10. Особенности морфологии хромшпинелидов на завершающих стадиях твердофазной сегрегации (коалесценция, сфероидизация, захват оливиновой матрицы)

Ортопироксен

Ромбический пироксен в изученных образцах встречается в виде отдельных зерен, иногда в ассоциации с моноклинным пироксеном и амфиболом. По составу он соответствует энстатиту с содержанием ферросилитового минала в пределах 0,07 – 0,1 (табл.2). Содержание Al2O3 варьирует в пределах 2,2-2,9%. Концентра- ция кальция обнаруживает положительную корреляцию с глиноземистостью зерен (0,54-0,63% СаО). Большинство примесных компонентов (TiO2, Na2O, MnO, NiO) в ортопироксене содержится в количествах, не превышающих предел обнаружения, лишь в единичных анализах были получены значимые цифры для TiO2 (0,13%) и NiO (0,19). В отличие от упомя- нутых компонентов присутствие хрома изученных образцах близок таковому из отмечено во всех анализах (0,51-0,65 окружающих перидотитов [14].

Cr2O3). В целом состав ортопироксена в

Таблица 1. Химический состав оливинов (мас.%)

№ п/п	№ анализа	SiO2	FeO	MnO	MgO	NiO	Сумма	ФОРМУЛА
1	15127d	41,34	8,59	0,15	48,87	0,45	99,4	Mg 1.794 Fe 0.176 Mn 0.004 Ni 0.009 Si 1.018 O 4
2	15127e	41,58	8,21	0,13	49,85	0,50	100,27	Mg 1.809 Fe 0.167 Mn 0.003 Ni 0.01 Si 1.012 O 4
3	15127f	41,53	8,29	0,13	49,32	0,23	99,5	Mg 1.804 Fe 0.170 Mn 0.003 Ni 0.005 Si 1.019 O 4
4	15127m	41,21	8,72	0,19	49,7	0,24	100,06	Mg 1.808 Fe 0.178 Mn 0.004 Ni 0.005 Si 1.005 O 4
5	15127r	41,39	8,34	0,18	50,03	0,52	100,46	Mg 1.811 Fe 0.169 Mn 0.004 Ni 0.010 Si 1.005 O 4
6	15127u	41,73	7,92	0,12	50,05	0,39	100,4	Mg 1.813 Fe 0.161 Mn 0.003 Ni 0.008 Cr 0.002 Si 1.005 O 4
7	15127v	41,15	8,09	0,2	49,49	0,23	99,35	Mg 1.812 Fe 0.166 Mn 0.005 Ni 0.005 Cr 0.002 Si 1.011 O 4
8	15127z	41,58	8,75	-	49,41	0,55	100,29	Mg 1.797 Fe 0.178 Ni 0.011 Si 1.014 O 4
9	15131b	41,55	9,12	0,26	48,97	0,41	100,31	Mg 1.784 Fe 0.186 Mn 0.006 Ni 0.008 Si 1.015 O 4
10	15131c	41,75	8,37	-	49,99	0,49	100,6	Mg 1.808 Fe 0.169 Ni 0.010 Si 1.013 O 4
11	15131i	41,78	8,51	-	49,68	0,49	100,46	Mg 1.802 Fe 0.173 Ni 0.010 Si 1.016 O 4
12	15131j	41,37	7,96	-	49,72	0,43	99,94	Mg 1.813 Fe 0.162 Ni 0.008 Cr 0.004 Si 1.012 O 4
13	15133a	41,82	9,14	-	49,44	0,32	100,72	Mg 1.792 Fe 0.185 Ni 0.006 Si 1.016 O 4
14	15133d	42,18	8,11	-	50,07	0,38	100,88	Mg 1.807 Fe 0.164 Ni 0.007 Cr 0.001 Si 1.021 O 4
15	15133f	41,29	9	-	49,13	0,25	99,67	Mg 1.798 Fe 0.184 Ni 0.005 Si 1.013 O 4
16	15133g	41,05	8,87	0,18	49,28	0,37	99,75	Mg 1.801 Fe 0.181 Mn 0.004 Ni 0.007 Si 1.006 O 4
17	15133m	41,13	8,43	0,13	49,59	0,37	99,65	Mg 1.810 Fe 0.172 Mn 0.003 Ni 0.007 Si 1.007 O 4
18	15133n	41,77	8,71	-	49,29	0,40	100,17	Mg 1.795 Fe 0.178 Ni 0.008 Si 1.02 O 4
19	15133q	41,47	9,16	-	49,16	0,30	100,09	Mg 1.793 Fe 0.187 Ni 0.006 Si 1.014 O 4
20	15134b	41,42	8,84	-	48,99	0,38	99,63	Mg 1.794 Fe 0.181 Ni 0.008 Si 1.017 O 4
21	15134g	41,66	8,19	-	49,26	0,39	99,5	Mg 1.802 Fe 0.168 Ni 0.008 Si 1.022 O 4
22	15134h	42,11	8,8	-	49,58	0,37	100,86	Mg 1.793 Fe 0.178 Ni 0.007 Si 1.021 O 4

Примечание: прочерк означает, что содержание данного оксида ниже предела обнаружения; кроме указанных оксидов в следующих анализах обнаружена примесь Cr 2 O 3 : 15127u – 0,19%, 15127v – 0,19%, 15131j – 0,46%, 15133d – 0,14%.

Таблица 2. Химический состав пироксенов (мас.%)

№ п/п	№ анализа	SiO2	TiO2	Al2O3	FeO	MgO	CaO	Na2O	Cr2O3	NiO	Сумма
1	15127n	52,77	0,3	3,9	2,11	15,97	21,62	1,43	1,15	-	99,27
2	15127p	53,23	0,35	3,9	2,01	15,72	22,51	1,25	1,59	-	100,52
3	15131e	53,37	0,21	4,3	2,25	15,64	21,22	1,42	1,44	-	99,89
4	15133b	52,51	0,19	4,3	2,16	15,6	21,95	1,3	1,3	-	99,29
5	15133e	53,79	-	4	2,43	16,08	21,75	1,36	1,1	-	100,46
6	15131d	56,94	-	2,9	5,76	33,38	0,61	-	0,51	-	100,14
7	15131h	56,82	-	2,2	5,83	33,61	0,54	-	0,59	0,19	99,78
8	15133c	56,9	0,13	2,6	5,88	33,93	0,63	-	0,65	-	100,74
ФОРМУЛЫ
1	15127n	Mg 0.911 Ca 0.886 Al 0.088 Fe 0.067 Cr 0.017 Ti 0.009 Si 2.019 O 6
2	15127p	Mg 0.887 Ca 0.914 Al 0.086 Fe 0.064 Cr 0.024 Ti 0.01 Si 2.015 O 6
3	15131e	Mg 0.892 Ca 0.871 Al 0.098 Fe 0.072 Cr 0.022 Ti 0.006 Si 2.04 O 6
4	15133b	Mg 0.892 Ca 0.903 Al 0.097 Fe 0.069 Cr 0.02 Ti 0.005 Si 2.014 O 6
5	15133e	Mg 0.906 Ca 0.882 Al 0.088 Fe 0.077 Cr 0.016 Si 2.032 O 6
6	15131d	Mg 1.745 Fe 0.169 Ca 0.023 Al 0.061 Cr 0.007 Si 1.996 O 6
7	15131h	Mg 1.757 Fe 0.171 Ca 0.02 Al 0.045 Cr 0.008 Ni 0.005 Si 1.993 O 6
8	15133c	Mg 1.76 Fe 0.171 Ca 0.024 Al 0.054 Cr 0.009 Ti 0.003 Si 1.98 O 6

Примечание: прочерк означает, что содержание данного оксида ниже предела обнаружения.

Таблица 3. Химический состав хромшпинелидов (мас.%)

№ п/п	№ анализа	MgO	FeO	Al2O3	Cr2O3	TiO2	Сумма	ФОРМУЛА
1	15127a	14,4	15,74	35,4	33,97	0,23	99,74	Mg 0.623 Fe 0.382 Al 1.211 Cr 0.779 Ti 0.005 O 4
2	15127b	14,8	15,4	36,53	33,24	-	99,97	Mg 0.635 Fe 0.361 Al 1.239 Cr 0.756 Fe 0.09 O 4
3	15127c	14,48	15,63	36,17	33,03	-	99,31	Mg 0.626 Fe 0.371 Al 1.237 Cr 0.758 Fe 0.007 O 4
4	15127g	14,6	16,6	37,57	30,97	-	99,74	Mg 0.626 Fe 0.375 Al 1.274 Cr 0.704 Fe 0.022 O 4
5	15127h	15,03	15,8	37,17	31,54	-	99,54	Mg 0.644 Fe 0.356 Al 1.261 Cr 0.717 Fe 0.022 O 4
6	15127j	15,38	14,85	37,48	31,83	-	99,54	Mg 0.657 Fe 0.342 Al 1.267 Cr 0.722 Fe 0.013 O 4
7	15127k	15	15,31	38,25	31,07	-	99,63	Mg 0.64 Fe 0.359 Al 1.291 Cr 0.703 Fe 0.007 O 4
8	15127l	15,27	15,15	37,51	32,05	-	99,98	Mg 0.65 Fe 0.354 Al 1.264 Cr 0.724 Fe 0.008 O 4
9	15127q	14,93	15,94	37,76	31,96	-	100,59	Mg 0.634 Fe 0.369 Al 1.268 Cr 0.72 Fe 0.009 O 4
10	15127s	16,82	15,44	46,58	21,63	-	100,47	Mg 0.684 Fe 0.32 Al 1.499 Cr 0.467 Fe 0.03 O 4
11	15127t	14,9	16,23	36,57	31,77	-	99,47	Mg 0.641 Fe 0.362 Al 1.245 Cr 0.725 Fe 0.027 O 4
12	15131a	15,05	15,8	40,89	28,03	-	99,77	Mg 0.635 Fe 0.362 Al 1.365 Cr 0.627 Fe 0.011 O 4
13	15131f	14,97	15,84	39,89	28,89	-	99,59	Mg 0.635 Fe 0.369 Al 1.339 Cr 0.65 Fe 0.007 O 4
14	15131g	13,72	20,02	37,89	27,65	-	99,48	Mg 0.592 Fe 0.40 Ni 0.005 Al 1.294 Cr 0.633 Fe 0.077 O 4
15	15133h	14,97	15,53	37,4	31,15	-	99,39	Mg 0.642 Fe 0.354 Mn 0.008 Al 1.269 Cr 0.709 Fe 0.018 O 4
16	15133i	10,92	19,41	22,59	46,23	-	99,45	Mg 0.509 Fe 0.482 Mn 0.008 Cr 1.144 Al 0.833 Fe 0.024 O 4
17	15133j	14,7	16,35	39,12	29,11	-	99,28	Mg 0.628 Fe 0.368 Al 1.322 Cr 0.66 Fe 0.022 O 4
18	15133k	13,53	17,2	33,64	34,92	-	99,64	Mg 0.593 Fe 0.398 Al 1.166 Cr 0.812 Fe 0.022 O 4
19	15133l	15,52	15,04	41,01	28,03	-	99,6	Mg 0.654 Fe 0.343 Mn 0.009 Al 1.366 Cr 0.626 Fe 0.011 O 4
20	15133o	15,45	14,76	38,99	30,5	-	99,7	Mg 0.655 Fe 0.345 Al 1.308 Cr 0.686 Fe 0.006 O 4
21	15133p	14,78	16,53	40,48	27,26	-	99,55	Mg 0.627 Fe 0.357 Mn 0.012 Al 1.358 Cr 0.613 Fe 0.033 O 4
22	15133r	15,1	15,38	40,03	29,19	-	99,7	Mg 0.639 Fe 0.365 Al 1.34 Cr 0.655 O 4
23	15134a	14,12	15,97	35,62	34,08	0,28	100,07	Mg 0.610 Fe 0.387 Al 1.217 Cr 0.781 Ti 0.006 O 4
24	15134c	13,97	17,18	33,62	35,09	0,17	100,03	Mg 0.609 Fe 0.396 Al 1.159 Cr 0.811 Fe 0.022 Ti 0.004 O 4
25	15134d	14,65	18,08	39,12	27,93	-	99,78	Mg 0.624 Fe 0.378 Al 1.318 Cr 0.631 Fe 0.049 O 4
26	15134e	14,08	16,55	35,06	33,67	-	99,61	Mg 0.612 Fe 0.390 Al 1.205 Cr 0.776 Fe 0.012 V 0.006 O 4
27	15134f	14,97	15,18	36,68	32,17	-	99,27	Mg 0.644 Fe 0.350 Mn 0.007 Al 1.249 Cr 0.735 Fe 0.015 O 4
28	15134i	13,82	17,07	33,85	34,62	0,19	99,55	Mg 0.605 Fe 0.394 Al 1.171 Cr 0.803 Fe 0.022 Ti 0.004 O 4
29	15134j	14,68	15,89	36,21	32,2	0,21	99,19	Mg 0.635 Fe 0.361 Al 1.239 Cr 0.739 Fe 0.022 Ti 0.005 O 4
30	15128b	12,98	15,39	11,88	60,36	-	100,61	Mg 0.618 Fe 0.385 Cr 1.525 Al 0.448 Fe 0.024 O 4
31	15128c	6,23	22,69	5,29	64,6	0,33	99,14	Mg 0.325 Fe 0.663 Cr 1.785 Al 0.218 Ti 0.009 O 4
32	15128d	13,08	12,39	4,4	68,97	0,23	99,07	Mg 0.652 Fe 0.346 Cr 1.823 Al 0.173 Ti 0.006 O 4
33	15128e	14,63	11,85	12,77	60,14	-	99,39	Mg 0.694 Fe 0.306 Cr 1.513 Al 0.479 Ti 0.008 O 4

Примечание: прочерк означает, что содержание данного оксида ниже предела обнаружения; кроме указанных оксидов в следующих анализах обнаружены примеси: 15131g – NiO (0,2%), 15134e – V2O5 (0,25%), а также MnO: 15133h – 0,34%, 15133i – 0,3%, 15133k – 0,35%, 15133p – 0,5%, 15134f – 0,27%. Образец 15128 – массивный хромитит из рудного тела месторождения №33.

Клинопироксен

Моноклинный пироксен в изученных образцах встречается в виде рассеянных мелких зерен и представлен диопсидом (табл.2). В минерале отмечается присутствие глинозема в количестве 3,9-4,3%. Из примесных компонентов основная роль принадлежит натрию и хрому, концентрации соответствующих оксидов примерно равны и варьируют в пределах 1,1-1,59%.

Во всех изученных зернах диопсида отмечается небольшое количество титана (0,19-0,35% TiO2). По сравнению с клинопироксенами перидотитов,  распростра ненных в пределах изученного участка [14], аналогичные минералы дунитовых прожилков обогащены хромом и натрием. Амфиболы

При электронно-микроскопическом изучении дунитовых прожилков были встречены единичные зерна амфиболов. По данным количественного рентгенофазового анализа их содержание в образцах достигает первых процентов. По составу амфиболы близки к паргаситу, но содержат повышенные количества натрия (до 4% Na2O) и хрома (1,52-2,24% Cr2O3).

Хромшпинелиды

Состав изученных хромшпинелидов по соотношению трехвалентных элементов варьирует в пределах поля хромпико-тита, а по отношению Mg/Fe (0,51-0,68) они относятся к магнезиальным разновидностям (табл.3). Во всех анализах содержание трехвалентного железа, рассчитанное в соответствии со стехиометрической формулой, не превышает 0,1 форм. ед. в расчете на 2 катиона.

От контакта дунит – перидотит в глубь дунитового прожилка отношение Cr/(Cr+Al) в составе хромшпинелидов постепенно повышается, принимая минимальное среднее значение 0,32 в образце 15131 и максимальное среднее значение 0,39 в образце 15134. Наблюдается отрицательная корреляция между данным показателем и отношением Mg/(Mg+Fe), которое в том же направлении уменьшается. Между составами крупных зерен хром-шпинелидов и их тонкими выделениями в тех же срезах однозначных различий выявить не удалось. Связано это с малой выборкой количественных спектров, что в свою очередь обусловлено недостаточной локальностью анализа в случае тонких выделений хромшпинелидов. В то же время удалось выявить случаи резкого изменения состава минералов в пределах одного образца.

В качестве одного из примеров можно указать на шлиф 15133, в котором два анализа (i, k) отличаются значительным повышением хромистости, которое сопровождается понижением отношения Mg/Fe. В обоих случаях повышение величины Cr/Al отмечено в местах утонения торцевых частей крупных удлиненных зерен хромшпинелидов, которые сами включают соизмеримые с ними овальные зерна оливина (рис. 9, 10). При этом химический состав остальной части тех же зерен соответствует среднему составу в данном образце.

В образцах 15127 и 15134, на фоне общего повышения средней хромистости шпинелидов, отмечены два анализа с резко пониженными ее значениями. В обоих случаях анализы выполнены в тонких выделениях хромшпинелидов на границах зерен оливина. Анализ 15127s характеризует «апофизу» толщиной 2-2,5 мкм от более крупного удлиненного зерна размером 30х100 мкм, в объеме которого определено типичное для данного шлифа содержание хрома и алюминия (Cr/Cr+Al=0,37). Анализ 15127d с пониженной хромистостью (Cr/Cr+Al=0,32) также характеризует «апофизу» от изо-метричного зерна хромшпинелида размером 70х70 мкм.

В изученных хромшпинелидах значимые количества элементов примесей (кроме титана) практически не выявлены. Примесь титана в количестве 0,17-0,23% обнаружена в срезах, тяготеющих к внутренним частям дунитового прожилка. Примесь марганца в количестве 0,27-0,5% MnO обнаружена в отдельных зернах нескольких образцов без какой-либо закономерности распределения, в единичных случаях отмечено присутствие никеля и ванадия.

Температуры минеральных равновесий

Для оценки температур минералообразования были использованы оливин-хромшпинелидовые и двупироксеновые геотермометры. В исследованных образцах содержится сравнительно мало пироксенов, кроме того, часто моноклинный и ромбический пироксены пространственно разобщены. Поэтому данных для получения температур минеральных равновесий в паре клинопироксен – ортопироксен получено мало. Для определения температур в образцах 15133/СК-103-2LB-7 (точки b-c) и 15131 (точки d-e) было использовано несколько версий двупи- роксеновых геотермометров [9, 54, 55], анализировались центральные части зерен, находящиеся в контакте друг с другом. Полученные температуры значительно различаются между собой. В частности, расчет по геотермометрам Веллса и Вуда-Банно дает оценку температуры в диапазоне 1313-1355°С, а по геотермометрам Л.Л.Перчука – в диапазоне от 1004 до 1080°С.

Наиболее представительная выборка данных была получена для оценки температур минеральных равновесий в паре оливин – хромшпинелид, использованы пять версий геотермометров [21, 27, 35, 46, 47, 51]. Все полученные температуры по оливин-хромшпинелидовым геотермо- метрам значительно ниже двупироксеновых и варьируют в диапазоне от 480 до 800°С (рис. 11). Наиболее часто встреча ются температуры от 600 до 720°С.

Рис.11. Термпературы минеральных «равновесий» в паре оливин - хромшпинелид по данным различных геотермометров: 1 - 4 - геотермометры (1 - ОНейла-Уолла-Бальхауза-Берри-Грина [27, 46], 2 - усовершенствованная версия предыдущего геотермометра [21], 3 - Оно [47], 4 - Редера [51], 5 - Фабри [35])

Статистически более низкие температуры дает геотермометр Оно, остальные – в значительной степени перекрывающиеся значения, несколько более высокие при использовании уравнений Редера и Фабри и чуть более низкие при использовании версии О’Нейла с соавторами. Различия в температурах минеральных равновесий данных минералов обусловлены главным образом изменениями в составе хром-шпинелидов, поскольку для оливина изученных образцов характерен весьма выдержанный состав. Появление аномально высоких значений температур чаще всего связано с учетом примеси титана в хром-шпинелиде (усовершенствованный геотермометр О’Нейла-Уолла-Бальхауза-Берри-Грина по версии [21] и в отдельных случаях – геотермометр Редера).

Обсуждение результатов

В предыдущих разделах было показано, что начальная стадия образования дунитовых прожилков в перидотите сопровождается выделением большого количества частиц, по составу отвечающих хромшпинелиду. Наиболее мелкие частицы, которые удалось наблюдать в растровый электронный микроскоп, имели игольчатую форму при длине в первые микроны и толщине 0,3-0,7 мкм. Данные частицы располагаются в объеме зерна оливина и удлинены параллельно или под очень острым углом к направлению [010], расстояние между ними изменчиво, часто иголочки образуют пакеты, состоящие из параллельных выделений (рис.4).

Ориентировка более крупных выделений в объеме зерен резко изменяется и они становятся параллельными направлению [100], но чаще всего выделения толщиной более микрона размещаются вдоль границ зерен и субзерен (рис.5, 7). Очень часто отмечается рост выделений, выраженный в сочетании относительно крупных зерен хромшпинелидов овальной и неправильной формы на большеугловых границах с разномасштабными «апофизами» тонких игольчатых выделений, примыкающих к такому «центру» (рис.5). В конечном итоге формируются идиоморфные кристаллы. В изученных образцах часто можно наблюдать изменения кристаллографической огранки, связанные со стадиями роста, отраженные в присутствии большого количества частично ограненных зерен с тонкими апофизами (рис.10, а, б).

Выделения хромшпинелида и некоторых других минералов достаточно хорошо изучены на примере мантийных ксенолитов и ультрамафитового материала метеоритного происхождения. Наиболее широко в литературе представлены сведения о тончайших выделениях дисперсных фаз в кристаллах оливина, изучены их ориентационные взаимоотношения, обсуждены возможные механизмы образования. В частности, в работе [36] описаны многочисленные выделения хромшпинелидов игольчатой формы в оливинах из ксенолитов в базальтах архипелага Бисмарка (Новая Гвинея). Шпинелиды имеют варьирующие отношения Cr/Al от высокоглиноземистых до высокохромистых составов. Исследования на просвечивающем электронном микроскопе (ПЭМ) показали, что игольчатые выделения имеют типичную длину 8 мкм, хотя некоторые оливиновые зерна несут нерегулярно «оформленные» иглы с зазубренными краями и длиной более 25 мкм, ПЭМ-исследования обнаруживают лентикулярную форму игл с шириной и длиной 50200 нм. Для выделений характерны постоянные ориентационные соотношения с решеткой минерала-хозяина: с

[001]ol//[110]spl и (100)ol//(111)spl, иглы всегда удлинены параллельно направлению [010] в оливине.

Подобные ориентационные соотношения были ранее установлены для магнетитовых включений в оливине [32]. Такая же ориентировка «стержневидных» (rods) выделений ильменита вдоль направления [010] в зернах оливина из массива АльпеАрами была описана в [50]. В последнем случае ПЭМ-исследованиями установлено, что все выделения приурочены к дефектам упаковки в плоскостях (001) оливина, представленным слоями «клиногумитового типа», содержащими титан, который затем выделился в виде ильменита при распаде изолированных слоев клиногумита.

Обнаруженные нами наиболее тонкие выделения хромшпинелидов имеют близкие морфологические особенности и локализацию внутри зерен оливина с описанными выше, состав изученных нами выделений близок к таковому из ксенолитов в базальтах архипелага Бисмарка [36]. Учитывая сказанное, на данном этапе изучения мы можем принять механизм образования инициальных тончайших выделений хромшпинелидов, предложенный цитируемыми авторами. Предполагается, что оливины при мантийных давлениях и температурах могли содержать значимые количества примесных ионов алюминия и хрома. Количественная оценка растворимости данных элементов в оливине была проведена T. Kohler [42], который показал, что данный минерал может включать до 710 ррm Cr 2 O 3 и до 450 ppm Al2O3 при 1200 ° С и 20 кбар.

Существуют различные возможности вхождения хрома и алюминия в решетку оливина. Для хондрита Шарпс (Sharps) было предположено совместное замещение Al+3 +Cr+3 =Si+4 +(Mg, Fe)+2 в оливине [34], позднее исследованиями с применением электронного парамагнитного резонанса и электронно-ядерного резонанса было установлено, что атомы хрома могут располагаться в структуре форстерита преимущественно в октаэдрических пози- циях М1 и М2 [49], а при наличии в минерале примеси алюминия ионы этих металлов могут образовывать пары Cr+3 – Al+3 , в которых ионы хрома занимают позиции М1 и М2, а ионы Al+3 – позиции ионов кремния [1, 29, 52]. В работе [5] была исследована взаимосвязь вхождения в структуру оливина ионов металлов и водорода и показано, что присутствие трехвалентных катионов облегчает протонирование в оливине за счет формирования кластеров с катионными вакансиями кремния и магния.

В дальнейшем, при подъеме мантийного материала в условиях декомпрессии и остывания, растворимость алюминия и хрома уменьшается, что может обусловить кристаллизацию игольчатых хром-шпинелидов. Количественная оценка баланса хрома и алюминия в оливине была проведена в работе [36], которая показала, что при объемном содержании хромшпи-нелидов в зерне оливина 0,0044% необходимо извлечь из минерала-хозяина всего по 11-18 ppm данных элементов. Экстраполяция на б о льшие содержания дисперсных выделений дает соответственно около 40 ppm при 0,01% и около 400 ppm при 0,1% объемных содержаний хромшпине-лидов в оливине. Приведенные выше оценки возможных содержаний в оливине алюминия и хрома в мантийных условиях, а также имеющиеся аналитические данные по содержаниям их в природных образцах, вполне допускают образование значимых количеств хромшпинелидов внутри зерен оливина, вплоть до десятых долей процента.

Структурные соотношения оливина с выделениями хромшпинелидов в начальной стадии формирования рассматриваются как полукогерентные, о чем говорит их постоянное удлинение вдоль направления [010] минерала-хозяина и ориентировка плоскостей (100)ol//(111)spl [36]. Последняя закономерность может быть объяснена тем, что только плоскости (100) оливина (0,4762 нм) и (111) шпинели (0,48 нм) имеют близкие межплоскостные расстояния.

В отличие от описанных в литературе случаев выделений хромшпинелидов в оливине, не обнаруживающих тенденции к росту и изменению морфологических и ориентационных характеристик, в изученных нами образцах наблюдались разнообразные переходные стадии: от первичных полукогерентных выделений до образования макроскопических зерен. В то же время инициальные выделения хромшпинелидов фиксировались значительно реже. Для объяснения наблюдаемых соотношений дисперсных фаз хром-шпинелида с оливиновым матриксом мы обратились к обширным фактическим и теоретическим данным, накопленным в материаловедении.

В зависимости от процессов, вызывающих выделение дисперсных фаз из твердых растворов, различают «естественное», «искусственное», «высокотемпературное», «деформационное» и другие виды старения [8, 20 и др.]. Причина выделений частиц второй фазы в подвергнутых пластическому течению металлических системах – нахождение твердого раствора данного состава в двухфазной области диаграммы состояния, которая увеличивается для большинства соединений в условиях деформации [4, 8 и др.], причем возможны когерентный и некогерентный варианты распада.

В металлических системах выделение начинается с образования в матриксе зон Гинье-Престона, которые представляют собой ряды атомов растворенного вещества толщиной несколько ангстрем и характеризуются когерентными или полуко-герентными соотношениями с решеткой матрицы. При пластическом течении матрицы зоны Гинье-Престона являются причиной роста сопротивления пластической деформации (деформационного упрочнения), поскольку движущиеся дислокации должны перерезать частицы выделений, затрачивая на это энергию. Упрочнение увеличивается как с возрастанием дисперсности частиц (одновременного уменьшения размера частиц и расстояний между соседними частицами), так и с повышением объемной доли выделений [20].

Выделения дисперсной фазы в поликристаллах стабилизируют границы зерен и тем больше, чем ближе соотношения матрикс – выделение к когерентным. Наиболее склонны к коалесценции (росту) выделения, некогерентные по отношению к матриксу. Укрупнение отдельных выделений, как правило, ведет к увеличению расстояния между ними, что приводит к изменению характера взаимодействия дислокаций с дисперсными частицами: дислокации уже не перерезают их, а обходят. Известно, что при активной коалесценции дисперсных фаз средние расстояния между частицами увеличиваются, и они практически не влияют на напряжение течения [4].

Сравнение приведенных выше данных со структурно-морфологическими особенностями изученных выделений хром-шпинелидов позволяет предложить следующую интерпретацию. Выделения минимального размера, наблюдаемые в оливиновых зернах и вытянутые вдоль направления [010] в решетке минерала-хозяина, по-видимому, являются полуко-герентными. Однако, ввиду значительной разницы между структурами оливина и шпинели, подобные соотношения неустойчивы и сменяются образованием некогерентных выделений, склонных к коалесценции. В этом случае их преимущественный рост в направлении [100] объясняется тем, что именно это направление в решетке оливина является направлением наиболее быстрой диффузии [44]. Кроме того, эффективными стоками для дефектов кристаллической структуры и одновременно путями диффузии являются границы зерен, куда в конечном счете и мигрируют примесные компоненты. В некоторых публикациях границы зерен оливина рассматриваются как «возможный резервуар элементов» в мантийных условиях [37, 39, 40]. Движущей силой коалесценции является минимизация поверхностной и зернограничной свободных энергий, и поэтому выделения меньше критического размера неустойчивы, они поглощаются более крупными и устойчивыми сегрегациями.

Основным пусковым механизмом для выделения и коалесценции дисперсных фаз в оливине могла являться пластическая деформация, сопровождавшая подъем мантийного вещества в зонах декомпрессии. С одной стороны, подъем на более верхние уровни литосферы сопровождался понижением давления и температуры, которые способствовали уменьшению «емкости» решетки оливина в отношении примесей, а с другой – примеси создавали препятствия для движения дислокаций в оливине и способствовали его фрагментации. Этот процесс вел к перераспределению частиц двух фаз в пространстве, поскольку выделения более жесткой фазы (хромшпинелида) создают вокруг себя напряжения, снижая скорость течения матрикса.

Завершающей стадией «оформления» выделений хромшпинелидов в идиоморфные макроскопические кристаллы, типичные для офиолитовых дунитов, являлась сфероидизация, которая заключается в стремлении выделившихся частиц принять кристаллографически правильную форму (в случае изотропного вещества – сферическую). Данный процесс хорошо известен в материаловедении и наблюдается при пластической деформации металлических материалов [2, 8 и др.]. Движущей силой в этом случае также является минимизация зернограничной свободной энергии. Примеры структур данной стадии также были найдены в изученных образцах (например, рис.4, а, 10, б). Таким образом, используя аналогию с процессами, наблюдающимися при пластической деформации металлов и сплавов, происхождение изученных выделений хром-шпинелидов в дунитовых прожилках массива Крака может быть интерпретировано как результат различных стадий динамического старения твердого раствора оливина.

Заключение

Проведенный анализ структурных и вещественных особенностей дунитовых прожилков в перидотитах участка месторождения №33, содержащих выделения хромшпинелидов различной морфологии и размера, позволяет развить представления о реоморфической дифференциации вещества в поднимающемся мантийном диапире зон декомпрессии [16 и др.].

Сформированные в результате коалесценции и сфероидизации мелкие идиоморфные кристаллы хромшпинелидов имеют возможность при продолжающемся пластическом течении сегрегировать в рудные агрегаты одновременно с увеличением мощности дунитовых тел. Таким образом, получены новые данные, подтверждающие высказанные ранее предположения о возможной роли метаморфической сегрегации примесей (Cr, Al) из породообразующих минералов перидотитов с последующей их концентрацией в рудных телах [3, 6, 24].

В реоморфической модели [17, 18]

разработан сегрегационный механизм перераспределения минеральных частиц внутри мантийного потока, объясняющий наличие в офиолитовых ультрамафитах фазовой расслоенности и, в частности, концентрации рудного материала в дунитах – наиболее мобильных зонах, сложенных поликристаллическим оливином.

Авторы выражают признательность д.г.-м.н. Е.В.Белогуб за внимательное прочтение рукописи и сделанные замечания.

Работа выполнена при поддержке гранта «РФФИ-Поволжье», проект «№14-05-97001 р_повольжье_а»