Структурные и петрографические особенности ультрамафитов на участке «Месторождение №33» в восточной части массива Средний Крака (Южный Урал)

Постановка проблемы

Ультрамафитовые массивы, обнажающиеся в складчатых поясах и входящие в состав офиолитовых комплексов, принято отождествлять с фрагментами верхней мантии геологического прошлого. Наряду с геофизическими данными и изучением ксенолитов ультраосновного состава, доставленных из мантии базальтовыми расплавами, исследование рассматриваемых комплексов пород позволяет получить сегрегация, коалесценция, реоморфизм, важную информацию о строении и составе глубинных геосфер нашей планеты.

На протяжении долгого времени уль-траосновные породы офиолитовых комплексов рассматривались как дифферен-циаты магматического расплава [12, 14, 34; 19, 53], при обсуждении механизмов их образования обычно проводились параллели с расслоенными интрузиями платформенного типа. Резкие структурные и вещественные отличия между ними объяснялись лишь спецификой геодина-мических условий становления [18, 45,

• 53]. Однако некоторые важные особенности строения офиолитовых ультрамафи-тов, в частности большая мобильность наиболее тугоплавкой дунитовой минеральной ассоциации (оливин+хромит) по сравнению с перидотитами, привели к кризису магматической гипотезы. По этой причине появились альтернативные модели – метасоматическая [3, 6, 16, 17, 21], латераль-секреционная [35, 36], реакционно-магматическая [4, 48, 54], а также различные комбинированные варианты магматической гипотезы, включая механизмы смешения магм [41, 49 - 51].

Все упомянутые выше гипотезы объединяет взгляд на мантийные ультрама-фиты как преимущественно пассивную субстанцию, которая преобразуется главным образом геохимически при проработке ее расплавами и/или флюидами. Вместе с тем многочисленными структурнопетрологическими исследованиями показано, что мантийные ультрамафиты представляют собой типичные высокотемпературные тектониты, современный облик которых предопределен интенсивной пластической деформацией [10, 38, 39, 42, 52]. А поскольку сегодня считается общепринятым наличие в мантии потоков кристаллического вещества, можно предполагать, что наблюдаемые структурновещественные особенности ультрамафи-тов были сформированы при их вязкопластическом подъеме внутри одного из таких потоков. Данный подход к решению проблемы происхождения офиолитовых ультрамафитов развивается в работах одного из авторов настоящей статьи [22 – 31] и некоторых других отечественных исследователей [1, 2, 7, 33, 38].

Изучению офиолитовых ультрамафи-тов в настоящее время уделяется много внимания во всем мире, но, несмотря на это, многие из вопросов, касающихся механизмов формирования их внутренней структуры и состава, остаются нерешенными. Настоящее исследование посвящено одному из аспектов обозначенной проблемы – происхождению хромитовой минерализации в дунитовых телах среди пе- ридотитов на начальной стадии их образования.

Объект и методика исследований

Для проведения детальных структурных и петрографических исследований нами был выбран участок, непосредственно прилегающий к рудному телу месторождения №33 (упоминавшегося также под названием «Шарыпкинская разведка» [34]) на массиве Средний Крака (рис.1).

Рис.1. Обзорная геологическая схема массивов Крака: 1 – вмещающие осадочные и вулканогенно-осадочные породы Зилаирского мегасинклинория, 2 – габбро, верлиты и клино-пироксениты («габброидный комплекс»), 3 – шпинелевые перидотиты с подчиненными дунитовыми телами («реститовый ультра-базитовый комплекс»), 4 – серпентиниты тектонизированные («меланж»)

Рис.2. Общий вид участка и макроскопические детали геологического строения: А – вид на месторождение от д. Шарипово; Б – общий вид участка с запада; В – точка СК-103-2LB, в 2 м восточнее контакта рудовмещающих дунитов с перидотитами; Г, Д – дунитовые прожилки в перидотитах; LC – перидотиты, D – дуниты, Р – хромититы

Данное месторождение расположено в восточной части массива, в 1,5 км западнее тектонического контакта ультрамафи-тов с вмещающими осадочными породами восточного крыла Зилаирского мегасинклинория.

Выбор объекта исследований обусловлен: 1) хорошей обнаженностью территории, вскрытой при опытно-технологическом опробовании хромититов (рис.2); 2) небольшими размерами месторождения, позволяющими на коротком расстоянии наблюдать переходы от перидотитов к рудовмещающим дунитам и хромовым рудам; 3) развитием на данном участке, наряду с рудовмещающим дунитовым телом, многочисленных прожилков в перидотитах, которые фиксируют начальные стадии процесса образования дунитов; 4) присутствием на месторождении нодулярных хромовых руд, генезис которых часто a priori рассматривается как магматический [18].

Полевые геологические исследования на объекте включали в себя картирование участка месторождения, составление по-горизонтных планов и разрезов в ходе его опытно-промышленной эксплуатации, отбор ориентированных образцов для пет-роструктурного изучения. Из ориентированных образцов шпинелевых перидотитов и дунитов изготавливались полированные шлифы в трех взаимно перпендикулярных плоскостях. Результаты пет-роструктурных исследований ультрама-фитов и генезис нодулярных хромититов обсуждены в нескольких предыдущих публикациях одного из авторов [23 – 25] и поэтому здесь подробно не рассмотрены. Главное внимание в данном исследовании было уделено изучению распределения зерен породообразующих минералов в пространстве и возможным механизмам: 1) обособления мономинераль-ного дунитового слоя, 2) образования и концентрирования в этом слое зерен хромшпинелидов.

Для изучения 3D-структуры дунитово-го прожилка были применены методы рентгеновской томографии. Сканирование проводилось на микротомографе MARS, произведенном в Новой Зеландии и установленном в Лаборатории ядерных проблем Объединенного института ядерных исследований (г. Дубна, Московская обл.). В данном томографе образец не вращается, располагается горизонтально и может перемещаться вдоль горизонтальной оси вращения штативно-поворотного устройства с источником рентгеновского излучения и камерой, используется геометрия с конусным пучком. Томограф предназначен для сканирования объектов длиной не более 30 см и диаметром не более 10 см. В качестве источника рентгеновского излучения использовалась трубка SB-120 при пиковом напряжении 120 кВ и токе 350 мкА.

Для уменьшения эффекта ужесточения пучка использовался алюминиевый фильтр толщиной 2 см, поглощающий мягкую часть спектра излучения. Камера, детектирующая рентгеновское излучение, состоит из двух гибридных пиксельных детекторов на основе электроники Medi-pix3 и сенсора из GaAs:Cr. Каждый детектор имеет квадратную форму 14,1 х 14,1 мм; 256 х 256 пикселей, размером 55 х 55 мкм. Расстояние от источника излучения до оси вращения 129 мм, расстояние от источника излучения до камеры 222,4 мм, что обеспечило геометрическое увеличение в 1,72 раза. При этом линейный размер вокселя реконструируемого изображения составил приблизительно 32 мкм, а предельное разрешение томографа около 50 мкм. Реконструкция проводилась с помощью программного обеспечения Octopus, а 3D-визуализация – с помощью программы Voreen 4.4.

Для изучения особенностей внутреннего строения рудовмещающих пород был проведен количественный петрографический анализ (image analysis), включающий определение гранулометрического состава пород и ориентировки зерен и других элементов структуры на статистической основе. Специфика ультрамафитов заключается в том, что простого

Рис. 3. Деформационная микроструктура в образце перидотита (А) и результаты обработки изображения микроструктуры для проведения количественных петрографических исследований – «имидж-анализа» (Б, В). Шлиф СК-103-2LB2. Условные обозначения к рис. 3В см. на рис. 5, 6; пунктиром показаны малоугловые границы (границы субзерен, полосы скольжения)

фотографирования в проходящем свете и в скрещенных николях недостаточно для создания петрографических карт, пригодных для обсчета в соответствующих программах. Поэтому сначала составлялись фотопанорамы в проходящем свете, а затем на эту основу наносились границы зерен, как показано на рис. 3. Расположение зерен хромшпинелидов выполнялось в качестве накладки со сканированного изображения шлифа. Готовые петрографические карты обрабатывались в программе Image Tool, имеющейся в свободном доступе в сети Интернет. Результаты расчетов позволили на статистической основе определить интенсивность ориен- тировки зерен различных минералов, плоскости минеральной уплощенности и линейность, а также гранулометрический состав пород и содержание отдельных готовленных в различных плоскостях, поэтому для их более удобного сравнения между собой и с экспериментальными данными был произведен поворот диаграмм по методике, описанной в ряде руководств [11, 15]. Залегание плоскостей минеральной уплощенности и линейности определялось по данным измерения линейных элементов структуры в трех взаимно перпендикулярных срезах по методике А.И. Чернышова [37].

Фактический материал

Описание месторождения содержится в серии работ [23 - 25, 28, 31, 34], поэтому ниже приведена лишь краткая геологогеохимическая характеристика пород. В разрезе рудоносной зоны преимущественным распространением пользуются шпи- минералов.

нелевые перидотиты, имеющие следую-

Петроструктурные исследования проводились по известной методике, подробные описания которой содержатся в ряде работ [11, 32]. Первичные данные ориентировок оптических индикатрис оливина наносились на проекцию верхней полусферы равноплощадной сетки Шмидта. Исследования проводились в шлифах, из- с щий состав: оливин >65%, ортопироксен 15-30%, клинопироксен 2-7%, шпинелиды 0,n – 1%. Дуниты встречаются только в непосредственной близости от хромити-тов, образуя вокруг них оторочку мощностью от 0,5 до 3 м и тонкие прожилки в перидотитах на восточном фланге рудоносной зоны (рис.2, 4).

25 м

80 м,

:-3

СК-103 -2LB

;CK-.103.2L3 f$Ck'lO3-'2'[

Рис.4. Геологическое строение участка месторождения №33 по данным [23 - 25]: 1 - 2 -шпинелевые перидотиты с различным содержанием ортопироксена (1 - <20%, 2 - >20%), 3 -дуниты, 4 - хромититы массивные (а) и нодулярные (б), 5 - ориентировка зерен оливина (а) и агрегатов хромшпинелидов (б) на плоскостях минеральной сланцеватости, 6 - залегание структурных элементов (минеральной уплощенности и линейности) в ультрамафитах

Породы габброидного состава, часто отмечающиеся в пределах хромитоносных зон офиолитов и считающиеся продуктами кристаллизации дифференциатов ба-зальтоидной выплавки [31], на изученной площади не встречены.

В ультрамафитах установлены следующие минералого-геохимические закономерности [28]. В перидотитах с приближением к рудному телу происходит увеличение содержания пироксенов от 17-20 до 25-30%, которое резко падает до нуля в околорудных дунитах. В перидотитах на удалении от рудоносной зоны акцессорный шпинелид низкохромистый (20,5943,05% Cr2O3) и высокоглиноземистый (26,77-45,55% Al2O3). По мере приближения к рудному телу в шпинелидах перидотитов постепенно увеличивается гли-ноземистость вплоть до точки СК-103-2LЗ с наиболее высоким содержанием Al2O3 (52,34-54,87% %) и низкой концентрацией хрома (12,56-15,3% Cr2O3). В дунитах шпинелид высокохромистый (53,9455,13% Cr2O3), максимальные содержания хрома отмечены в массивных крупнозернистых и нодулярных хромититах (60,8-62,2% Cr2O3). В перидотитах, примыкающих к дунитам с востока, содержание хрома в шпинелиде вновь снижается (21,73 – 35,89% Cr2O3).

Закономерное изменение состава хромшпинелидов, наблюдаемое в масштабе участка (первые метры – десятки метров), сохраняется и в масштабе штуфов (миллиметры - сантиметры). Наиболее интересные данные была получены по образцу СК-103-2LB, отобранному в 2 м восточнее контакта околорудных дунитов со шпинелевыми перидотитами. В перидотитах отмечаются дунитовые полосы мощностью 1-5 см, одна из которых и представлена в упомянутом образце. Изучение образца СК-103-2LB показало, что содержание хрома в шпинелидах возрастает от лерцолитового края шлифа к центру дунитового прожилка от 21,73 до 35,89%. Одновременно концентрация Cr2O3 уменьшается в оливине от 0,2 до <0,01%.

Переходя к описанию петрографических особенностей пород, прежде всего следует отметить, что, несмотря на довольно значительную степень серпентинизации изученных образцов ультрамафи-тов (от 30 до 60%), во всех случаях она носит квазистатический характер, о чем говорит отсутствие смещений первичных высокотемпературных полос скольжения в оливине прожилками петельчатого серпентина (рис.3). Во всех изученных образцах диагностированы деформационные структуры, образованные на этапе высокотемпературного пластического течения в верхней мантии. Породы претерпели проникающие пластические деформации, которые выразились как в образовании преимущественной ориентировки зерен оливина по форме, так и в формировании отчетливых петроструктурных узоров [23–25]. Минеральная уплощенность зерен оливина подчеркивается ориентировкой агрегатов хромшпинелидов, хотя макроскопическая полосчатость, характерная для дунит-гарцбургитового комплекса, на изученном участке почти не проявлена.

Рудовмещающие дуниты (обр. СК-103-2DA) характеризуются разнозернистым строением, структуру можно определить как порфиробластовую (рис.5). В породе примерно одинаковый объем приходится на крупные зерна – порфиробла-сты (более 2 мм) и мелкие вытянутые либо изометричные зерна (0,4-1,2 мм). В количественном же отношении резко преобладают мелкие зерна, а максимум встречаемости приходится на зерна с величиной среднего сечения 0,5-0,9 мм. В большинстве зерен оливина отмечаются следы пластических деформаций, которые выражены в образовании полос излома в оливине и пироксенах, неоднородном погасании зерен, обусловленном разориен-тацией блоков зерен на небольшой угол. Деформированность в разных зернах выражена с различной интенсивностью. Наряду с порфиробластами, состоящими из блоков, погасающих в скрещенных николях «клавишеобразно» и разделенных четкими полосами излома, встречаются крупные зерна практически без признаков блокования. По-видимому, рост крупных зерен оливина без видимых признаков деформации происходит по механизму посттектонической рекристаллизации в «тенях давления» за счет наиболее искаженных соседних участков.

Содержание в околорудном дуните хромшпинелидов сильно варьирует от участка к участку. В большей части объема породы оно составляет 0,5-1,5%, но иногда может достигать 4-8%. Одновременно с увеличением концентрации хромшпинелидов растет размер их зерен. Размер зерен изменяется от 0,05 до 1,0 мм, при этом они чаще имеют удлиненную форму, также характерно формирование агрегатов, вытянутых в одном направлении. При увеличении размера зерна хромшпинелидов становятся более изо-метричными.

Геометрическая ориентировка зерен оливина в горизонтальной (А) и вертикальной широтной (С) плоскостях весьма совершенна и позволяет идентифицировать плоскость уплощенности, имеющую следующую ориентировку: аз. пад. 240º, ∠75°. Ближайшей плоскостью к плоскости минерального уплощения является вертикальная меридиональная плоскость (В), в ней залегает линейность, которая в исследуемом образце выражена нечетко. По данным статистического расчета получено несколько максимумов удлинения зерен оливина, из которых наиболее интенсивны следующие: 1) субгоризонтальный – аз. склонения 150º, ∠5°, 2) наклонный – аз. склонения 160º, ∠50°. Ориентировка зерен и агрегатов хромшпинелидов во всех трех плоскостях характеризуется наличием двух максимумов. Наиболее интенсивные максимумы в горизонтальной и вертикальной широтной плоскостях соответствуют таковым, выявленным по оливину, а в вертикальной меридиональной плоскости наиболее интенсивный максимум совпадает со вторым по значению максимумом оливина. Таким образом, по комплексу данных ориентировки зерен и агрегатов оливина и хромшпинелида определяем положение главной плоскости минеральной уплощенности (аз. пад. 240º, ∠75°) и направление линейности (аз. склонения 160º, ∠50°). Вторая по значению система, фиксируемая по ориентировке хромшпинелидов, имеет субгоризонтальное залегание с линейностью, погружающейся на СВ 55º.

В 1 м западнее контакта дунитов, обрамляющих хромититовое тело, был взят образец СК-103-2LЗ, представленный шпинелевым перидотитом, состоящим из оливина (73 %), ортопироксена (23 %), клинопироксена (2,5 %) и хромшпинелида (1,5 %). Порода обладает разнозернистой (порфиробластовой) структурой. Оливин образует крупные деформированные удлиненные зерна размером более 1,5 мм, для которых характерно взаимно параллельное расположение. Примерно одинаковые объемы в образце заняты крупными порфиробластами и мелкими зернами оливина. Последние чаще имеют изомет-ричную, реже – удлиненную форму. По данным статистических расчетов наиболее распространенным средним размером среза является 0,3-0,6 мм.

Ортопироксен представлен также двумя типами зерен: 1) крупными порфиро-бластами (более 1,2 мм) и 2) мелкими необластами (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. Во многих зернах отмечается переход энстатита в клиноэнстатит, что обычно связывается с деформационным процессом [39, 42 и др.]. Хрупкая деформация энстатита отражена в таком явлении, как разрушение крупных зерен (> 2 мм) с образованием на их месте скоплений крупных и мелких зерен, а также внедряющегося вдоль ослабленных направлений мелкозернистого оливина.

Рис.5. Блок-диаграммы образцов перидотитов и дунитов участка «месторождение №33» и розы диаграммы ориентировки удлиненных зерен оливина и хромшпинелида: 1 - оливин, 2 - ортопироксен, 3 - клинопироксен; сокращения: ол - оливин, хр - хромшпинелид. Цифры на плоскостях блок-диаграмм обозначают номера шлифов, которые использованы при составлении изображений (например: СК-103-3-2 - для горизонтальной плоскости образца СК-103-3)

Клинопироксен в рассматриваемом образце присутствует в виде мелких зерен таблитчатой формы размером 0,15 - 0,6 мм, они имеют тенденцию группироваться в определенных участках шлифа и обычно тяготеют к сегрегациям ортопироксена. Хромшпинелид образует мелкие, часто вытянутые зерна размером 0,05-0,2 мм. Агрегаты хромшпинелидов постоянно ассоциируют с пироксенами, особенно с диопсидом.

По данным изучения шлифов, сделанных в трех взаимно перпендикулярных плоскостях, в рассматриваемом образце выявляется четкая минеральная уплощен-ность зерен оливина в горизонтальном и вертикальном широтном срезах (аз. пад. 225º, ∠60°). Линейность, идентифицируемая в вертикальной меридиональной плоскости, погружается на юг (аз. склонения 190º, ∠50°). Таким образом, ориентировка оливина в шпинелевых перидотитах, непосредственно примыкающих к ру- довмещающему дунитовому телу, практически совпадает с таковой в дунитах.

Ориентировка агрегатов хромшпине-лидов в образце СК-103-2LЗ близка к таковой оливина, но обладает некоторой спецификой: 1) в горизонтальной плоскости между максимумами удлинения оливина и хромшпинелида угол составляет около 15º; 2) в широтном вертикальном срезе наряду с главным максимумом, соответствующим таковому оливина, в хромшпинелидах проявлен и второй небольшой по интенсивности максимум с пологим восточным погружением. Линейность идентифицируется в вертикальной меридиональной плоскости по совпадающим максимумам удлинения оливина и хромшпинелида, что соответствует аз. склонения 190º, ∠ 50°.

В отличие от оливина и хромшпине-лида, для зерен пироксенов не характерна предпочтительная ориентировка по форме (рис.6). На гистограммах, построенных по данным обсчета удлинения ортопироксена во всех трех плоскостях, присутствуют многочисленные максимумы очень слабой интенсивности. Зерна пироксенов в образце распределены неравномерно, образуя сгущения на отдельных участках.

Образец шпинелевого перидотита СК103-3 отобран на некотором удалении от рудной зоны (25 м) к западу (рис.4). Он также представлен клинопироксеновым гарцбургитом, состоящим из оливина (81,5 %), ортопироксена (14,5 %), клинопироксена (2,5 %) и хромшпинелида (1,5 %). В отличие от описанного выше образца, перидотит СК-103-3 обладает более мелкозернистой структурой, которая представляет собой переходный тип от порфиробластовой к мозаичной. Наличие двух типов зерен – порфиробласт (>2 мм) и необласт (0,4-1,2 мм) – сохраняется во всей полноте лишь для ортопироксена, но все же последние и здесь преобладают. Для зерен оливина характерен постепенный переход в размерности зерен, которая изменяется от 0,2 до 2 мм, а в количественном отношении резко преобладают мелкие зерна со средним размером сечения 0,5-0,9 мм. В крупных зернах оливина и ортопироксена отмечаются отчетливые следы пластической деформации, аналогичные в целом описанным выше для образцов СК-103-2DA и СК-103-2LЗ. Для данного образца также характерной является ассоциация пироксенов и глиноземистого хромшпинелида, обычно имеющего размеры 0,05-0,2 мм.

Минеральная уплощенность в образце СК-103-3 очень четко идентифицируется в вертикальных плоскостях: оливин и агрегаты хромшпинелидов образуют совмещенные максимумы удлинения, по которым определяются элементы залегания плоскости S (аз.пад. 210°, Z30°). Таким образом, она дискордантна таковой в описанных выше образцах дунита и перидотита. Линейность определяется в горизонтальной плоскости по преобладающему удлинению агрегатов хромшпинелида и, в меньшей степени, по удлинению зерен оливина (аз. склон. 135°, Z25°). Хотя и в данном образце зерна ортопироксена не образуют четкой предпочтительной ориентировки по форме, она отражена в строении их агрегатов. Цепочки ортопироксена и клинопироксена ориентированы в вертикальных плоскостях согласно с ориентировкой удлинения зерен оливина и струйчатости хромшпинелида. В горизонтальной плоскости отмечается ориентировка участков, обогащенных ортопироксеном и ассоциирующими с ним зернами клинопироксена и хромшпинелида. Их удлинение образует острый угол (20-30º) с удлинением, определенным по хромшпинелиду и оливину. Наличие ориентированных существенно ортопироксеновых участков указывает, скорее всего, на то, что они образовались на месте некогда присутствовавших в породе крупных зерен энстатита, разрушенных в ходе пластической деформации вследствие их большей хрупкости по сравнению с оливином.

Образец СК-103-2LB отобран в 2 м восточнее рудовмещающего дунитового тела и примечателен тем, что в нем совмещены перидотит и большая часть тонкого (3-4 см) дунитового прожилка (рис.6). В отличие от рудовмещающего дунита и перидотита СК-103-2LЗ, главная структурная плоскость данного образца ориентирована почти горизонтально, согласно контакту дунит-перидотит (аз. пад. 270 ° , Z 10-15 ° ). Петрографический состав перидотитовой части образца в целом сходен с таковым образца СК-103-2LЗ. Структурное отличие заключается в том, что минеральная уплощенность и линейность значительно лучше подчеркиваются морфологией зерен хромшпинелидов по сравнению с оливином. Последний практически не обнаруживает линейности в горизонтальной плоскости (шл.СК-103-2LB2), и неоднозначно определяется уплощенность в плоскости шл.СК-103-2LB4.

Во всех трех плоскостях отмечены признаки высокотемпературных деформаций породообразующих минералов, а в шлифе СК-103-2LB2, кроме того, отмечаются «напряженные взаимоотношения»

оливина и ортопироксена. Они выражены в квазихрупком разрыве зерен последнего и внедрении в ослабленные зоны фрагментированного оливина (рис.3). Ортопироксен не обнаруживает предпочтительной морфологической ориентировки зерен в пространстве, но для него характерна агрегатная ориентировка в плоскости минерального уплощения и направлении линейности.

В дунитовом прожилке в значительной мере усиливаются морфологические ориентировки для зерен оливина и хромшпи-нелида. Оба минерала имеют сильные максимумы в плоскостях шлифов СК-103-2LB4 и СК-103-2LB5. В плоскости, параллельной контакту дунит-перидотит, линейность зерен оливина и хромшпине-лида проявлена достаточно слабо (шл. СК-103-2LB7), но агрегатная линейность рудного минерала довольно отчетлива, как следует из данных рентгеновской томографии (рис.7). Кроме того, в дунито-вом прожилке происходит увеличение концентрации зерен хромшпинелида по сравнению с перидотитом, а также их перераспределение в пространстве с образованием агрегатов, имеющих «разлапистые» очертания. К сожалению, невысокое разрешение томографических снимков (50 мкм) не позволяет увидеть детали морфологии отдельных зерен.

Рис.6. Блок-диаграмма образца перидотита с дунитовым прожилком на восточном фланге месторождения: 1 – оливин, 2 – ортопироксен, 3 – клинопироксен, 4 – хромшпинелид; сокращения: ол – оливин, хр – хромшпинелид, LC – перидотит, D – дунит. Цифры на плоскостях блок-диаграммы обозначают номера шлифов, которые использованы при составлении изображений (например: СК-103-2LB-2 – для горизонтальной плоскости). На петроструктурных диаграммах показаны проекции на верхнюю полусферу сетки Шмидта, изолинии проведены через 1-2-4-8%, исследовано по 105 зерен; диаграммы приведены методом поворота к стандартному виду

Рис.7. Объемные изображения дунитового прожилка в образце СК-103-2LB и детали строения хромшпинелидовых агрегатов в плоскости минеральной уплощенности (S). Желтым цветом показаны агрегаты зерен хромшпинелидов, серым – силикатный матрикс, представленный серпентинизированным оливином, толщина образца 10 мм

Обсуждение результатов

Полученные геолого-структурные данные позволяют отнести изученное месторождение №33 к типично подиформ-ным (podiform deposit). Согласно международным классификациям, оно сопоставимо с субконкордантными телами [43] или же c подтипом «одиночных подов» в типе «strings-of-pods» [46]. Применительно к уральским месторождениям, изученный объект соответствует халиловскому типу месторождений [30]. Все указанные выше варианты классификаций подобных месторождений предполагают дискор-дантное, но с небольшой взаимной разо-риентировкой расположение структурных элементов рудоносной дунит-хромититовой ассоциации и окружающих перидотитов. Такие месторождения, как правило, вмещаются «дунитовыми конвертами» (dunite envelopes), отделяющими массивные крупнозернистые хромититы от перидотитов обрамления. Происхождение оруденения данного типа и околоруд-ных дунитов проблематично объяснить с позиций магматической, метасоматической и реакционно-магматической гипо- тез. В подобных объектах, как ни в каких других, налицо отсутствие какого бы то ни было баланса вещества для геохимического преобразования перидотитов в рудоносную ассоциацию или для любого варианта магматической дифференциации (см. ниже).

Любое исследование, имеющее целью определение генезиса геологического объекта, сталкивается с проблемой выявления процесса (событий во времени) на основе изучения статичного материала. Один из основных путей, ведущих к преодолению данной проблемы в других областях знаний – воспроизведение природных условий в лаборатории (эксперимент) – для петрологии мантийных ультрамафи-тов в полной мере невозможен. Только отдельные элементарные процессы на уровне зерен и минеральных агрегатов могут быть воспроизведены в эксперименте (плавление, химическое взаимодействие, пластическая деформация). В дальнейшем, насколько возможно, мы воспользуемся имеющимися экспериментальными данными при обсуждении проблемы.

Другая возможность – выявление в изучаемых однотипных объектах различных переходных стадий одного и того же процесса, которой мы воспользуемся в полной мере. Примем следующие допущения: 1) будем рассматривать ультра-мафитовые комплексы складчатых поясов как однотипные объекты, соответственно к однотипным будем относить все дунитовые образования среди перидотитов этих комплексов; 2) если предполагаемый процесс действительно имел место при образовании многих однотипных объектов, то маловероятно, что он прошел во всех случаях до конца, т. е. достаточно часто должны наблюдаться его переходные стадии; 3) процесс характеризовался некоторой длительностью, впрочем, абсолютный временной интервал этой «длительности» не важен, а важно лишь то, что процесс не мог завершиться мгновенно.

Рассмотрим, какие переходные стадии и/или результаты должны сопровождать декларируемые процессы. Ограничимся тремя простыми моделями – магматической, реакционной (включая реакционномагматическую, метасоматическую, лате-раль-секреционную) и реоморфической.

Образование дунитов и хромититов в результате кристаллизационной дифференциации должно сопровождаться асимметричной петрографической и геохимической зональностью, подобно таковой, устанавливаемой в расслоенных интрузиях. Для офиолитовых комплексов этот механизм приходится исключить по следующим причинам: 1) холодные тектонические контакты массивов, 2) сложные структурные соотношения между дунит-хромититовой ассоциацией и перидотитами, эпигенетичность дунитовых жил по отношению к перидотитам, 3) отсутствие скрытой геохимической расслоенности, 4) несоответствие состава породообразующего оливина закономерностям кристаллизационной дифференциации: выдержанные высокие содержания магния и никеля в оливине независимы от положения пород в разрезе, тогда как кристаллизация расплава сопровождается постепенным уменьшением концентрации данных элементов в оливине вследствие высокого коэффициента их распределения между оливином и расплавом [20].

Как предполагает ряд исследователей [14, 18], магматическое внедрение дунитов с хромовым оруденением в твердые перидотиты должно привести к плавлению самих перидотитов, поскольку температура плавления ассоциации оливина и высокохромистого шпинелида намного превышает таковую для пироксенсодержащих ассоциаций. Присутствие флюида, которому приписывается решающая роль в понижении температуры кристаллизации остаточного рудно-силикатного расплава, фиксируется обычно не в дунитах, а в окружающих перидотитах. В частности, в изученных нами образцах месторождения №33 в перидотитах (СК-103-2LB) обнаружены небольшие количества паргасита (0,n-2%) и зафиксирована система скольжения оливина, характерная для влажных условий деформации [24, 28].

Все реакционные модели образования дунитов с хромовым оруденением предполагают постепенный переход существенно ортопироксеновых парагенезисов в мономинеральный оливиновый, но различными способами: оливинизация при проработке магнезиальными или восстановленными флюидами [6, 17, 35, 36] либо реакция расплава базальтового или бо-нинитового состава с перидотитом, ведущая к растворению пироксенов [4, 48, 54]. Общей для этих моделей является длительность процесса, которая по определению должна оставлять в породах множество свидетельств переходных стадий. Мы должны всегда фиксировать постепенный переход от перидотита к дуниту, причем в зоне контакта должны встречаться химически корродированные зерна пироксенов, реакционные взаимоотношения между пироксенами и оливином, кристаллизовавшиеся неудаленные расплавные составляющие с выделившимися здесь же мелкими кристаллами хромита и т.д. Однако в реальных дунитах обычно этих признаков не наблюдается. Часть из указанных выше признаков отмечается в плагиоклазовых перидотитах, которые часто сопровождают крупные дунитовые тела [31], однако связь их с дунитами и хроми-титами не определена. В дунитах же, как правило, отмечается «трещинное» течение расплава, фиксируемое в виде прожилков клинопироксена, занимающих секущее положение по отношению к внутренней структуре пород (струйчатости хромшпи-нелидов, минеральной сланцеватости) [31].

Перейдем теперь к рассмотрению фактов, которые должны наблюдаться при реализации твердофазного механизма образования дунитов и хромититов. По определению, переход от перидотитов к дунитам здесь также должен быть посте- пенным, но реализовываться не химическим, а механическим путем [26, 27], что должно быть отражено в постепенном увеличении мощности мономинеральных прослоев поликристаллического оливина. Пироксены, препятствующие пластическому течению, должны мигрировать из центральных частей потока к краям. Неоднородная деформация породообразующих минералов должна фиксироваться петрографическими методами. Если твердофазное извлечение хрома из породообразующих минералов действительно имело место в природных ультрамафитах, то оно должно также фиксироваться петрографическими методами в образцах, где процесс был остановлен на начальной стадии образования дунитовых обособлений. Как было показано в приведенном выше фактическом материале, все необходимые факты были установлены в пе-ридотит-дунит-хромититовой ассоциации месторождения № 33.

На основе исследования петрострук-туры оливина было показано, что все породы изученного участка в момент «замораживания» процесса мантийного минералообразования находились в условиях интенсивных пластических деформаций, протекавших в режиме дислокационной ползучести [23–25]. Диагностированные в породах петроструктурные узоры оливина сопоставимы с экспериментальными данными [39, 42, 47]. Общее давление может быть оценено лишь приблизительно >7 кбар (по отсутствию плагиоклаза), оценки температур дают наиболее вероятный интервал 800-1000 ° С, содержание воды в образце СК-103-2LB, деформированном в наиболее влажных условиях, оценивается в >200 ppm H/Si и величина стресса >400 МПа [24]. При этом максимальный стресс (и/или скорость деформации) всегда связан с мономинеральными оливиновыми агрегатами (дунитами) [22, 24].

Рис.8 Нитевидные выделения хромшпинелида на границах пластически деформированных зерен оливина в дунитовой части образца СК-103-2LB (шлиф СК-103-2LB7). Фотографии сделаны в проходящем плоскополяризованном свете при выключенном (слева и внизу) и включенном (справа) анализаторе. Пара снимков в каждом горизонтальном ряду отражает строение одних и тех же участков, цифрами обозначены одни и те же места на каждом снимке ряда. В нижнем ряду – два различных участка

Согласно модели, разработанной в [26, 27], дуниты трассировали зоны наибольшей скорости пластического течения, в которых менее мобильные зерна пироксенов мигрировали в краевые части, обогащая их (пример – обр. СК-103-2LЗ и СК-103-2LB). В обоих образцах между оливином и ортопироксеном наблюдаются четкие признаки механического взаимодействия: ортопироксен деформируется разрывом квазихрупко, а оливин – пластически, заполняя ослабленные зоны. Исследование объемного строения инициального дунитового прожилка позволило установить следующие факты: 1) сегрегирование зерен хромшпинелидов в плоскости минеральной сланцеватости дунита; 2) увеличение содержания рудного минерала; 3) перераспределение его в пространстве с формированием микроскопических рудных агрегатов.

Петрографические исследования шлифов, ориентированных в плоскости минерального уплощения, которая является параллельной контакту дунит-перидотит, позволили обнаружить новообразованные выделения хромшпинелидов на границах пластически деформированных зерен оливина. Таким образом, выявляется однозначная связь этих выделений с высокотемпературными деформациями уль-трамафитов и образованием дунитового прожилка в перидотите, т. е. с самой начальной стадией формирования моно-минерального оливинового обособления.

Наиболее ранними выделениями хромшпинелидов, которые могут быть диагностированы оптическими методами, являются 10*n-микронные пылевидные частицы на границах зерен (реже – субзерен) деформированного оливина, которые чаще всего встречаются в виде нитевидных сегрегаций (рис.8). Указания на возможность реализации подобных механизмов в геологических средах содержатся в ряде публикаций, посвященных петрологии мантийных ультрамафитов [8, 13, 31, 40]. В литературе есть указания на экспериментально воспроизведенную сегрега- цию примеси марганца из зерен оливина при деформации последнего [44].

Наблюдаемые факты интерпретируются по аналогии с пластической деформацией металлов и сплавов как процессы деформационно-индуцированного выделения дисперсных фаз, в данном случае – хромшпинелида. Причина выделений – нахождение твердого раствора данного состава в двухфазной области диаграммы состояния, эта область увеличивается для большинства соединений в условиях деформации [9 и др.], причем, возможны когерентный и некогерентный варианты распада. В геологических объектах обычно диагностируется только первый вариант, примеры его достаточно хорошо известны (ламелли диопсида в ортопироксене и др.). Однако в случае оливина и хромшпинелида кристаллические решетки минералов не совпадают, и поэтому происходит некогерентный распад твердого раствора. Как показывают исследования пластического деформирования металлов и сплавов, два упомянутых варианта распада твердого раствора оказывают различное влияние на пластическое течение: когерентные структуры всегда ведут к упрочнению кристаллов матрикса, тогда как некогерентные почти не влияют на характер деформации и даже способствуют пластическому течению, если дисперсные фазы склонны к коалесценции [9]. По-видимому, именно последний вариант демонстрирует изученный образец ультрамафита. Нитевидные выделения хромшпинелидов сливаются в определенных центрах (рис.9), причем такое слияние часто сопровождается растворением рудного вещества в промежуточных частях сегрегаций (рис.9). Эта особенность хорошо объясняется следующим образом: движущей силой коалесценции является минимизация поверхностной и зернограничной свободных энергий, поэтому выделения меньше критического размера неустойчивы, они поглощаются более крупными и устойчивыми сегрегациями.

Рис.9. Коагуляция выделений хромшпинелидов в дунитовом прожилке (шлифы СК-103-2LB7, СК-103-2LB9, СК-103-2LB10). Фотографии сделаны в проходящем плоскополяризованном свете при выключенном (слева) и включенном (справа) анализаторе. Пара снимков в каждом горизонтальном ряду отражает строение одних и тех же участков, цифрами обозначены одни и те же места на каждом снимке ряда

Следующей стадией образования идиоморфных кристаллов хромшпинелидов, столь характерных для офиолитовых дунитов, является сфероидизация выделений, которая чаще всего заключается в стремлении дисперсных фаз к образованию кристаллографически правильных форм (рис.10). Данный процесс хорошо известен в металлургии при пластической деформации металлических материалов [5]. Движущей силой в этом случае также является минимизация зернограничной свободной энергии. Сформированные таким образом мелкие идиоморфные кри- сталлы хромшпинелидов при продолжающемся пластическом течении сегреги- руют в рудные агрегаты одновременно с увеличением мощности дунитовых тел.

Рис.10. Коагуляция и сфероидизация выделений хромшпинелидов в дунитовом прожилке (шлифы СК-103-2LB7, СК-103-2LB9, СК-103-2LB10)

Таким образом, обсуждение трех различных моделей формирования дунитов и связанного с ними хромового оруденения на базе представленного в работе фактического материала показало, что имеющиеся факты подтверждают реализацию только одного из рассмотренных механизмов – твердофазной (реоморфической) сегрегации вещества внутри мантийного пластического потока.

Выводы

Проведенные структурные, рентгенотомографические и петрографические исследования ультрамафитов участка «месторождение №33» на массиве Средний Крака позволяют сформулировать следующие выводы.

• 1.    Исследование объемного строения инициального дунитового прожилка позволило установить факт сегрегирования зерен хромшпинелидов в плоскости минеральной сланцеватости дунита, увеличение содержания рудного минерала и перераспределение его в пространстве с формированием микроскопических рудных агрегатов.

• 2.    Петрографические исследования позволили обнаружить в дунитовом прожилке новообразованные выделения хромшпинелидов. Начальные стадии сегрегации проявляются в образовании нитевидных выделений вдоль границ пластически деформированных зерен оливина, которые в дальнейшем сливаются, формируя кристаллографически ограненные кристаллы. Выявленные в природных образцах структуры по генезису представляют собой аналоги таковых, образующихся в условиях динамического старения металлов, и обусловлены реоморфи-ческой сегрегацией примесей.

• 3.    Тело хромититов месторождения №33 образовалось в результате высокотемпературного вязкопластического течения ультрамафитов, в результате того же процесса, который сформировал структуру вмещающих пород. Факты обогащения пироксенами прилегающих к дунитам участков шпинелевых перидотитов находятся в хорошем соответствии с реомор-фической моделью генезиса хромититов.

Авторы признательны руководству Лаборатории ядерных проблем ОИЯИ за возможность изучения ультрамафитов на рентгеновском томографе MARS; Д.Ю. Нестерцу и сотрудникам ИГ УНЦ РАН В.И. Сначеву, Е.А. Бажину, Д.Г. Ширяеву, А.В. Лёшину за содействие в проведении полевых исследований и подготовке ориентированных образцов.

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