Ультрамафиты Муслюмовского массива (северовосточная часть Южного Урала)

Автор: Савельев Д.Е.

Журнал: Вестник Пермского университета. Геология @geology-vestnik-psu

Статья в выпуске: 3 (20), 2013 года.

Бесплатный доступ

Рассмотрены состав и строение Муслюмовского ультрамафитового массива. По комплексу признаков массив отнесен к реститам офиолитовой ассоциации. Ультрамафиты характеризуются субхондритовым содержанием редкоземельных элементов, но высокохромистым составом акцессорных шпинелей. Хромито-проявления массива относятся к бедновкрапленному типу, руды сложены высокохромистым шпинелидом.

Муслюмовский массив, ультрамафиты, хромититы, офиолиты

Короткий адрес: https://sciup.org/147200876

IDR: 147200876

Текст научной статьи Ультрамафиты Муслюмовского массива (северовосточная часть Южного Урала)

Муслюмовский массив расположен в 70 км севернее г.Челябинска, в пределах Копейской структурно-формационной зоны. Он входит составной частью в Челябинско-Куликовский гипербазитовый пояс (Булыкин и др., 1962), огибающий с запада и севера Челябинский гранитный массив. Ультрамафиты ограничены с северо-запада оз. Шугуняк, а с юго-востока - оз. Тишки, большая часть массива и вмещающих палеозойских пород перекрыты неоген-четвертичными отложениями (рис.1). Лучше всего вскрыта северная часть массива, где расположены село и станция Муслюмово. Здесь находится ряд дорожных карьеров, имеются многочисленные мелкие выемки, неплохо обнажен крутой правый берег р. Теча (рис. 2).

Ультраосновные породы повсеместно подвержены серпентинизации, которая составляет 80-100%. Поскольку характер серпентинизации низкоградный, то в уль-трамафитах, как правило, сохранены первичные текстуры и развиты псевдоморф-ные структуры: оливин замещается петельчатым серпентином, а ортопироксен превращен в бастит. Из первичных минералов присутствуют хромшпинелиды, которые не претерпели вторичных изменений.

Гарцбургиты представлены двумя главными разновидностями: среднекрупнозернистыми (размер зерен ромбического пироксена или бастита 3-6 мм, содержание 15-25%) и мелкозернистыми (размер зерен ортопироксена <3 мм, содержание около 10%). Дуниты имеют подчиненное значение и диагностированы только в крупных обнажениях (карьеры №1 (т.н. 1815) и №2 (т.н. 1816)). Они образуют в гарцбургитах полосы мощностью

тчннпд ou) vanoovw oaoaownsvgdaum oaoxoaowotuoityg anHaoduio aonoahmovoaj 4 'эид

ээчиээпд) -g-tf

ЗЕ

оз. Шугуняк I

I U 1836"^ V I )).1835 /

I /а¹⁸¹⁶ Г I/ ^.1833 / 1644’¹⁸³⁴

_ 16401 _X84QJ_ fij.96*1’ 1639 1642- ’ 1638 \

11637 1635,163/

1817 У

/^1818 /^*1819и

1.655 । 1648|

1636 . 1633 1634 1631^

1827 /

^•’ -leW?28; 1824 1852 ^1829

и .1

: I • 1646

^1649» •T"lR45 лаял

: Л1650, э 1М9

165Т\ * ' ■160К 1603 7 \ ■•Xi 1848 ⁴

1001 I I

1614 1-1613

■Xi 626

1844 Г 1610

4-1/1619

16l|5/ :

Рис.2. Карта фактического материала по Муслюмовскому массиву от 1 см до 1,5 м, но не отмечено ни одного более или менее крупного дунитового тела.

Более детально внутреннее строение массива было изучено в двух упомянутых карьерах в его северной части, вблизи д.Муслюмово (рис.1, 2). Здесь обнажаются породы дунит-гарцбургитового комплекса, величина дунитовой составляющей в среднем около 10%. В карьере №2

на берегу р.Теча (т.н. 1816) главная система дунит-гарцбургитовой полосчатости имеет северо-западное простирание (аз.пад. 30-40°Z30-50°), в юго-восточном направлении до карьера №1 (т.н. 1815) это направление сохраняется, а в пределах последнего полосчатость становится субмеридиональной: аз.пад. 70°Z40°.

В карьере №1 вскрыт фрагмент разреза дунит-гарцбургитового комплекса с невысокими значениями дунитовой составляющей. В целом она увеличивается с юго-запада на северо-восток от 2-3 до 710%. В карьере №2 зафиксировано несколько систем дунит-гарцбургитовой полосчатости и минеральной уплощенности. Наиболее широкие полосы дунитов в гарцбургитах (1 см - 1 м) имеют северозападное простирание (аз.прост. 300-310°), они являются, по-видимому, самыми ранними. На них накладываются более тонкие (до 1 см) «оперяющие» дунитовые по лосы с аз.прост. 340° (рис.З). Одновременно с этим в породах происходит обогащение ромбическими пироксенами (до 40-50%) полос, простирающихся по аз. 270°. Наблюдаемые соотношения можно интерпретировать как начальную стадию формирования сетчатого дунит-гарцбургитового комплекса на полосчатом субстрате того же состава. В карьере №2 также встречены отдельные обломки средневкрапленых мелко-среднезернистых хромитов, но в коренном залегании они не обнаружены.

Рис. 3. Особенности строения пород дунит-гарцбургитового комплекса Муслюмовского массива (карьер№2, т.н. 1816): 1 - дуниты, 2 - гарцбургиты с 10-20%пироксенов, 3 - гарцбургиты с 30-40% пироксенов; НВ - гарцбургит, D - дунит

В апогарцбургитовых серпентинитах иногда отмечаются реликты первичных минералов: чаще - оливина (до 10%) и очень редко - ортопироксена (0,п - 1%). Для оливина характ ерна отчетливая спай ность, размеры фрагментов зерен 0,02-0,1 мм. Размер первичных зерен оливина, судя по одновременному погасанию фрагментов, составлял: длина до 5-6 мм, ширина 2-4 мм. Чаще всего встречаются сре- зы удлиненной овальной формы. Ортопироксен (бастит) образует зерна как таблитчатой, так и удлиненной формы, причем удлинение их почти всегда направлено под большим углом к трещинам спайности.

Хромшпинелиды в шлифах чаще всего представлены единичными зернами размером в среднем 0,1-0,5 мм, реже отмечаются более крупные (до 1 мм) либо мелкие (0,01-0,05 мм). В параллельных николях они обычно характеризуются неоднородной окраской, слабо просвечивают на отдельных участках темнокоричневым либо оранжево-коричневым цветом. Форма зерен варьирует от ксеноморфной до гипидиоморфной. Вторичный магнетит в серпентинитах практически отсутствует. Аподунитовые серпентиниты отличаются от апогарцбургитовых лишь отсутствием баститовых псевдоморфоз по ортопироксену.

Кроме ультрабазитов дунит-гарцбургитовой ассоциации в строении массива в незначительном объеме принимают участие средние и основные породы, среди серпентинитов юго-восточной части массива иногда отмечаются тела кремнекислых пород - риолитов и дацитов порфирового облика. Интрузивные основные и средние породы распределены на массиве неравномерно. В его центральной части встречаются лишь изолированные элювиальные развалы метагаб-броидов и габбро-диоритов (т.н. 1618, 1619, 1626 и 1631). В южной части массива, в карьере вблизи оз. Тишки, среди рас-сланцованных апогарцбургитовых серпентинитов меланжа отмечаются довольно крупные выходы крупнозернистых габбро-диоритов (обн. 1808) и риолит-порфиров.

Риолит-порфиры характеризуются порфировой структурой; а основная масса - фельзитовой (размер зерен <0,05 мм). Вкрапленники идиоморфного облика представлены кварцем, плагиоклазом (510%), размер зерен 0,3-0,8 мм. В основной массе присутствуют кварц, плагиоклаз, калиевый полевой шпат, мусковит.

Наиболее широкое распространение габб-роидов отмечается на восточном фланге массива, где они образуют серию коренных выходов в промоинах временных водотоков и многочисленные развалы элювия. Габбро разнообразны, макроскопически они варьируют от мелано- до лейкократовых, преобладают мелкозернистые мезократовые габбро. Петрографическое изучение пород позволило выделить следующие разновидности: метагаббро с реликтовой бластогаббровой структурой (обр. 1830, 1854), метагаббро с немато-гранобластовой структурой (обр. 1613), рудное габбро с обильным титаномагне-титом (обр. 1855-1).

С ультрамафитами Муслюмовского массива связано несколько небольших проявлений вкрапленных хромовых руд. В восточной части карьера №1 вскрывается рудная зона, включающая несколько параллельных тел. В стенке карьера обнажается вкрапленный хромитит со струйчато-полосчатой текстурой, залегание полосчатости - аз.пад. 95°Z40-45°. Мощность отдельных рудных прожилков 0,2-0,3 м, содержание хромшпинелидов в них составляет 20-30%. Структура хроми -тита среднезернистая (размер зерен 1-3 мм). В продольном срезе рудное тело представлено комбинацией струек, линз, полос и шлировидных выделений, различающихся как по содержанию рудных минералов, так и по характеру их распределения внутри обособлений. Преобладают равномерно вкрапленные средне (2050% зерен хромита) и густо вкрапленные (50-70% зерен хромита), а также средне-вкрапленные полосчатые разновидности. В поперечных срезах тела количество рудных обособлений достигает 5-7, пространство между ними занимает дунит с редкой вкрапленностью хромшпинелидов (<5%) и равномерно вкрапленные бедные руды (5-15%). Размер зерен хромшпинелидов в дунитах и бедном вкрапленнике заметно меньше, чем в более богатых рудных обособлениях.

Вмещающие породы представлены аподунитовыми серпентинитами. Они сильно выветрелые, околорудные породы чаще всего имеют зеленоватую (до яблочно-зеленой) окраску, реже - буроватокоричневую. В надрудной зоне ультрама-фиты интенсивно раздроблены и характеризуются тонкоплитчатой отдельностью, залегающей субгоризонтально. Рудное тело разбито серией параллельных трещин на блоки длиной 0,2-2 м и смещено по наиболее мощным из них (рис.4). Разрывные нарушения имеют характер сбросов с аз.пад. сместителя 0-10°Z65°, амплитуда смещений в видимой части разреза составляет 0,1-1 м.

Рис. 4. Внутреннее строение рудной зоны в карьере №Г. 1 - дуниты, 2 - дуниты с редкой вкрапленностью хромшпинелидов (3-7%), 3 - бедно вкрапленные хромитовые руды различного текстурного рисунка (7-15%), 4 - средневкрапленные руды (15-25%), 5 - трещины разного порядка, 6 - трещина, заполненная хризотиловым серпентинитом

Западнее, параллельно описанному рудному телу, прослеживаются еще два на расстоянии соответственно 7 и 24 м. Цен тральное рудное тело обнажено в плоском обнажении дна карьера, оно имеет мощность около 1 м и характеризуется внут- ренним строением, аналогичным описанному выше (аз.пад. рудной полосчатости 70°Z45°). Тело пересечено многочисленными параллельными диагональными трещинами с аз.пад. 10°Z55-70°. Наиболее мощные из них смешают тело в северной части к западу на 0,5-1 м. Западное рудное тело также обнажается в плоских выходах днища карьера. Для него характерны те же текстурно-структурные особенности, что и для описанных выше тел, мощность составляет 1-1,5 м.

Таким образом, в пределах изученного участка залегание рудной полосчатости (аз.пад. 40—95°Z30—50°), а также полосчатости и минеральной уплощенности во вмещающих ультрабазитах (аз.пад. 60-70°Z50-70°) в целом субсогласное. Небольшое стабильное рассогласование наблюдается в углах падения: для рудных агрегатов оно более пологое. Отмечено, что рудная полосчатость полого поворачивает к северу с меридионального направления на северо-западное (аз. прост. 310°), образуя крыло брахиан-тиклинали.

В северной части карьера, на пологой задирке, также отмечаются выходы вкрапленного хромитита. Участок сложен практически полностью светлокоричневыми, реже буроватыми, дунитами, разбитыми сетью трещин на эллипсовидные блоки размером 0,3-2,5 м. Трещины заполнены серпентинитами, часто со значительной примесью карбонатов. Зона рассеянной хромшпинелидовой вкрапленности мощностью 1-3 м прослеживается с северо-запада на юго-восток (аз.пад. полосчатости 40°Z60-80°). Она характеризуется неоднородным внутренним строением: преобладает редкая вкрапленность (57% хромшпинелидов), среди которой отмечаются редкие обособления уплощенно-линзовидной формы мощностью 2-5 см с содержанием рудного минерала до 70%.

Основными петрографическими и геохимическими критериями для оценки степени деплетирования при изучении уль-трамафитов дунит-гарцбургитовой ассоциации являются содержание в породах клинопироксена, петрогенных и редкоземельных элементов и составы хромшпинелидов. Задача осложняется в случае интенсивного корового метаморфизма пород, выраженного обычно в их серпентинизации.

Анализ литературных данных показывает следующее: 1) низкотемпературная петельчатая серпентинизация практически не влияет на соотношение большинства элементов; 2) при полной серпентинизации лизардитовой и хризотиловой фации и даже при карбонатизации не изменяется состав акцессорных хромшпинелидов, 3) серпентинизация почти не влияет на распределение в породах средних и тяжелых РЗЭ, но приводит к обогащению ультрабазитов легкими лантаноидами.

Таким образом, наиболее достоверную информацию о степени деплетирования ультрабазитов рассматриваемой территории мы можем получить при анализе распределения РЗЭ начиная с самария и состава акцессорных хромшпинелидов. В случае, если серпентиниты сохранили реликтовые структуры и не подверглись карбонатизации и другим гидротермальным процессам, можно использовать данные нормативного пересчета силикатных анализов.

Как уже отмечалось выше, все образцы Муслюмовского массива сильно сер-пентинизированы, содержание в них реликтовых минералов, как правило, не превышает 5-10%. Вместе с тем интенсивность вторичных преобразований пород невысокая и в подавляющем большинстве случаев ограничивается фацией петельчатой серпентинизации.

Таблица 1. Химический состав ультрамафитовМуслюмовского массива

№ п/п	№ образца	SiO₂	TiO₂	А1₂Оз	SFeO	MnO	MgO	CaO	Na₂O	K₂O	P₂O_S	ППП	Сумма
1	1608	39,10	0,10	0,70	7,30	0,09	36,45	0,26	0,05	0,05	-	15,22	99,32
2	1617	40,00	0,10	0,91	7,60	0,07	36,50	0,36	0,05	0,08	-	13,74	99,41
3	1626-1	37,60	0,08	0,70	7,10	0,11	31,00	5,60	0,05	0,05	0,03	17,20	99,52
4	1630	39,50	0,08	0,45	7,60	0,10	36,00	0,20	0,03	0,05	0,03	15,68	99,72
5	1633	39,30	0,10	0,90	7,60	0,06	36,20	0,14	0,03	0,05	0,03	14,70	99,11
6	1636	38,40	0,06	0,35	7,60	0,10	36,00	0,26	0,05	0,05	-	17,00	99,87
7	1638	37,60	0,06	0,35	7,60	0,13	37,20	0,24	0,05	0,03	-	16,08	99,34
8	1642	39,00	0,05	0,35	7,60	0,11	37,90	0,14	0,05	0,02	-	14,42	99,64
9	1644	38,10	0,07	0,80	8,20	0,08	37,00	0,44	0,05	0,02	-	14,92	99,68
10	1645	39,20	0,05	0,45	7,80	0,10	37,00	0,26	0,04	0,01	-	15,10	100,01
11	1649	36,10	0,05	0,45	7,80	0,08	30,20	6,81	0,03	0,02	-	18,22	99,76
12	1650	39,10	0,06	0,51	7,60	0,12	36,40	0,28	0,03	0,02	-	14,96	99,08
13	1655	37,80	0,10	0,35	8,40	0,10	38,00	0,36	0,05	0,02	0,10	14,34	99,62
14	1808	40,00	0,10	0,46	7,60	0,08	38,40	0,42	0,02	0,04	-	12,38	99,50
15	1815-1-1	38,50	0,10	0,46	7,00	0,08	38,90	0,14	0,02	0,04	-	14,20	99,44
16	1815-1-3	36,50	0,10	0,36	7,60	0,11	38,00	0,20	0,02	0,02	-	16,46	99,37
17	1815-2-2	39,00	0,08	0,91	7,40	0,11	37,70	0,76	0,05	0,01	-	13,30	99,32
18	1815-5	39,00	0,10	0,55	7,60	0,09	36,80	0,28	0,02	0,05	-	14,72	99,21
19	1815-6	38,00	0,10	0,61	7,60	0,07	37,50	0,20	0,02	0,05	-	15,50	99,65
20	1815-11	37,70	0,10	0,71	7,00	0,13	38,00	0,30	0,02	0,05	-	15,50	99,51
21	1815-13	37,50	0,05	0,45	7,60	0,11	38,00	0,20	0,02	0,05	-	15,70	99,68
22	1815-8	38,50	0,08	0,26	7,60	0,12	37,50	0,28	0,05	0,01	-	15,20	99,60
23	1815-16	38,40	0,08	0,91	8,40	0,12	37,50	0,56	0,05	0,01	-	13,70	99,73
24	1815-19	37,00	0,08	0,81	7,00	0,11	38,00	0,42	0,03	0,02	-	16,04	99,51
25	1815-21	38,00	0,10	0,80	7,30	0,09	38,00	0,42	0,04	0,02	-	14,80	99,57
26	1816-2	38,50	0,10	0,76	8,10	0,15	40,00	0,56	0,05	0,01	0,02	11,50	99,75
27	1816-10	34,10	0,10	1,80	8,10	0,09	36,00	4,26	0,05	0,01	0,01	15,28	99,80
28	1816-130	36,00	0,08	0,90	8,40	0,09	35,00	2,55	0,03	0,01	0,01	16,82	99,89
29	1816-135	38,50	0,08	0,66	7,60	0,11	38,00	0,14	0,04	0,01	0,01	14,28	99,43
30	1816-150	36,00	0,15	0,90	8,00	0,10	35,20	2,24	0,03	0,01	-	17,20	99,83
31	1816-180	37,20	0,08	0,71	8,00	0,11	36,00	1,22	0,03	0,01	0,03	16,16	99,55
32	1816-280	38,10	0,10	0,76	7,40	0,09	38,20	0,14	0,05	0,01	0,01	14,72	99,58
33	1816-285	37,00	0,08	0,55	7,60	0,11	38,00	0,26	0,03	0,01	0,01	15,90	99,55
34	1816-348	38,00	0,08	0,45	8,40	0,08	37,10	0,26	0,03	0,01	-	15,18	99,59
35	1817	37,80	0,10	0,71	7,80	0,10	37,40	0,36	0,02	0,01	-	15,10	99,40
36	1819	38,50	0,10	0,35	8,10	0,14	37,00	0,26	0,02	0,01	0,03	15,44	99,95
37	1826	39,00	0,10	0,65	9,30	0,11	36,00	0,56	0,03	0,01	0,03	13,70	99,49
38	1828а	39,00	0,09	0,65	9,30	0,11	36,30	0,56	0,03	0,01	0,03	13,40	99,48
39	1829	39,00	0,10	0,90	8,60	0,05	36,60	0,40	0,05	0,01	-	13,90	99,61
40	1833а	38,30	0,08	0,90	7,00	0,09	37,10	0,30	0,05	0,01	-	16,00	99,83
41	1834	37,50	0,08	0,09	7,60	0,08	38,50	0,14	0,05	0,01	-	15,80	99,85
42	1835	35,00	0,08	0,71	8,40	0,09	36,00	4,20	0,02	0,01	0,01	15,26	99,78
43	1836	37,00	0,08	0,38	7,60	0,12	36,00	2,84	0,05	0,01	0,01	15,51	99,60

Примечание: все образцы - серпентиниты апогарцбургитовые и аподунитовые; анализы выполнены в химической лаборатории Института геологии УНЦ РАН (г.Уфа) методом сили- катного анализа (аналитик С.А.Ягудина), прочерк означает содержание компонента ниже чувствительности метода; «пип» - потери при прокаливании.

Таблица!. Содержание элементов-примесей вулътрамафитахМуслюмовскогомассива

№ обр.	Ky-117/23	Ky-118/1	Ky-1/450	№ обр.	Ky-117/23	Ky-118/1	Ky-1/450	№ обр.	Ky-117/23	Ky-118/1	Ky-1/450
La	0,66	0,07	0,36	Dy	0,35	0,11	0,20	Cr	1644	921	1921
Се	1,40	0,17	0,88	Ho	0,09	0,03	0,04	Co	120	111	103
Рг	0,15	0,03	0,12	Er	0,29	0,10	0,11	Ni	2310	1460	2260
Nd	0,62	0,12	0,57	Tm	0,05	0,02	0,02	Th	0,37	0,15	0,50
Sm	0,16	0,04	0,18	Yb	0,36	0,13	0,09	U	4,20	3,78	1,94
Eu	0,17	0,08	0,02	Lu	0,07	0,03	0,01	Hf	0,12	-	0,48
Gd	0,27	0,08	0,23	Sc	10	3	7	Ta	-	-	0,19
Tb	0,05	0,02	0,04					Zr	-	16	-

Примечание: по данным работы [5], анализы выполнены в ГЕОХИ ЦЛАВ (г. Москва) нейтронно-активационным методом (аналитик Д.Ю. Сапожников).

Таблица 3. Состав хромшпинелидов изулътрамафитов Муслюмовского массива

№ n/n	№ анализа	ai₂o₃	Cr₂O₃	MgO	ZFeO	TiO₂	MnO	NiO	Сумма	#Cr	#Mg
1	1815-20	11,99	58,22	12,97	16,23	0,10	0,25	0,09	99,86	0,77	0,64
2	1815-20	11,99	58,28	13,16	16,05	0,11	0,22	0,07	99,88	0,77	0,64
3	1816-290	9,05	59,24	9,09	21,93	0,02	0,32	0,03	99,68	0,81	0,46
4	1816-290	9,04	58,87	8,69	22,76	0,02	0,32	0,02	99,72	0,81	0,44
5	1816-th7	9,19	59,98	10,01	20,15	0,04	0,31	0,10	99,78	0,81	0,51
6	1816-th7	9,23	59,54	10,02	20,59	0,09	0,29	0,05	99,82	0,81	0,50
7	1815-pln	11,19	59,28	12,73	17,06	0,16	0,27	0,08	100,8	0,78	0,62
8	1815-pln	11,48	59,05	13,09	15,70	0,15	0,27	0,07	99,81	0,78	0,63
9	1815-plr	12,11	59,36	13,56	14,28	0,13	0,20	0,13	99,78	0,77	0,66
10	1815-plr	11,75	59,79	13,57	14,31	0,13	0,21	0,12	99,88	0,77	0,66
11	1816-90	7,36	62,85	10,57	18,72	0,07	0,21	0,06	99,83	0,85	0,53
12	1816-90	7,51	62,52	10,72	18,73	0,04	0,27	0,04	99,84	0,85	0,53
13	1815-2-2	8,74	61,55	9,83	19,05	0,12	0,28	0,08	99,64	0,83	0,51
14	1815-2-2	9,09	60,90	9,77	19,36	0,10	0,28	0,06	99,55	0,82	0,50

Примечание: 1-2 - серпентинит апогарцбургитовый, 3-6 - серпентиниты аподунитовые, 714 - вкрапленные хромититы; микрозондовые анализы выполнены в ИМинУрО РАН (аналитик Е.И. Чурин) и ГЕОХИ РАН (аналитик Н.Н. Кононкова).

Рис.5. Распределение редкоземельных элементов в улътрамафитахМуслюмовского массива (по данным работы [5])

Сг

Рис. 6. Состав хромшпинелидов изулътрамафитовМуслюмовскогомассива: I «нормальные»

медленно-спрединговые срединно-океанические хребты (СОХ), II «аномальные» медленно-спрединговые СОХ, III быстроспрединговые СОХ, IV- глубоководные желоба. Поля на диаграммах проведены по данным работ [1, 3, 4, б]

При отсутствии в породах значительных количеств карбонатов для восстановления первичного состава пород можно использовать петрохимический пересчет по методу И.Д. Соболева после предварительного приведения данных анализов к 100%, т. е. в расчете на «сухой остаток».

Пересчет химических составов уль-трамафитов Муслюмовского массива (табл.1) на нормативные количества оливина (01), энстатита (Еп) и диопсида (Di) показывает, что преобладающим распространением на массиве пользуются гарцбургиты с содержанием энстатита в пределах 15-30%, очень редко встречаются как дуниты, так и лерцолиты. Практическое отсутствие нормативных составов дунитов скорее всего связано с незначительным выносом уже на стадии петельчатой серпентинизации оснований (MgO,

FeO) [2]. Второй по распространенности ультраосновной породой на массивах являются клинопироксеновые гарцбургиты, содержащие 5-10% нормативного диопсида.

Таким образом, содержание главных петрогенных элементов в ультраосновных породах рассматриваемого массива говорит в пользу реститовой природы ультра-мафитов и позволяет отнести массив к офиолитовой ассоциации. Содержание и характер распределения редкоземельных элементов в дунитах и гарцбургитах близко к хондритовому (табл.2, рис.5). Наиболее подвижным элементом является европий, образующий локальные максимумы и минимумы. Только в одном образце проявлено преобладание тяжелых РЗЭ над легкими.

В Муслюмовском массиве изучен состав шпинелидов из апогарцбургитовых и аподунитовых серпентинитов и вкрапленных хромититов (табл.3, рис.6). Основными характеристиками состава шпинелей являются отношения #Сг=Сг/(Сг+А1) и #Mg=Mg/(Mg+Fe2+), рассчитываемые по формульным единицам [1, 6]. Все изученные минералы характеризуются высо-кохромистым составом, причем наблюдается закономерное, хотя и незначительное, изменение хромистости от акцессорных к рудообразующим в сторону увеличения отношения Сг/А1. Наиболее высо-кохромистые шпинелиды зафиксированы во вкрапленных рудах Муслюмовского массива (#Сг = 0,81-0,85), в дунитах этот показатель несколько ниже (#Сг = 0,750,78). Рудообразующие хромшпинелиды по сравнению с акцессорными характеризуются более высоким отношением двухвалентного железа к магнию.

Проведено сравнение составов шпинелидов из ультрамафитов Муслюмовского массива с таковыми из ультрамафитов, образовавшихся в различных геодинами-ческих обстановках (рис.6). По соотношению основных геохимических показателей изученные шпинелиды ближе всего к аналогичным минералам из предельно истощенных ультраосновных пород, драгированных в пределах глубоководных желобов. Вместе с тем корреляции изученных ультрамафитов с мантийными реститами надсубдукционной обстановки противоречит субхондритовый состав РЗЭ в тех же породах.

1. Базылев Б.Л. Петролого-геохимическая эволюция мантийного вещества в литосфере: сравнительное изучение океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов: дис... д-ра геол.-мин. наук. М.: ГЕОХИ, 2003. 371 с.
2. Варлаков А. С. Петрология процессов серпентинизации гипербазитов складчатых областей. Свердловск , 1986. 224 с.

1. Ультрамафиты Муслюмовского массива являются типичными представителями реститового комплекса офиолитов, о чем свидетельствуют их дунит-гарцбургитовый состав, весьма низкие содержания большинства петрогенных оксидов при высоком содержании магния. По сравнению с большинством массивов восточного склона Южного Урала изученные породы не претерпели высокотемпературных метаморфических преобразований в коровых условиях, а лишь псевдоморфно замещены серпентинитами в условиях петельчатой (низкотемпературной) фации серпентинизации.
2. Дуниты и гарцбургиты характеризуются субхондритовыми содержаниями редкоземельных элементов, но в то же время их акцессорные хромшпинелиды имеют весьма высокохромистый состав. Указанные факты не позволяют однозначно судить о степени деплетирования мантийного материала при формировании рассмотренного комплекса.
3. Наличие в северной части массива нескольких параллельных тел вкрапленных хромититов указывает на перспективы обнаружения здесь небольших месторождений вкрапленных руд. Геологическая обстановка и текстурно-структурные особенности оруденения сближают изученный объект с рудопроявлениями массива Южный Крака.
3. Геология дна Филиппинского моря / под ред. акад. А.В. Пейве. М.: Наука, 1980. 261 с.
4. Магматические горные породы. Т.5. Уль-траосновные горные породы / под ред. Е.В. Шаркова. М.: Наука, 1988. 508 с.
5. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Савельева Е.Н., Бажин Е.А. Геология, петрогеохи-мия и хромитоносность габбро-гипербазитовых массивов Южного Урала. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2008. 320 с.
6. Barnes S.J., Roeder P.L The range of spinel compositions in terrestrial mafic and ultra

mafic rocks / Journal of Petrology, 2001, Vol. 42, № 12. P. 2279-2302.

Автор выражает благодарность Н.С. Кузнецову, Б.А. Пужакову (ОАО «Челябинск-геосъемка») и В.И. Сначеву (ИГ УНЦРАН) за предоставленную возможность проведения полевых работ на Муслюмовском массиве.

Ultramafic Rocks of Muslyumovsky Massif, NorthEast of the Southern Urals

Institute of Geology, Ufa Scientific Center of Russian Academy of Sciences, 450077, Ufa, K. Marksa, 16/2, E-mail: savl71@mail.ru

Список литературы Ультрамафиты Муслюмовского массива (северовосточная часть Южного Урала)

Базылев Б.А. Петролого-геохимическая эволюция мантийного вещества в литосфере: сравнительное изучение океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов: дис.. д-ра геол.-мин. наук. М.: ГЕОХИ, 2003. 371 с.
Варлаков А. С. Петрология процессов серпентинизации гипербазитов складчатых областей. Свердловск, 1986. 224 с.
Геология дна Филиппинского моря/под ред. акад. А.В. Пейве. М.: Наука, 1980. 261 с.
Магматические горные породы. Т.5. Ультраосновные горные породы/под ред. Е.В. Шаркова. М.: Наука, 1988. 508 с.
Савельев Д.Е., Сначев В.И., Савельева Е.Н., Бажин Е.А. Геология, петрогеохимия и хромитоносность габбро-гипербазитовых массивов Южного Урала. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2008. 320 с.
Barnes S.J., Roeder P.L. The range of spinel mafic rocks/Journal of Petrology, 2001, compositions in terrestrial mafic and ultra-Vol. 42, № 12. P. 2279-2302

Статья научная