CC BY
31
ИЗВЕСТИЯ УРАЛЬСКОГО ГОРНОГО ИНСТИТУТА
СЕРИЯ: ГЕОЛОГИЯ И ГЕОФИЗИКА
Вып. 2
НЕРАЛОГИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ И ГЕОХИМИЯ
552.321.5/6 (470.5)
О. К. Иванов, В. А. Вилисов
• ЛОГОПИТОВЫЕ УЛЬТРАМАФИТЫ В КОНЦЕНТРИЧЕСКИ-ЗОНАЛЬНЫХ ДУНИТ-ПИРОКСЕНИТОВЫХ МАССИВАХ ПЛАТИНОНОСНОГО ПОЯСА УРАЛА
До последнего времени флогопитовые ультрамафиты не были из-^ в концентрически-зональных ультрамафических массивах "М) складчатых областей [8, 9, 10, II], в отличие от платформен-зналогов КЗУМ — щелочно-ультраосновных массивах платформ, это типичные и широко развитые образования [3, 14]. Открытие экзотических пород расширяет спектр признаков обеих формаций —1вит вопрос о причинах образования флогопитовых ультрамафитов ЖЗУМ Урала. А поскольку массивы Платиноносного пояса являются данным генотипом формации, то проблема флогопитовых ультралев представляет общий для КЗУМ складчатых областей интерес. Флогопитовые ультрамафиты встречены нами в Светлоборском пи-^гнит-дунитовом массиве при просмотре керна, пробуренного на /иском месторождении в восточном контакте массива.
Петрология Светлоборского массива
Светлоборский массив является составной частью Качканарского офазного интрузивного комплекса на Северном Урале. Комплекс, щий в Платиноносный пояс Урала, состоит из Качканарского габ-гшроксенитового плутона, тяготеющих к нему пироксенит-дунито-массивов Светлого и Вересового бора Исовских плагиогранитных ивов, объединенных пространственной близостью и приуроченно-к крупному гравитационному максимуму (рис. 1). В пределах ллекса выделяется три ассоциации пород: ультрамафическая, габ--дная и гранитоидная с резким преобладанием на современном знойном срезе ультрамафитов [2, 7, 12, 15].
Светлоборский пироксеннт-дунитовый массив располагается к запа-от Качканарского плутона в 1,5 км от его контакта, отделяясь ■г_-осой кытлымитов, и интерпретируется как апофиза Качканарского гг.тона.
Массив залегает среди зеленых сланцев Ог, вблизи массива превращенных в роговики, микроамфиболиты, кытлымиты и скарноиды, оши-принятые В. Г. Фоминых и др. [17] за эклогиты. Размеры масси-за 7.6x4,5 км, простирание согласное. Массив имеет классическое для 13УМ строение и состоит из дунитового ядра размером 6,7X2,4 км
и клинопироксенитовой оболочки ширимой до 1,4 км, сложенной от внутренних частей к внешним из верлитов, оливиновых, мономинеральных и магнетитовых клинопироксенитов (рис. 2). В западном и восточном контактах клинопироксениты сильно тектонизированы и в значительной степени замещены горнблендитами. Габброиды имеют ограни-
О
Е32 ЕЦз О* ЕО^ О?
Рис. !. Схематическая карта Качканарского интрузивного комплекса и Светлоборского массива (А) По В. А. Решитько [15] и И. Д. Соболеву
Условные обозначения: I — аллювий, 2 — вулканиты андезнто-вого состава 5-, 3 — порфириты базальтовые и андезнто-базальто-вые 4 — амфиболиты по основным вулканитам, 5 — зеленые сланцы с прослоями террнгенного материала Оз. 6 — терригенные сланцы Центрально-Уральского поднятия, 7 — роговики н кытлымнты, 8 — плагиограниты. 9 — аиортитовые габбро и анортозиты, 10 — конжакиты и метасоматические габброиды. // — габбро-нориты, пироксеновое и амфнболовое габбро, /¿ — клинопироксениты мнло-нитнзированные. 13— клинопироксениты магнетитовые, 14 — оливи-новые клинопироксениты, 15 — дуниты
ченное распространение и представлены мелкими линзовидными телами амфиболовых соссюритизированных разностей по периферии массива. Именно их воздействием вызывается описанный выше контактовый метаморфизм амфиболитовой фации.
Положение и состав флогопитовых ультрамафитов
Флогопитовые ультрамафиты установлены в клинопироксенитовой оболочке восточного контакта и в дайках среди дунитового ядра. Дайки сложены флогопит-клинопироксеновыми и флогопит-хромдиопсидовы-ми породами мощностью до 1 м, местами с преобладанием флогопита. Состав их не мог быть изучен, так как в коре выветривания флогопит полностью замещен вермикулитом и сунгулитом.
В пределах пироксенитовой оболочки флогопитовые ультрамафиты установлены скважинами в районе Кучумской магнитной аномалии (рис. 3). Оболочка шириной до 900 м имеет стандартное зональное строение, но тектонически сильно нарушена. Внутренняя зона шириной до 100 м сложена оливиновыми клинопироксенитами, внешняя — мономинеральными и магнетитовыми клинопироксенитами, сменяемыми фло-гопитовыми и флогопит-магнетитовыми клинопироксенитами, частично или полностью замещенными горнблендитами и флогопитовыми горн-
блендитами, в свою очередь замещенными флогопитовыми горнбленднт-вегматитамн. К востоку от них располагаются кытлымиты и роговики, отделяющие Светлоборский массив от Качканарского. Ширина зоны вмещающих пород варьирует от 170—240 до 1300 м.
Флогопитовые ультрамафнты слагают два участка. Северный, входящий в состав оболочки, имеет размеры 450x1100 м и состоит из магнетит-флогопит-клино-зироксеновых пород шириной до 100 м и длиной до 500 м, окруженных зонами флогопит-клннопи-эоксеновых пород шириной до 70 м, частично или полностью замещенных горнблендитами. Южный участок приурочен к тектоническому блоку горн-блендитов, отделенных от массива стометровой зоной кытлымитов В части блока, ближайшей к массиву, установлена зона флогопитовых горнблен-дитов шириной 50—60 м.
Флогопитовые ультрамафнты представлены нормальнозернистыми и пегматоидными безамфи-боловыми разностями. Первые представлены флогопитовыми, флогопит-пироксеновыми породами, флогопитовыми верлита-ми и клинопироксенита-ми. Флогопитовые клино-пироксениты — среднезер-нистая порода с 15—50 %
флогоита, 50—80 % клино-
пироксена, до 15% амфибола и до 10 магнетита. Магнетит-флогопит-клинопироксеновая порода мелко- и среднезернистая с 10—50 % флогопита, 20—70% клинопироксе-на, до 30 % магнетита н до 20 % амфибола. Характерная особенность пород— четкий ксеноморфизм флогопита к клинопироксену и частое развитие на контакте с последним бурого плеохроирующего амфибола, а также отсутствие в магнетитсодержащих разностях плеонаста — типичного минерала магнетнтовых клинопироксенитов качканарского типа.
Амфиболсодержащие флогопитовые ультрамафнты представлены флогопит-амфибол-диопсидовыми породами и флогопитовыми горнблендитами. Флогопит-амфибол-диопсидовые породы темно-зеленые пятнистые средне- и мелкозернистые с варьирующим содержанием амфибола и клинопироксена и с 20—30 % флогопита. Флогопитовые горнбленди-ты — черные и зеленовато-черные тонко- и мелкозернистые породы с флогопитом от единичных пластинок до 30 %.
Пегматоидные разности представлены флогопитовыми горнблендитами и флогопит-амфибол-клинопироксеновыми породами, грубозернистыми (1—2 см) с акцессорным апатитом и флогопитом в пластинках до 2x1 см. Кроме описанных разностей, наблюдались редкие жилки
Рис. 2. Схематическая геологическая карта Свет-лоборского пироксенит-дунитового массива. По О. К. Иванову с упрощением.
Условные обозначения / — аллювий, 2 — зеленые сланцы Оз, 3 — мнкроамфиболиты. 4 — кытлымиты. 5—скарнои-ды. 6 — горнблендиты, 7—флогопитовые ультрамафнты, 8 — клинопироксениты. 9 — амфиболовое габбро, 10 — дуниты серпентннизированные, II — детально изученный участок
7 Заказ 134
97
флогопитовых и пироксен-флогопитовых пород, секущих флогопитовые и обычные клинопироксениты.
Флогопитсодержащие ультрамафиты отличаются повышенным содержанием КгО от 1,2 до 5%, реже 7,7% и глинозема (4,7—10,6%),
а
О' ГГП2
гти И*
(5~5Ц ГйП* Г?П 7 Г77)8 ЕЭу \гш\ю
И11
200*-с
1Юм-Ом-
Рис. 3. Схематическая карта Кучумского месторождения (а) и разрезы (б, в) со снятым чехлом делювиальных отложений.
Условные обозначения: / — аллювий, 2 — кытлымнты, 3 — габбронды, ■! — горнбленднты, 5 — флогопитовые горнбленднты, 5 — оливиновые клинопнроксеннты. 7 — мономинеральные клинопироксенигы, 8 — флогопитовые горнбленднты, 9 — флогопит-клинопироксеновые породы, 10 — магнетит-флогопнт-клннопнроксеновые породы, // —дуннты серпентинизированные
тогда как по содержанию титана и суммарного железа они не отличаются от бесфлогопитовых ультрамафитов (табл. 1). Железистость пород варьирует от 14,6 до 40,5 % и зависит от содержания магнетита.
Таблица 1
Химический состав флогопитовых ультрамафитов, мас.%
Компоненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9
БЮг 42,39 40,65 37,98 46,94 40,82 48,56 51,51 51,14 40,18
ТЮ2 0,52 1,55 1,88 0,80 1.56 0,45 0,50 0,34 1,58
А1203 5.19 10,40 8,47 5,86 7,21 6,11 4.81 4.67 10,58
Сг203 0,53 0,09 0,02 0,04 0,02 0,42 0,03 0,25 0,03
Ре203 11,96 11,88 22,12 11,30 21,03 6,76 7,50 5,91 15,04
МлО 0,19 0,06 0,13 0,10 0,15 0,07 0,12 0,08 0,13
.МЙО 27,73 19,09 16,37 15,31 13,75 17,64 13,94 17,52 13,56
СаО 5,13 4,44 8,2! 14,42 11,96 13.33 17,65 15,69 9,47
\а20 0,59 0,49 0,18 0,25 0,31 0,37 0,34 0,22 1,44
К20 2,46 7.74 4,97 2,52 3,07 3,52 1,22 2,19 4,07
П.п.п. 3,49 1,86 0,32 0,55 0,23 0,87 0,62 0,91 0,85
Уг05 0,02 0,03 0,005 0,02 0,05 0,01 0,02 0,01 0,04
р2о5 0,38 0,00 0,02 0,03 0,13 0,03 0,04 0,04 1,10
Сумма Рппр 100,40 17.89 98,28 23.9 100,69 40,5 98,12 27.1 100,27 43.6 98.01 16.2 98,23 20,9 98,88 14,6 98,05 35,9
Примечание: I—верлиты флогопнтовые мелкозернистые серпентнннзированные, скв. 203, гл. 229 м. 2 — клинопнроксен-флогопитовая порода, скв. 3587. гл. 34 м. 3 — клинопироксен-флогопи-товая среднезерннстая порода, скв. 3586, гл. 34 м, 4 — флогопнт-амфнбол-клинопнроксеновая средне-зернистая порода, скв. 204, гл. 278. 7 м, 5 — флогопит-магиетнт-клинопироксеновая порода мелко-крнистая. скв. 202. гл. 200 м. 6 — флогопнтовый клинопироксенит крупнозернистый, скв. 3585, гл. 63.6 м. 7 — магнетитсодержащнй клинопироксенит с порфиробластами флогопита, скв. 202, гл. 294 м. 8 —пегматит оливин-флогопит-магнетит-клинопироксенового состава, скв. 202. гл. 118,5 м, 9 —пегматит флогопит-амфибол-клинопироксенового состава, скв. 202. гл. 279.5 м. Анализы выполнены в ИГИГ УрО РАН на рентгеновском квантометре СРМ-18. Аналитик Л. Н. Плюснин.
Таблица 2
Химический состав минералов флогопитовых ультрамафитов
Компо- Флогопит Пироксен Амфибол Магнетит
ненты I 2 3 4 5 6 7 8 9 10
БЮг 36,85 38,58 40,50 39.09 37,79 51,34 42,62 41,29 0,00 0,05
ТЮ2 1,51 1,78 1,46 1,69 1,67 0,45 1,27 1,56 0,83 4,57
А1203 17,98 16,34 14,21 15,55 18,50 3,13 15,56 14,16 0,17 2,00
СГ203 0,06 0,05 0,03 0,12 0,40 0,02 0,06 0,00 0,65 0,47
Ре203 9,96 9,19 7,18 7,15 8,49 6,09 10,77 13,10 73,18 62,59
РеО 24.26 28,45
МпО 0,11 0,08 _ 0,05 0,10 0,15 0,12 0,20 0,07 0.33
N¡0 _ 0,00 — — — 0,00 0,02 — 0,01 0,04
СоО _ 0,00 — — — 0,00 0,00 — 0,08 0,10
гпо _ 0,03 — — — — — — 0,01 0,12
20,33 19,53 22,19 22,05 19,29 13,67 14,42 13,41 0,27 0,87
СаО 0.00 0.00 0.00 0,00 0,03 23.82 12.43 12.63 0,00 0,00
Ыа20 0,21 0,30 0,28 0,27 0,45 0,20 1,07 1,18 — —
К20 8,80 9,89 9,65 9,57 8,88 0,00 1,64 0,44 — —
Н20+ 4,02 4,24 4,25 4.21 4,19 1,05 1,98 1,97 — —
Р 0,20 — 0,18 0,25 0,17 — — 0,06 — —
С1 0,00 _ 0.06 0,02 0.02 — — 0,00 — —
У205 0,48 0,40
Сумма
100,03 100,01 99,99 100,02 99,98 99,98 100,01 100,00 100,01
21,6 20,9 15,4 15,4 19,8 20,0 29,5 35,3
99,99
Примечание: Флогопиты из I — флогопитовых клннопироксенитов, С-202/236, 2 — магиетит-флоголнт-клннопироксеновых пород. С-202/269 м. 3 — флогопит-магнетит-клннопироксеновой породы. С 204/278,4 м. — флогопитовой породы. С 3587/79 м, 5 —пегматита магнетит-амфибол-пироксен-флогопитового состава: С 202'279.5 м. Пироксен: 6 — клинопироксенит С 202/294 м. Амфиболы: 7 — из флогопит-амфибол-магнетнт-пнроксеновой породы С 202'269 м. « — из магнетит-флогопнт-пнроксен-амфнболовой породы пегматитового облика С 202/279,5 м. Магнетиты: 9 — из магнетит-флогопит-пнроксеновой породы С 202/269 м, 10 — из клинопнроксеннта С 202/294 м, Мнкрозондовые определения. ЛХА-5. Аналитик В. А. Вилисов.
7* 99
Минеральный состав флогопитовых ультрамафитов ограничен флогопитом, клинопироксеном, амфиболом, магнетитом и апатиток (табл. 2).
Флогопит представлен пачками до 3x5 мм малотитанистого почт* бесфтористого с низкой железистостью (15—21,6%) и резким преоблг
Кг0
+
+ +
+ +
V/ • +
* « »_ « ЧВ о«>
36'4о'W
\№Ц) 2 I
Азрз
Рис. 4. Сравнительная диаграмма составов флогопитовых ультрамафитов Светлоборского массива (прямые крестики), клинопироксенитов (полые кружки) и горнблендитов (залитые кружки)
данием тетраэдрического AI над октаэдрическим (рис. 4). Кристалло-химические формулы:
1. (Ko.8oNao.o.)o.8.(Mg2.16Mno.oIFe?,+59Alo.21)2.97[Si2.63Al,.29Tio>o8b.oX X О) о , 83 (OH)0i96F0,04)
2. (K0.93Na0.o4)o,96 (Mg2.MFeo,56Alo.38)3.oo (Si2,82Al|,o7Tio,io] Оц>04 X X(OH)i ,оз
3. (Ko,8eNa0.04)o,92 (Mg2l37Feo,43Alo,2o)3,00 [Si2,9lAli ,oTio,C8]3.99 X XOII,O(OH)|i02FO,O4
4. (K0.84Na0,02)o.86 (Mg2,27Fe0,4lAl0.31)3.0 [Si2,95Alo.96Tio,09]4 .0O1.05 X X(OHO.97FO,05).
Клинопироксен из флогопит-клинопироксеновых пород наблюдается в индивидах до 1,5x2 мм, реже до 6x2 мм. Состав близок к составу из бесфлогопнтовых разностей.
Амфибол из флогопитовых ультрамафитов, горнблендитов и флого-питсодержащих пегматитов наблюдается в зернах от 2x3 мм до 1—3 см и близок к амфиболу из бесфлогопнтовых разностей, отвечая магнезиочермакиту.
7. (Ko.3Naot3)o.6Cai.93Mg3,u (Fei.3iMn0,0iAl0.54)i.85 [Si6.i7Al,,78 X
XCr0.0iTi0.04l8.0O22,07 (OH),
8. (Ko1o8Nao,i6)Cai.99(Mg2.8Mno.o2Feoti8)3.o(Fe?+3sAlo.65)(Si6.2sAli169X
xTi0.i6O22.7(OHI>92F0,03)
Магнетит образует компактные, ксеноморфные к пироксену зерна от 0,6 мм или мелкие изометрические включения до 0,01x0,02 мм во флогопите. Относится к малотитанистым малохромистым и низкоглиноземистым разностям. Кристаллохимические формулы:
9. (Л^о.цСоо.огМпо.огРет^в.о (Ре^.5гСг0.иА1о.обИо,23^^0,09)16.о X
« Оэ2,34
10. (А^о.зэСоо.ог^о, о ^По.озМпо.обРе?"^ 2Рео!з5)б. о 74СГ0.11 X
-■^О, 7()Т11,37^0, Об) I б, 00О32 ,94
0.9 лп
0.6
ол • • о
0.2 X <*>
0 XX о'
Л
IV
0.6 0.8 1.0 1.2 1А 1,6
3.0
2.5
2.0
Щ
м9
■ о О ,
2.5
х
лс
2,0
О генезисе флогопитовых ультрамафитов
Принципиальное значение имеет прежде всего генезис флогопитовых нопироксенитов, так как все горнблендиты Платиноносного пояса — ичные апопироксеновые поро-формировавшиеся при воздей-ни на клинопироксениты флюи-, связанных с габбровыми ин-/зиями [8, 9, 10]. Между бес-гопитовыми и флогопитовыми инопироксенитамн не сущест-каких-либо четких взаимоот-ений, позволяющих судить о относительном возрасте. По-пенное появление флогопита и ономерное его положение от-ительно клинопироксена как дто позволяет сделать вывод о азодновременном образовании их типов пород. В то же время данных свидетельствует о не-ько более позднем о'бразова-флогопитовых разностей. Т?к, наблюдаются признаки за-«■гщения пироксена флогопитом с появлением каймы бурового ам-гнбола. Во-вторых, в магнетит-е.:огопит-пироксеновых породах «-сутствует плеонаст — характерен акцессорный минерал бес-алогопитовых магнетитовых кли-топироксенитов, что можно объяснить его замещением флогопи-- м. В то же время очезидно, что еели и существовал временной -=зрыв между образованием обо-гс пироксенитов, то этот интервал был весьма незначителен. От-:ода вытекает две возможности образования флогопитовых кли-пироксенитов — синхронно с ьлннопироксенитовой оболочкой глн близодновременно с горн-€лендитами.
В пользу генетической связи глогопитовых клинопироксенитор
Ж
Ре
/
0.5 1.0
2.0
15
1.0
0.5
ПО7
» 1
х 2
•3
$ 10 15 20 25руо
Рис. 5. Составы флогопитов из магнезиальных скарнов (/), щелочно-ультраос-новных комплексов платформ (2) и флогопитовых ультрамафитов Светлоборского массива (3). Данные I и 2 из работы Е. Н. Ушаковой [16]
: клинопироксенитовой оболочкой свидетельствуют: I) обычное присутствие акцессорного флогопита в олнвиновых и мономинеральных кли-- лироксенитах оболочки КЗУМ [6], 2) признаки близодновременного бразования бесфлогопитовых и флогопитовых клинопироксенитов, признаки флогопитизации клинопироксенитов с уничтожением плео-
наста идентичной с таковым же процессом при постмагматической фг.:-гопитизации магнезиальных скарнов на контактах гранитоидов с доломитами [1, 18, 19], 4) разные тренды направленности процесса и от-] сутствие четкой связи с горнблендитами (рис. 4), 5) широкое присутст^ вие флогопита в ппроксенитовых дайках среди дунитов Светлоборско" массива.
В пользу тесной связи флогопитовых клинопироксенитов с процессор горнблендитизации могут служить признаки более позднего образования флогопита и его тесный парагенезис с амфиболом. Возможность кристаллизации при этом клинопироксена подтверждается присутствие» равновесных амфибол-пироксеновых пород в том же Светлоборско* массиве [7]. Исходя из этого, можно было предполагать, что более высокотемпературный калиевый метасоматоз предшествовал горнбленда-тизацни. Однако против этого свидетельствует, во-вторых, редкость развития флогопита при горнблендитизации, несмотря на широкое развитие горнблендитов в КЗУМ, во-вторых, совершенно различные тренды обоих процессов (см. рис. 5). В целом сумма признаков свидетельствует, по нашему мнению, в пользу генетической связи флогопитовых клинопироксенитов с формированием клинопироксенитовой оболочкз, КЗУМ.
При этом возникает естественный вопрос о причинах появления' воды, калия и глинозема — главных компонентов флогопитовых клнно-. пироксенитов. Одной из причин могли быть флюиды, связанные с собственно дунитовой интрузией. Дуниты Платиноносного пояса содержат, правда, в незначительных количествах, щелочи и глинозем. Так, в оливинах некоторых массивов (Иовское тело) установлены, судя по пластинчатой форме и цвету, субмикроскопические продукты распада, представленные флогопитом [8, 9, 10, 20]. Во-вторых, флогопит установлен в значительных количествах в камерных пегматитах Уктусского массива, где он образует индивиды до 5 см, замещенные пенннном и вермикулитом. В-третьих, в дунитах ряда массивов, особенно Нижнетагильского, установлены фуксит и флогопит, образующие поздние оли-вин-флогопитовые жилки в дуните и интерстициальные выделения в флогопитсодержащих дунитах [8, 9, 10]. Таким образом, этот вариант представляется достаточно обоснованным, хотя количество К2О и АЬОз в дунитах пока не может быть точно оценено. Не исключено, что значительная часть этих компонентов была вынесена и участвовала в формировании клинопироксенитовой оболочки. Второй, менее вероятной причиной, могли служить попавшие в зону формирования пироксени-товой оболочки экзотические щелочьсодержащие высокоглиноземистые породы, например риолиты или пелиты, присутствующие в полосе верхнеордовикских и нижнесилурийских отложений. При этом подвижные компоненты диффундировали вдоль кровли массива и с понижением температуры вызывали постмагматическую флогопитизацию клинопироксенитов.
Сравнение флогопитовых ультрамафитов КЗУМ с аналогичными образованиями других генетических типов
Флогопитовые ультрамафнты являются типичными породами трех формаций — расслоенных интрузий, щелочно-ультраосновных комплексов платформ и магнезиальных скарнов.
В расслоенных интрузиях они представлены флогопитовыми дунита-ми и флогопитовыми гарцбургитами с пойкилитовон структурой, являются типичными ортомагматическими образованиями, впервые описанными как сциелит в базальтоидных ультрамафитах Гарца (Розенбуш, 1933), затем в Сарановской расслоенной интрузии [6, 8, 9, 10]. Ни фло-
-опитовых пнроксенитов, ни флогопитовых горнблендитов не установлено.
В щелочно-ультраосновных комплексах платформ (Алданский щит, Чаймеча-Котуйская провинция, Кольский п-ов) флогопитовые клинопи-роксениты, флогопит-пироксен-оливиновые породы и флогопит-магнети-товые породы развиты на контакте оливинитов с поздними щелочными ¡нтрудатами, хотя часть флогопита является результатом автометасо-матических процессов [3, 14J. Характерно присутствие тетраферрифло-опита с повышенным содержанием фтора (до 1,2%) и акцессорных пе-гювскита и высокотитанистого титаномагнетита (см. рис. 5).
В магнезиальных скарнах на контакте гранитоидов с доломитами элогопит-пироксеновые и флогопит-магнетит-пироксеновые породы обычны в зонах постмагматической перекристаллизации по пироксе-новым и магнетнт-пироксеновым породам. Характерна пониженная же-лезистость, низкая титанистость и железистость и высокое (более 1,5%) содержание F.
Сравнение известных типов флогопитовых ультрамафитов с ультра-мафитами, установленными в Светлоборском массиве, показывает, что наиболее близки к нашим флогопитовые пироксениты из магнезиальных скарнов. Отличие в составе флогопита и магнетита обусловлено разным составом субстрата и интрузивных пород.
Условия формирования флогопитовых ультрамафитов
Формирование флогопитовых клинопироксенитов близодновременно с магнетитовыми предполагает и близкие условия формирования. Парагенезис диопсид+флогопит кристаллизуется при 600—650 °С [4]. Однако по экспериментам Г. П. Зарайского и др. [5] образование флогопита и шпинели магнезиальных скарнов происходит при 800°С и давлении 500 МПа. Однако в природных магнезиальных скарнах и в клинопироксенитовой оболочке КЗУМ флогопит образуется явно позже плеонаста, т.е. при более низких температурах порядка 700—800°С и ниже. Гипабиссальные условия формирования КЗУМ указывают на вероятные глубины в 3 км. Химизм процесса достаточно очевиден и происходит при привносе глинозема, калия и воды с низким содержанием фтора во флюиде [7]. Калий-аргоновое отношение показало, что возраст флогопитов из флогопит-пироксеновых и флогопит-амфиболо-вых пород составляет 426—432 млн. лет, что отвечает геологическим данным о возрасте КЗУМ [13].
Заключение
Хотя формально открытие флогопитовых ультрамафитов еще более сближает КЗУМ со щелочно-ультраосновными интрузиями платформ, тем не менее в КЗУМ они формировались не в результате воздействия более поздних щелочных интрузий, а в результате постмагматических процессов в пнроксенитовой оболочке, т.е. имеют совсем другую природу и не могут использоваться в целях идентификации с щелочно-ультраосновными массивами. В то же время это еще больше сближает клинопироксеннты КЗУМ с магнезиальными аподоломитовыми скарнами магматической стадии.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИМ СПИСОК
1. Александров С. М. Геохимия скарно- и рудообразования в доломитах.— М.: Наука, 1992,—343 с.
2. Высоцкий Н. К. Месторождения платины Исовского и Нижне-Тагильского районов на Урале//Тр. Геол. Ком., нов. сер.—1913. Вып. 62.-694 с.
3. Егоров Jl. С., Гольдбурт Т. Л., Шихорина К. М. Геология и петрография ма тических пород Тулинской интрузии//Тр. НИИГА—1961—Т. 122.—272 с.
4. Жариков В. А. Скарновые месторождения//Генезис эндогенных рудных ме рождений.— М.: Недра. 1968 — С. 220—302.
5. Зарайский Г. П., Жариков В. А., Стояновская Ф. М., Балашов В. Н. Эксп ментальные исследования биметасоматического скарнообразования,—М.: Наука, 198-5-231 с.
6. Иванов О. К. Флогопнтовые гипербазиты Сарановского массива (Срел.п Урал)//Тр. Свердловского горного ин-та.— Свердловск, 1976. Вып. 124,—С. 91 — ^
7. Иванов О. К. Новый тип апатитового оруденения в концентрически-зональна ультрамафических массивах Урала //Мат-лы к минералогии рудных районов Урала-"Свердловск: УрО АН СССР, 1988 —С. 106—111.
8. Иванов О. К. Концентрически-зональные ультрамафическне массивы склал-тых областей (на примере Урала): Автореф. дис. [... д-ра геол.-мни. наук.—Л.: ЛП 1990,—44 с.
9. Иванов О. К. Критерии различия мантийных и коровых ультрамафитов//Ге динамические условия формирования, геохимические аспекты генезиса базитов и гипе базитов.— Иркутск, 1990.— С. 70—74.
10. Иванов О. К. Расслоенные хромитоносные ультрамафиты Урала—М.: Нам 1990,—243 с.
11. Иванов О. К. Новые генетические типы магнезиальных скарнов магматическс стадии в связи с ультрамафнтами // Современные проблемы минералогии и сопредел^ ных наук —СПб, 1992,—С. 132—144.
12. Иванов О. К., Зворская С. А. Новые данные о структуре Качканарско-Гусеэ:-горского габбро-пироксенитового плутона (Урал)//ДАН СССР.—1990.—Т. 313, №4 — С. 931—935.
13. Иванов О. К., Калеганов Б. А. Калий-аргоновый возраст флогопитовых клнно-пироксенитов Светлоборского массива//Ежегодник.— Свердловск, 1991. ИГИГ УрО РАН,—Екатеринбург, 1992,— С. 61—62.
14. Кухаренко А. А., Орлова М. П., Булах А. Г. и др. Каледонский комплекс ультраосновых, щелочных пород и карбонатитов Кольского полуострова и Северноё Карелии.— М.: Недра, 1965,—771 с.
15. Решитько В. А. Геологическое строение Качканарского габбро-перидотнтовогс массива на Среднем Урале//Мат-лы первой научной конф. аспирантов.— Ростов: Ростовский ун-т, 1959,—С. 53—61.
16. Ушакова Е. Н. Биотиты метаморфических пород.— М.: Наука, 1971.—344 с
17. Фоминых В. Г., Н. В. Ларина, Л. К. Воронина. Сульфидная минерализация в Кучумском титаномагнетнтовом рудопроявлении на Среднем Урале//Ежегодник — 1988 ИГнГ УНЦ,— Свердловск. 1989,—С. 73—75.
18. Шабынин Л. И. Формация магнезиальных скарнов — М.: Наука, 1973.—214 с.
19. Шабынин Л. И., Лицарев М. А., Перцев Н. Н., Шмакин Б. М. Шпинелево-пироксеновые породы как метасоматнческие образования // Физико-химические проблемы формирования горных пород и руд.— М.: АН СССР, 1961,—С. 440—483.
20. Ярош П. Я. О первоисточнике хрома в дунитах и природе акцессорного хромита //ЗВМО,—1980 — № 1.— С. 98—105.
УДК 553.491+470.5
И. А. Малахов, И. В. Савохин, Г. А. Сычева
О ГЕНЕЗИСЕ ПЛАТИНОВОГО ОРУДЕНЕНИЯ В ЗОНАЛЬНЫХ МАССИВАХ ПЛАТИНОНОСНОГО ПОЯСА УРАЛА (На примере Нижне-Тагильского массива)
Собранный и проанализированный нами обширный фактический материал по геологии Нижне-Тагильского массива, петрографии и геохимии слагающих его ультраосновных пород, ассоциирующих с ними хромитов и приуроченного к ним платинового оруденения позволяет во многом по-новому трактовать вопросы их формирования и происхождения. Вопросы детального изучения и оценки перспектив его рудоносности приобретают особое значение в связи с тем, что Нижне-Тагильский и другие зональные пироксенит-дунитовые массивы Платиноносного пояса являются типоморфными на хромитовый тип металлов платиновой группы (МПГ), среди которых резко преобладает самородная платина, а также иридий.
