CC BY
29
Оригинальная статья / Original article УДК 553.461
http://dx.doi.org/10.21285/2541-9455-2017-40-4-9-29
ХРОМШПИНЕЛИДЫ ИЗ УЛЬТРАМАФИТОВ И ХРОМИТИТОВ ЭГИЙНГОЛЬСКОГО МАССИВА (СЕВЕРНАЯ МОНГОЛИЯ)
© А.А. Каримов3, М.А. Горнова3, В.А. Беляев0, Д. Энхбатй
^Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Российская Федерация, 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а. Иркутский государственный университет, Российская Федерация, 664003, г. Иркутск, ул. Ленина 3.
РЕЗЮМЕ. Цель исследования - изучение состава хромшпинелидов в породах Эгийнгольского массива для реставрации условий и геодинамической обстановки формирования перидотитов, выявления особенностей процесса взаимодействия гарцбургит - расплав при формировании пироксенитов, определения типа хро-митового оруденения и его родоначального расплава. Методы. Состав хромшпинелидов исследовался методом электронно-зондового рентгеноспектрального микроанализа на микроанализаторе JXA8200 (JEOL, Япония). Определение содержаний элементов платиновой группы (ЭПГ) в породе проводилось методом изотопного разбавления с масс-спектрометрическим окончанием. Результаты. Хромшпинелиды имеют неправильную форму в перидотитах и пироксенитах и гипидиоморфную в хромититах. Их размер и количество уменьшаются в ряду перидотит - ортопироксенит - вебстерит. Во всех типах пород в краевой части хрои-шпинелидов развиты более высокохромистые дискретные области и магнетитовые каймы. Основная часть зерна хромшпинели в перидотитах однородна по Сг# и зональна по Mg# (уменьшение к краю), в пироксенитах почти однородна по Mg# и зональна по Cr# (уменьшение к краю). Центры хромшпинелидов контактирующих перидотитов и ортопироксенитов имеют близкий состав. Центры хромшпинелидов мощных ортопи-роксенитовых и вебстеритовых жил имеют близкую Cr# (хромистость) и более низкую Mg# (магнезиаль-ность) относительно контактовых перидотитов. Cr# центра хромшпинели варьирует от 0,51 до 0,79 в перидотитах, от 0,5 до 0,77 в пироксенитах и от 0,68 до 0,77 в хромититах. Содержание TiO2 в хромшпинелидах растет от перидотитов (< 0,1 мас. %) к вебстеритам (до 0,25 мас. %) и хромититам (0,15-0,3 мас. %). В хромшпинелидах хромититов обнаружены минералы платиновой группы, а также сульфиды и сульфоарсе-ниды Ni (миллерит и вожминит). Спектр распределения ЭПГ в хромититах характеризуется обогащением тугоплавкими ЭПГ над легкоплавкими. Выводы. Хромшпинелиды перидотитов центрального блока Эгийнгольского массива имеют высокую первичную хромистость (0,51-0,79), что отражает высокие степени плавления мантийного вещества при образовании пород в надсубдукционной зоне. Присутствие в западном блоке массива перидотитов с низкохромистыми хромшпинелидами (0,35-0,48) свидетельствует о смене режима плавления (безводное - с участием воды). Хромшпинелиды пироксенитов наследуются от вмещающих гарцбургитов. Под воздействием просачивающихся бонинитоподобных расплавов происходит их растворение с изменением вначале Сг/Al, а затем и Mg/Fe отношений в остаточной хромшпинели. Хромшпинелиды перидотитов, пироксенитов и хромититов преобразованы регрессивным метаморфозом. Участки с повышенной хромистостью на краю зерен формируются при T~ 680-640 °С, P ~ 6-16 кбар, магнетитовые каймы - во время низкотемпературной серпентинизации (< 250 °С). Центры зерен хромшпинелидов сохраняют первичный состав. Хромититы соответствуют высокохромистому подиформному типу. Их родоначаль-ный расплав имеет бонинитовый состав.
Ключевые слова: хромшпинелиды, хромититы, пироксениты, мантия, субдукция.
аКаримов Анас Александрович, младший научный сотрудник, e-mail: [email protected] Anas A. Karimov, Junior Researcher, e-mail: [email protected]
ьГорнова Марина Аркадьевна, доктор геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник, e-mail: [email protected]
Marina A. Gornova, Doctor of Geology and Mineralogy, Leading Researcher, e-mail: [email protected] Беляев Василий Анатольевич, кандидат геолого-минералогических наук, научный сотрудник, e-mail: [email protected]
Vasily A. Belyaev, Candidate of Geology and Mineralogy, Researcher, e-mail: [email protected] ^нхбат Далай-Эрдэнэ, аспирант, e-mail: [email protected] Dalaj-Erdene Enkhbat, Postgraduate student, e-mail: [email protected]
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
2541-9455 Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4
ISSN online Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. 2541-9463 Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4
Формат цитирования: Каримов А.А., Горнова М.А., Беляев В.А., Энхбат Д. Хромшпинелиды из ультрама-фитов и хромититов Эгийнгольского массива (Северная Монголия) // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле Российской академии естественных наук. Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых. 2017. Т. 40. № 4. С. 9-29. DOI: 10.21285/2541-9455-2017-40-4-9-29
^ROMOSPINELIDES FROM ULTRAMAFITES AND CHROMITITES OF EGIINGOL MASSIF (NORTH MONGOLIA)
A.A. Karimov, M.A. Gornova, V.A. Belyaev, D. Enkhbat
A.P. Vinogradov Institute of Geochemistry SB RAS, 1A Favorsky St., Irkutsk 664033, Russian Federation Irkutsk State University,
3 Lenin St., Irkutsk 664003, Russian Federation
ABSTRACT. The Purpose of the research is to study the composition of chromospinelides of the Egiingol massif rocks in order to reconstruct the conditions and geodynamic situation of peridotite formation, identification of the reaction features of harzburgite and the melt under pyroxenites formation, determination of the type of chromite mineralization and its parental melt. Methods. The composition of chromospinelides was studied by the microprobe analyzer JXA8200 (JEOL, Japan) using an electron probe X-ray spectral microanalysis. The concentrations of platinum group elements (PGE) were determined by the ICP-MS method. Results. The shape of chromospinelides is irregular in peridotites and pyroxenites and hypidiomorphic in chromitites. Their size and quantity decrease from peridotite to orthopyroxenite and then to websterite. High-Cr# discrete domains and magnetite rims are developed on the edges of chromospinelides in all types of rocks. The main part of peridotite cr-spinel grain is homogeneous by Cr# and zonal by Mg# (with decrease to the edge), in pyroxenites it is almost homogeneous by Mg# and zonal by Cr# (with decrease to the edge). The centres of contacting peridotites and orthopyroxenites are similar in composition. The central parts of chromospinelides in thick orthopyroxenite and websterite veins have similar Cr# (content) and lower Mg# (content) as compared with the contact peridotites. Cr# of the central parts of cr-spinel grains varies from 0.51 to 0.79 in peridotites, from 0.5 to 0.77 in pyroxenites, from 0.68 to 0.77 in chromitites. The content of TiO2 in chromospinelides grows from peridotites (< 0.1 wt. %) to websterites (up to 0.25 wt. %) and then to chromitites (0.15-0.3 wt. %). Platinum group minerals as well as sulfides and sulfarsenides of Ni (millerite and vozhminite) have been found in chromitite chromospinelides. PGE spectra of chromitites is characterized by the prevalence of refractory PGE over fusible PGE. Conclusions. Peridotite chromospinelides of the central block of the Egiingol massif have high primary Cr# content (0.51-0.79). This is indicative of high melting degrees of the mantle under rock formation in the oversubduction zone. The presence of low-Cr# (0.35-0.48) chromospinelides in the West block of the peridotite massif suggests the change in the melting mode from anhydrous to hydrous. Py-roxenite chromospinelides are inherited from the enclosing harzburgites. Infiltration of boninite-like melts leads to cr-spinel dissolution resulting in the alteration of Cr/Al and Mg/Fe ratio in the cr-spinel residuals. Chromospinelides of peridotites, pyroxenites and chromitites have been transformed by the regressive metamorphism. Some edge parts of cr-spinel grains with high Cr# content are formed at T~ 680-640°С, P ~ 6-16 kbar. Magnetite rims are the result of low-temperature serpentinization (< 250 °С). The central parts of chromospinelides preserve their primary composition. Chromitites correspond to the high-Cr podiform type. Their parental melt is of boninite composititon. Keywords: chromospinelides, chromitites, pyroxenites, mantle, subduction
For citation: Karimov A.A., Gornova M.A., Belyaev V.A., Enkhbat D. Сhromospinelides from ultramafites and chromitites of Egiingol massif (North Mongolia). Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences of the Russian Academy of Natural Sciences. Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits, 2017, vol. 40, no. 4, рр. 9-29. (In Russian). DOI: 10.21285/2541-9455-2017-40-4-9-29
Введение
Состав хромшпинелидов может служить в качестве инструмента для реставрации условий и геодинамической обстановки формирования перидотитов, выявления особенностей процессов взаимодействия перидотит - расплав, опре-
деления состава родоначальных расплавов и генезиса хромитового оруденения. В Эгийнгольском массиве хромшпинелиды являются сквозным акцессорным минералом в разных типах пород, а также образуют скопления в виде вкрапленных и массивных руд.
Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. ISSN print
Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4 2541-9455 Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. ISSN online Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4 2541-9463
Эгийнгольский массив относится к «надсубдукционным мантийным перидотитам», которые были образованы в результате высоких степеней плавления над зонами субдукции [1], чем отличаются от «абиссальных перидотитов», формирующихся при более низких степенях плавления в центрах спрединга сре-динно-океанических хребтов. Присутствие в составе массива пироксенитовых жил и хромитовых руд позволяет рассматривать его в качестве эталонного для проверки модели магматической модификации мантии в результате взаимодействия перидотитов с островодужными бонинитовыми и базальтовыми расплавами [2, 3]. Полученные данные по составу хромшпинелидов и распределению элементов платиновой группы в хромити-тах Эгийнгольского массива позволили выявить особенности процесса образования пироксенитовых жил и определить тип хромитового оруденения.
Методы исследований Изучались хромшпинелиды и ассоциирующие с ними акцессорные минералы из перидотитов, пироксенитов и хромититов. Зерна минералов анализировались из полированных шлифов пород. Состав определялся методом элек-тронно-зондового рентгеноспектраль-ного микроанализа на микроанализаторе JXA8200 (JEOL, Япония) и энергодисперсионном спектрометре (ЭДС) EX-84055 MU (JEOL Ltd, Япония). В хромшпинели-дах измерения интенсивностей рентгеновского излучения выполнялись при напряжении 20 кВ и силе тока 20 нА с диаметром зонда 1 мкм, длительность измерения составляла 10 с. Для минералов платиновой группы (МПГ) напряжение, сила тока и диаметр луча были теми же, а время измерения было увеличено до 30-60 с. Спектры обработаны по программе полуколичественного анализа Programme of Semiquantitative Analysis программного обеспечения ЭДС микроанализатора. Аналитик - Белозерова
О.Ю. Рентгеноструктурный анализ гипер-базитов с целью диагностирования минералов группы серпентина проводился на дифрактометре Bruker D8 Advance, оснащенном позиционно-чувствительным детектором VANTEC-1, при автоматическом режиме сбора данных. Аналитик -Канева Е.В. Количественно-минеральное соотношение в породах было рассчитано в программном комплексе МС методом наименьших квадратов, где соотношение минералов в породе представляется как функция от валового состава породы и состава каждого минерала [4]. Составы пород и реликтов первичных силикатных минералов определялись рентгено-спек-тральными методами (данные их составы в статье не приводятся). Исследования состава минералов проводились в центре коллективного пользования «Изотопно-геохимических исследований» Института геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН (г. Иркутск).
Содержание элементов платиновой группы (ЭПГ) - Ru, Rh, Pd, Pt, Ir, Os и Re - в хромитите определялось методом изотопного разбавления с масс-спектро-метрическим окончанием (Element-2). Разложение исследуемых образцов c добавлением изотопных меток проводилось в микроволновой системе MARS-5 с использованием герметичных тефлоно-вых автоклавов [5]. Исследования выполнены в Институте геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН (г. Новосибирск).
Геологическое положение, строение и состав эгийнгольского массива
Эгийнгольский массив находится в Джидинской зоне Центрально-Азиатского подвижного пояса (ЦАПП). Изучение состава вулканических формаций региона [6] показало наличие пород, типичных для коры современных океанов и их окраинных зон. Выделены вулканические серии толеитовых базальтов N-MORB типа, характеризующих спрединговые зоны палеоокеана, известково-щелочных
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
2541-9455 Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4
ISSN online Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. 2541-9463 Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4
базальтов и бонинитов, типичных для островодужных систем, и субщелочных высокотитанистых базальтов, свойственных внутриплитовому океаническому магматизму. Островодужный этап развития Джидинской зоны по данным U-Pb датирования цирконов из габброидов происходил на уровне 560-570 млн лет назад [7].
Эгийнгольский массив расположен в бассейне верхнего течения р. Эгийн-Гол, в области сопряжения Армакголь-ского и Эгийнгольского разломов, ориентирован в широтном направлении (рис. 1). По простиранию прослежен на 22 км
при ширине 4-5 км. Общая площадь массива - около 90 км2. Первоначальные размеры, вероятно, были значительно больше, поскольку рядом с ним закарти-рован ряд выходов гипербазитов, сохранившихся в виде ксенолитов среди грани-тоидных и сиенитовых интрузивных комплексов, обрамляющих массив с западной, южной и северной сторон.
В 1961 г. в связи с поисками хризотил-асбеста массив изучали И.И. Волчек и Н.Т. Рягузов. Они составили геологическую карту масштаба 1:100000 и выявили несколько пунктов хризотил-асбестовой минерализации. В 1970-х гг. массив
Рис. 1. Геологическая схема Эгийнгольского перидотитового массива по источнику [8] с дополнениями авторов статьи:
1 - конгломераты, песчаники, алевролиты, аргиллиты, прослои каменного угля (средняя юра); 2 - осадочно-вулканогенные отложения (венд-нижний кембрий); 3 - субщелочные лейкократовые граниты; 4 - сиениты; 5 - серпентиниты и серпентинизированные гарцбургиты; 6 - апогипербазитовые кварц-карбонатные и тальк-карбонатные породы; 7 - хризотил-асбестовая минерализация; 8 - магнезитовая минерализация; 9 - делювиальные выходы хромититов; 10 - область проявления пироксенитовых жил; 11 - разломы Fig. 1. Geologic scheme of the Egiingol peridotite massif by the source [8] with authors' additions: 1 - conglomerates, sandstones, siltstones, argillites, coal interlayers (middle Jurassic); 2 - sedimentary-volcanic deposits (Vendian-Lower Cambrian); 3 - sub-alkaline leucocratic granites; 4 - syenites; 5 - serpentinites and serpentinized harzburgites; 6 - apoultrabasic quartz-carbonate and talc-carbonate rocks; 7 - chrysotile-asbestos mineralization; 8 - magnesite mineralization; 9 - deluvial outcrops of chromitites; 10 - pyroxenite vein manifestation area; 11 - faults
Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. ISSN print
изучался Г.В. Пинусом, Л.В. Агафоновым, Ф.П. Лесновым. Они установили рестито-вую природу перидотитов и классифицировали их как альпинотипные гиперба-зиты [8]. В результате петро-минералого-геохимического изучения части массива западнее р. Эгийнгол М.А. Горнова, М.И. Кузьмин, И.В. Гордиенко и другие пришли к выводу, что гарцбургиты вначале формировались в зонах спрединга срединно-океанических хребтов или преддуговых (задуговых) бассейнов, а затем подверглись преобразованию бонинитовым расплавом в надсубдукционной зоне [9].
Массив сложен серпентинитами и серпентинизированными перидотитами. Ранее отмечались редкие жилообразные тела энстатититов и вебстеритов [8]. Во время полевых исследований в 20112013 гг. в центральной части массива (восточнее р. Эгийнгол) нами был обнаружен блок серпентинитов площадью ~ 16 км2 с интенсивным развитием пироксенитовых жил. Здесь же впервые были обнаружены делювиальные россыпи хромититов (см. рис. 1).
Гипербазиты представляют собой темные, темно-зеленые массивные породы. Степень серпентинизации пород варьирует от 60 до 80 мас. %. В части образцов сохраняются реликты первичных силикатных минералов - оливина и орто-пироксена с клинопироксеновыми структурами распада. Из вторичных минералов преобладает хризотил; тремолит, тальк и хлорит присутствуют в небольших количествах. Реконструированный (без метаморфических минералов) состав перидотитов: оливин (56-85 об. %), ортопироксен (15-43 об. %), клинопи-роксен (до 2 об. %), хромшпинель (до 14 об. %) - соответствует гарцбургитам.
Пироксениты образуют рои жил мощностью от первых сантиметров до первых метров протяженностью до первых десятков метров. Имеют массивную текстуру и средне-крупнозернистую гипи-диоморфнозернистую структуру. Состав
пироксенитовых жил непрерывно изменяется в ряду ортопироксенит - вебсте-рит. Вебстериты имеют следующий минеральный состав: ортопироксен (20-90 об. %), клинопироксен (11-79 об. %), оливин (0-5 об. %), хромшпинель (0-1 об. %). В ортопироксенитах преобладающая минеральная фаза - ортопироксен (> 90 об. %), остальные: клинопироксен (0-10 об. %), оливин (0-5 об. %) и хромшпинель (0-2 об. %) находятся в подчиненном количестве. В ортопироксенах присутствуют клинопироксеновые, а в клинопи-роксенах - ортопироксеновые структуры распада. Породы слабо изменены, потери при прокаливании варьируют от 0,4 до 2,5 мас. %. По трещинам и краевым частям ортопироксенов развиваются тремолит, тальк и вторичный оливин, в кли-нопироксенах - тремолит. Первичный оливин замещается хризотилом.
Хромититы представляют собой массивные и вкрапленные руды черного и черно-желтого цвета соответственно. Образуют делювиальные россыпи, географически приурочены к местонахождениям пироксенитовых жил. Суммарная площадь россыпей ~ 2-4 км2 (см. рис. 1). Количество хромшпинелида варьирует от 30 об. % во вкрапленных до 80-95 об. % в массивных рудах. Структура вкрапленных разновидностей массивных руд сидеронитовая (рис. 2, А), гипидиоморф-нозернистая (рис. 2, B). Силикатная часть пород нацело замещена серпентином, в меньшей степени развиты хлорит и тальк.
Хромшпинелиды
В серпентинизированных гарцбур-гитах хромшпинелиды образуют различного размера зерна от 0,5 до 1,5 мм неправильной, округлой, червеобразной формы (рис. 2, G). Их окраска в шлифе изменяется от темно-коричневой до почти черной. Они располагаются в интер-стициях более крупных зерен силикатов и не встречаются внутри реликтовых зерен оливина и ортопироксена, что
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
2541-9455 Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4
ISSN online Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. 2541-9463 Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4
Рис. 2. Микроструктурные особенности выделений хромшпинелидов в породах Эгийнгольского массива
А и B - массивные и вкрапленные руды соответственно в проходящем свете с сидеронитовой (А) и гипидиоморфнозернистой (B) структурами; C - метаморфические изменения (Spl2) по краям основной части (Spl1) хромшпинелидов в хромититах; D - включение Ru-Ir-Os сплава в хромшпинелиде из хромитита; E - облик хромшпинелидов в ортопироксенитах; F - метаморфические изменения (Spl2) по краям основной части (Spl1) хромшпинелидов в пироксенитах; G - метаморфические изменения (Spl2), а также оторочки магнетита (Mt) по краям основной части (Spl1) хромшпинелидов в гарцбургитах; H - облик хромшпинелидов в вебстеритах А, B, H - микрофотографии шлифов в проходящем (А, B) и отраженном (H) свете C-G - изображения в обратнорассеянных электронах Fig. 2. Microstructural features of chromospinelide identification in Egiingol massif rocks A and B - massive and disseminated ores respectively in transmitted light with sideronite (A) and hypidiomorphic-grained (B) structures; C - metamorphic changes (Spl2) at the edges of the main part of chromospinelides (Spl1) in chromitites; D - inclusion of Ru-Ir-Os alloy in the chromospinelide from chromitite; E - an image of chromospinelides in orthopyroxenites; F - metamorphic changes (Spl2) at the edges of the main part of chromospinelides (Spl1) in pyroxenites; G - metamorphic changes (Spl2) and magnetite rims (Mt) at the edges of the main part (Spl1) of chromospinelides in harzburgites; H - an image of chromospinelides in websterites A, B, H - microimages of thin sections in transmitted (A, B) and reflected (H) light C-G - images in backscatterd electrons
Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. ISSN print
.. Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4 2541-9455 Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. ISSN online Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4 2541-9463
характерно для протогранулярнои микроструктуры реститовых перидотитов.
В пироксенитах количество хром-шпинелидов меньше, чем в серпентини-зированных гарцбургитах. Также наблюдается уменьшение количества хром-шпинелидов в ряду от ортопироксенитов к вебстеритам, в части вебстеритов она полностью отсутствует. Размеры зерен варьируют от десятков микрон до 1 мм (рис. 2, Е, Я) и явно меньше в вебстери-тах, форма неправильная и округлая (рис. 2, Н). Зерна хромшпинелидов расположены как в межзерновых пространствах, так и внутри зерен ортопироксена.
Во вкрапленных рудах гипидио-морфные зерна хромшпинели имеют размеры 0,5-1,5 мм (см. рис. 2, В), в массивных рудах форма и размеры зерен не
определяются (см. рис. 2, А). Хромшпи-нелиды разбиты трещинами, которые заполнены вторичными минералами - серпентином и хлоритом.
Представительные составы хромшпинелидов из пород Эгийнгольского массива приведены в табл. 1-4. Хром-шпинелиды гарцбургитов, пироксенитов и вкрапленных хромититов по краям и трещинам имеют 1-2 мкм каймы хром-магнетита (см. табл. 1-4). Мелкие зерна в пироксенитах могут быть полностью представлены хром-магнетитом. До каймы магнетита по краям основной части зерна хромшпинелидов (БрИ) во всех типах пород наблюдаются небольшого размера дискретные области другого состава (Бр12) (рис. 2, С, Я, в).
Состав хромшпинелидов из перидотитов Эгийнгола Composition of chromospinelides from Egiingol peridotites
Таблица 1
Table 1
Порода / Rock Перидотит / Peridotite
Номер образца / Sample no. 01 / 5 08 10 10 / 5 10 / 9 15 / 2
Положение / Position Ц / C Ц / C К / R Ц / C Ц / C Ц / C Ц / C К / R
TÍO2 0,03 0,03 0,1 0,05 0,04 0,05 0,02 0,08
AI2O3 14,94 17,01 11,36 27,50 28,76 19,43 13,03 2,99
СГ2О3 55,13 52,17 54,55 43,24 40,25 49,04 55,59 55,95
V2O3 0,30 0,34 0,42 0,11 0,12 0,15 0,29 0,36
Fe2O3 1,35 1,56 3,85 1,55 2,44 2,70 2,98 11,10
FeO 17,81 19,88 23,31 14,24 14,08 17,84 19,01 25,19
MnO 0,56 0,58 0,70 0,41 0,38 0,53 0,57 0,79
MgO 10,70 9,49 6,49 13,60 14,61 11,10 9,77 4,31
ZnO 0,19 0,30 0,43 0,13 0,15 0,24 0,20 0,24
Сумма/ Total 101,01 101,36 101,23 100,83 100,83 101,07 101,49 101,09
Mg# 0,52 0,46 0,33 0,62 0,65 0,53 0,48 0,23
Cr# 0,72 0,67 0,76 0,52 0,48 0,63 0,74 0,93
Примечание. Ц - центр, К - кайма зерна, Mg# - магнезиальность, Mg# = Mg / (Mg + Fe2+), Cr# - хроми-стость, Cr# = Cr / (Cr + Al). Содержания приведены в мас. %.
Note. C- centre, R- (grain) rim, Mg# - magnesium content, Mg# = Mg / (Mg + Fe2+), Cr# - chromium content, Cr# = Cr / (Cr + Al). Contents are in wt. %.
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
2541-9455 Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4 . _
ISSN online Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. 2541-9463 Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4
Таблица 2
Состав хромшпинелидов из перидотитов и ортопироксенитов Эгийнгола
Table 2
Composition of chromospinelides from Egiingol peridotites and orthopyroxenites
Порода/ Rock Перидотит/ Peridotite Ортопироксенит/ Orthopyroxenite
Номер образца / Sample no. 22 / 1 23 25 / 1 29А 01 / 6-7
Положение/ Position Ц / C К / R Ц / C К / R Ц / C Ц / C К / R Ц / C К / R
TiO2 0,05 0,12 0,02 0,06 0,06 0,05 0,06 0,03 0,06
Al2O3 10,2 4,22 17,31 12,21 10,38 11,7 7,35 9,49 6,82
Cr2O3 57,4 57,5 49,97 54,56 57,84 55,1 54,36 58,10 60,94
V2O3 0,27 0,42 0,21 0,23 0,33 0,3 0,38 0,28 0,28
Fe2O3 3,48 7,24 3,28 2,73 2,73 2,7 7,35 2,06 1,75
FeO 18,9 24,4 17,86 22,71 18,89 19,4 23,85 23,13 24,75
MnO 0,63 0,81 0,51 0,69 0,56 0,7 0,79 0,65 0,73
MgO 9,29 4,41 10,58 6,74 9,35 8,80 5,49 6,36 4,94
ZnO 0,12 0,30 0,21 0,00 0,15 0,21 0,23 0,28 0,34
Сумма/ Total 100 99,9 100 100,3 100,3 99,2 100 100,41 100,55
Mg# 0,47 0,24 0,52 0,35 0,47 0,45 0,29 0,33 0,26
Cr# 0,79 0,90 0,66 0,75 0,79 0,76 0,83 0,80 0,86
Примечание. Условные обозначения см. в табл. 1. Note. For arbitrary notations refer to table 1.
Таблица 3
Состав хромшпинелидов из ортопироксенитов и вебстеритов Эгийнгола
Table 3
Composition of chromospinelides from Egiingol orthopyroxenites and websterites
Порода / Rock Ортопироксенит / Orthopyroxenite Вебстерит/ Websterite
Номер образца / Sample no. 10 15 / 4 25 / 1 23 29А 08/ 1-3 22 15
Положение / Position Ц / C К / R Ц / C Ц / C Ц / C Ц / C Ц / C Ц / C Ц / C
TiO2 0,01 0,05 0,07 0,09 0,12 0,06 0,16 0,08 0,19
Al2O3 27,52 6,59 10,97 8,58 19,9 13,42 14,29 10,44 14,08
Cr2O3 43,40 63,37 55,40 59,61 45,3 55,11 49,53 52,08 46,92
V2O3 0,09 0,06 0,26 0,33 0,52 0,27 0,40 0,34 0,77
Fe2O3 1,01 1,32 2,93 2,77 4,00 1,68 3,34 5,36 5,91
FeO 13,90 21,13 24,91 19,65 18,6 21,21 27,57 25,54 26,38
Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. ISSN print
Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4 2541-9455 Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. ISSN online Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4 2541-9463
MnO 0,37 0,74 0,70 0,63 0,47 0,61 0,84 0,72 0,66
MgO 14,66 7,51 5,42 8,71 10,4 8,14 3,65 4,58 4,58
ZnO 0,10 0,06 0,30 0,09 0,24 0,23 0,61 0,44 0,63
Сумма/ Total 101,11 100,80 100,96 100,46 99,64 100,74 100,39 99,58 100,11
Mg# 0,65 0,39 0,28 0,44 0,50 0,41 0,19 0,24 0,24
Cr# 0,51 0,87 0,77 0,82 0,60 0,73 0,70 0,77 0,69
Примечание. Условные обозначения см. в табл. 1. Note. For arbitrary notations refer to table 1.
Таблица 4
Состав хромшпинелидов из хромититов Эгийнгола
Table 4
Composition of chromospinelides from Egiingol chromitites
Номер образца/ Х2 Х2 Х2 Х6 Х6 Х8 Х8 Х10 Х10 Х14 Х14
Sample no.
Положение / Position Ц / C Ц / C К / R Ц / C Ц / C Ц / C К / R Ц / C К / R Ц / C К / R
TiO2 0,14 0,16 0,29 0,19 0,18 0,14 0,11 0,18 0,19 0,13 0,15
AhOs 16,73 14,74 7,23 14,91 15,97 16,21 10,14 16,15 2,66 12,6 5,85
СГ2О3 52,70 53,9 61,98 55,06 54,19 53,60 60,45 53,74 60,09 56,44 62,10
V2O3 0,13 0,09 0,13 0,14 0,14 0,13 0,11 0,09 0,12 0,13 0,17
Fe2Os 2,36 2,00 0,95 1,80 0,97 1,39 0,93 1,87 8,74 2,26 2,89
FeO 12,06 15,71 17,89 14,77 14,58 13,52 15,38 12,73 18,49 15,50 18,24
MnO 0,25 0,32 0,35 0,29 0,27 0,28 0,34 0,23 0,43 0,26 0,41
MgO 14,33 11,76 9,56 12,77 12,69 13,33 11,56 13,93 8,76 11,74 8,90
ZnO 0,03 0,07 0,07 0,05 0,06 0,07 0,05 0,09 0,01 0,07 0,02
Сумма/ Total 98,82 98,95 99,1 100,10 99,07 98,73 99,10 99,16 99,7 99,3 98,8
Mg# 0,68 0,57 0,49 0,61 0,60 0,64 0,57 0,66 0,46 0,57 0,46
Cr# 0,68 0,71 0,85 0,71 0,69 0,70 0,80 0,69 0,94 0,75 0,87
AhOs
(расплав / melt) 12,8 12,6 — 12,2 12,5 12,6 — 12,61 — 11,4 —
TiO2 (расплав / melt) 0,2 0,25 - 0,31 0,23 0,24 - 0,3 — 0,22 —
FeO/MgO (расплав / melt) 0,72 0,66 - 0,96 0,98 0,87 — 0,78 — 1,05 —
Примечание. Ц - центр, К - кайма зерна, Mg# - магнезиальность, Cr# - хромистость. Содержания приведены в мас. %.
Al2O3(Spl) = 0,035 • Al2o2'(4j2elt) (Spl - хромшпинель, Melt - расплав).
TiO2(meit)=TiO0fs2pf •e°™
ln(|O)spi = 0,47 - 1,07 • Al#spi + 0,64 • Fe3+ + lngw [10].
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
2541-9455 Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4
ISSN online Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. 2541-9463 Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4
Note. C - centre, R - (grain) rim. Mg# - magnesium content, Cr# - chromium content. Contents are in wt. %. Contents are in wt. %.
Al2O3(spi) = 0,035 • Al2o3i?L№ (Spl - Cr-spinel, Melt - melt).
3(spl) - 0,035 • A12O3(melt)
TiO2(meit)=TiO2fs2p5)24^e0 020203.
1n©spi - 0,47 - 1,°7 • A1#spi + °,64 • pe3+ + ln©meit [10].
В гарцбургитах в Spl 1 хромистость варьирует в диапазоне от 0,51 до 0,79, магнезиальность - от 0,4 до 0,59 (рис. 3, А), содержание TiO2 не превышает 0,1 мас. % (рис. 3, D). От центра к краю зерна при постоянной хромистости происходит уменьшение магнезиальности (см. рис. 3, А) и рост содержаний MnO. Центральные части зерен хромшпинелидов в гарцбургитах по соотношению хромистость - магнезиальность, низким концентрациям Fe2O3 (рис. 3, С), TiO2 (см. рис. 3, D), MnO и ZnO (см. табл. 1-2) отвечают составу хромшпинелидов надсубдукционных перидотитов, при этом часть точек попадает в перекрестие полей надсубдукци-онных и абиссальных перидотитов (см. рис. 3, А).
В пироксенитах в Spl 1 хромистость варьирует в диапазоне от 0,42 до 0,82; магнезиальность - от 0,3 до 0,6 (см. рис. 3, А). В хромшпинелидах ортопироксенитов содержание титана такое же, как во вмещающих перидотитах, т.е. не превышают 0,1 мас. %, тогда как в вебстеритах оно выше и составляет 0,1-0,25 мас. % (см. рис. 3, D). Содержания MnO и ZnO в пироксенитах выше, чем в гарцбургитах. В ортопироксенитах центры хромшпинелидов имеют близкие магнезиальность и хромистость к центральным частям хромшпинелидов контактирующих гарцбурги-тов. При этом в хромшпинелидах ортопи-роксенитов наблюдаются широкие вариации хромистости с тенденцией к уменьшению к краю зерен. В более мощных ор-топироксенитовых и в вебстеритовых жилах размер хромшпинелидов уменьшается, и они характеризуются неоднородностью состава как в самом зерне, так и
между зернами в пределах образца. По сравнению с вмещающими гарцбурги-тами они имеют более низкую магнезиальность и широкие вариации хромистости с максимальными значениями такими же или более высокими, чем в хромшпинелидах гарцбургитов.
Составы основной части зерен хромшпинелидов из хромититов характеризуются высокой хромистостью (0,680,77) и магнезиальностью (0,50-0,70) (рис. 3, B), отрицательной корреляцией между AI2O3 и C2O3, повышенным содержанием TiO2 (0,1-0,3 мас. %) (см. рис. 3, D).
Spl2 в краевых частях зерен хром-шпинелидов во всех породах Эгийнголь-ского массива имеет более высокие хромистость и содержания TiO2, V2O3, MnO при более низкой магнезиальности относительно основной части зерна. Содержание трехвалентного железа слегка растет, но не до образования феррит-хромита (см. табл. 1-4; см. рис. 3, С).
В хромшпинелидах хромититов присутствуют МПГ и сульфиды и сульфо-арсениды никеля. Они имеют идиоморф-ную и округлую форму, размер не превышает 10 мкм. Сульфиды и сульфоарсе-ниды располагаются в трещинах, самородные - в краевых частях хромшпинелидов (рис. 2, D). Самородные МПГ представлены Ru-Ir-Os сплавом, их сульфиды и сульфоарсениды - лауритом, лаурит-эрлихманитом. иридистым руарситом. Также присутствуют сульфиды и сульфоарсениды Ni - миллерит и вожминит (табл. 5).
Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. ISSN print
Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4 2541-9455 Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. ISSN online Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4 2541-9463
Рис. 3. Состав хромшпинелидов
А - отношение хромистости к магнезиальности в хромшпинелидах из контактирующих образцов перидотитов и пироксенитов. Каждая пара контактирующих образцов перидотит - пироксенит обозначена одним и тем же типом значков. Номера образцов на рисунке соответствуют номерам в табл. 1-4. Поля надсубдукционных перидотитов даны по источнику [11], абиссальных перидотитов ■ по источнику [12], перидотитов западного блока Эгийнгольского массива - по источнику [9] В - отношение хромистости к магнезиальности в хромшпинелидах из хромититов, на диаграмму
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
2541-9455 Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4 _
ISSN online Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. 2541-9463 Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4
для сравнения также нанесены точки составов хромшпинелидов из Кемпирсайского месторождения [3]. Поля подиформных и стратиформных хромититов даны по источнику [13] C - состав хромшпинелидов из пород Эгийнгола в координатах Al-Cr-Fe3+: 1 - хромшпинелиды из гарцбургитов (Spl1); 2 - хромшпинелиды из гарцбургитов (Spl2); 3 - хромшпинелиды из ортопироксенитовых жил (Spl1); 4 - хромшпинелиды из ортопироксенитовых жил (Spl2); 5 - хромшпинелиды из вебстеритовых жил; 6 - хромшпинелиды из хромититов (Spl1); 7 - хромшпинелиды из хромититов (Spl2), 8 - хромшпинеиды из руд Кемпирсайского месторождения [3].
Поля фаций метаморфизма даны по источнику [14] D - отношение содержания T1O2 к хромистости хромшпинелидов (условные знаки те же). Поле бонинитов дано по источникам [15, 16] E - рассчитанные составы равновесных родительских расплавов для хромититов (условные знаки те же). Поля бонинитов даны по источнику [15], высококальциевых бонинитов Троодос - по источнику [16], базальтов СОХ (MORB) - по источнику [17] Fig. 3. Chromespinelide composition A - Cr content versus Mg content ratio for chromespinelides from the contacting samples of peridotites and pyroxenites. Every pair of contacting samples peridotite-pyroxenite is marked by the same icon type. The sample numbers on the graph correspond to the sample numbers in the tables 1 -4. The fields of the oversubduction peridotites are given according to the source [11], abysal peridotites by the source [12], peridotites of the westblock of the Egiingol massif by the source [9] B - Cr content versus Mg content ratio for chromespinelides from chromitites, the points of composition of Kempirsaj deposit chromespinelides [3] are plotted on the diagram for comparison.
The fields of podiform and stratiform chromitites are given by the source [13] Composition of chromespinelides from Egiingol rocks in C - Al-Cr-Fe3+ coordinates: 1 - chromespinelides from harzburgites (Spl1), 2 - chromespinelides from harzburgites (Spl2), 3 - chromespinelides from orthopyroxenite veins (Spl1), 4 - chromespinelides from orthopyroxenite veins (Spl2), 5 - chromespinelides from websterite veins, 6 - chromespinelides from chromitites (Spl1), 7 - chromespinelides from chromitites (Spl2), 8 - chromespinelides from Kempirsaj ores [3]. Field of metamorphic facies are given by the source [14] D - TiO2 content versus Cr content of chromespinelides (conventional symbols are the same). Boninite field is given by the sources [15, 16] E - calculated compositions of equilibrium parental melts for chromitites (conventional symbols are the same). The fields of boninites are given by the source [15], of high Ca Troodos boninites by the source [16], of MOR basalts by the source [17]
Наличие только МПГ иридиевой подгруппы отражается в спектре распределения ЭПГ по породе в целом. Наблюдается двукратное увеличение концентраций тугоплавких элементов над легкоплавкими, подобная картина характерна для подиформных хромититов Кемпир-сая (рис. 4).
Обсуждение результатов Проведенное исследование состава хромшпинелидов из гарцбургитов, пироксенитов и хромититов Эгийнголь-ского массива показало, что для них характерна композиционная неоднородность, выраженная в образовании двух зон разного состава и магнетитовых кайм, что обусловлено метаморфическими преобразованиями пород.
Формирование высокохромистых участков в краевых частях хром-
шпинелидов происходит за счет выноса Al2Oз. Увеличение хромистости без существенного роста FeO и Fe2Oз характерно для хромшпинелидов при метаморфизме в условиях максимальных температур амфиболитовой фации [14]. При минимальных температурах амфиболитовой и в эпидот-амфиболитовой фациях по хромшпинелидам происходит образование феррит-хромита [21]. Наличие минеральной ассоциации энстатит - тальк -вторичный оливин отвечает температурам ~ 680-640 °С и давлениям 6-16 кбар [22]. Хлорит и тремолит образуются при более высоких температурах и еще стабильны в момент появления талька [23]. Установленные Р-Г-параметры являются нижней границей метаморфического преобразования пород в условиях мантии.
Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. ISSN print
2Q Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4 2541-9455 Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. ISSN online Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4 2541-9463
Таблица 5
Состав минералов платиновой группы, сульфидов и сульфоарсенидов Ni в хромшпинелидах из хромититов
Table 5
Composition of platinum group minerals, sulfides and sulfoarsenides of Ni in chromitite chromospinelides
Минерал / Mineral Ru-Ir-Os сплав / Ru-Ir-Od melt Лаурит/ Laurite Лаурит-эрлихманит / Laurite-erlichmanite Иридистый руарсит/ IR-ruarsite Миллерит/ Millerite Вожминит/ Vozhminite
Os 27,08 0,34 20,26 4,5 н.о./ n.d. н.о. / n.d.
Ir 18,00 0,74 9,70 6,5 н.о./ n.d. н.о. / n.d.
Ru 44,17 58,04 33,93 42,1 н.о./ n.d. н.о. / n.d.
Rh 0,74 0,72 н.о. / n.d. н.о. / n.d. н.о./ n.d. н.о. / n.d.
Pt н.о./ n.d. н.о. / n.d. н.о. / n.d. н.о. / n.d. н.о./ n.d. 0,15
Pd 0,21 1,01 0.46 0,2 н.о./ n.d. н.о. / n.d.
Ni н.о./ n.d. н.о. / n.d. н.о. / n.d. 2,3 63,92 58,2
Fe н.о./ n.d. н.о. / n.d. н.о. / n.d. 1,7 1,01 1,4
As 1,53 н.о. / n.d. н.о. / n.d. 6,5 0,44 15,5
S н.о./ n.d. 39,37 34,15 19.9 32,66 18,5
Сумма/ Total 91,73 100,22 98,49 83,7 98,024 93,75
Примечание. Н.о. - не определено. Содержания приведены в мас. %. Note. Н.о. - not dected. Contents are in wt. %.
Рис. 4. Распределение ЭПГ в образце хромитита МХ08, нормированное на хондрит С1 [18]
На диаграмму для сравнения нанесены поля стратиформных хромититов, подиформных высокохромистых и высокоалюминиевых хромититов [19], а также хромититы из Кемпирсайского месторождения [20] Fig. 4. PGE distribution in a МХ08 chromitite sample normalized on C1 chondrite [18]
The fields of stratiform chromitites, podiform high Cr and high Al chromitites [19], chromitites of Kempirsaj deposit [20] are plotted on the diagram for comparison
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
Появление магнетитовых кайм вокруг хромшпинелидов, а также наличие низкотемпературного серпентиниа - хризотила (установлен по данным рентгено-структурного анализа) во всех типах пород являются признаками низкотемпературных метаморфических преобразований. При серпентинизации FeO, MnO, ZnO освобождаются из структур Ol и Px и привносятся в хромшпинель, что приводит к появлению зональности и тонких кайм магнетита в хромшпинелидах. Большая подвижность двухвалентных катионов по сравнению с трехвалентными катионами в хромшпинелидах характерна для зеленосланцевой фации метаморфизма (< 250 °C). Это метаморфическое преобразование происходит уже в условиях земной коры.
Таким образом, развитие более хромистой хромшпинели (Spl2), которая формировалась при достаточно высоких Р-Г-параметрах (680-640 °C, 6-16 кбар) свидетельствует об образовании пи-роксенитов и хромититов в условиях мантии. Центры зерен хромшпинели во всех типах пород сохраняют первичный состав, и он может быть использован для петрогенетических реконструкций. Хромшпинелиды некоторых блоков Эгийнголь-ского массива по составу подобны хром-шпинелидам абиссальных перидотитов, а из большей части массива - хромшпи-нелидам надсубдукционных перидотитов (см. рис. 3, А). Степень частичного плавления, при которой формировались породы, является функцией от хромистости хромшпинелидов [24]. Уравнение F = 10 Ln (Cr#Spl) + 24 позволяет определить степень частичного плавления (F) для перидотитов с хромистостью хромшпинелидов не более 0,6. Рассчитанная из этого уравнения степень плавления для хромшпинелидов ранее изученного западного и одного из участков центрального блока (см. рис. 3, А) варьирует в диапазоне от 13 до 18 %. Полученные значения F обычны для хромшпинелидов абиссаль-
ных перидотитов, которые могли формироваться в зонах спрединга срединно-океанических хребтов, а также задуговых и преддуговых бассейнов [12]. В большей части центрального блока хромшпине-лиды имеют высокую хромистость (до 0,79), свидетельствующую о более высоких степенях плавления. Это характернo для надсубдукционных перидотитов, образующихся при участии субдукционного водного компонента, повышающего степень плавления [1, 11]. Таким образом, составы хромшпинелидов Эгийнголь-ского массива отражают изменение режима плавления - безводное и при участии воды. Ранее такая смена режима плавления интерпретировалась как результат изменения геодинамической обстановки формирования пород, например для перидотитов мантийных секций офиолитов [25]. В последнее время была разработана модель, согласно которой в преддуговых системах при начале суб-дукции образуется зона спрединга и происходит адиабатическое декомпрессион-ное плавление лерцолитовой астено-сферной мантии [26]. В этом процессе влияние субдукционного компонента на мантийные перидотиты и образующиеся расплавы меняется от слабого в начале до заметного на последующих стадиях. Модель опирается на совместное нахождение в разрезах преддуговых базальтов, островодужных толеитов, бонинитов и комплементарных к ним реститовых перидотитов разной степени плавления, которые описаны как в современных океанах [27], так и в офиолитовых комплексах [28].
Отсутствие идиоморфных форм у хромшпинелидов в пироксенитах исключает возможность их образования в результате кристаллизации из расплава. Центры хромшпинелидов маломощных жил ортопироксенитов по форме, размерам и составу подобны хромшпинелидам близлежащих гарцбургитов, этот факт позволяет предположить, что они унасле-
Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. ISSN print
дованы от последних. Кроме того, изменение количества, размера и состава хромшпинелидов зависит не только от состава жил, но и от их мощности. При этом хромшпинелиды пироксенитов в пределах образцов характеризуются широкими вариациями состава как внутри зерна, так и между отдельными зернами. Все это может быть результатом образования пироксенитовых жил по гарцбурги-там при многократном взаимодействии последних с расплавами. В этом процессе происходит растворение унаследованных от гарцбургитов хромшпинелидов с выносом всех компонентов и изменением отношений Cr / Al и Mg / Fe в остаточной хромшпинели. На ранней стадии при формировании ортопироксенитов, в которых еще сохраняются крупные хром-шпинелиды, из них происходит преимущественный вынос хрома по сравнению с алюминием, что приводит к понижению хромистости на краю зерен. Позднее при формировании ортопироксенитов и вебстеритов, в которых размеры хромшпинелидов уменьшаются до первых десятков микрометров, добавляется преимущественный вынос Mg по сравнению с Fe, что приводит и к понижению магне-зиальности остаточных хромшпинелей. Повышение содержания TiO2 в хромшпи-нелидах вебстеритов может быть обусловлено влиянием бонинитоподобных расплавов, как было показано в работе [29].
Основные части хромшпинелидов хромититов имеют такую же хромистость, как и наиболее высокохромистые первичные хромшпинелиды гарцбургитов массива. Но они отличаются от последних более высокими магнезиальностью и содержанием TiO2, поэтому их образование не может быть объяснено реститово-ме-таморфогенной моделью, которая предполагает метаморфическую дифференциацию деплетированного мантийного субстрата и формирование слоистой ду-нит-гарцбургит-хромититовой толщи [30].
Хромититы Эгийнгольского массива имеют геохимические особенности (высокая магнезиальность, отрицательная корреляция между Äl2Ü3 и Cr2Ü3, незначительные содержания TiO2 и Fe2Ü3, обогащение платиноидами иридиевой подгруппы относительно платиновой), которые дают нам основание отнести их к по-диформному типу. Подиформные хроми-титы в свою очередь делятся на высокохромистые и высокоалюминиевые. Первые кроме высокой хромистости (> 0,6) имеют сплавы и сульфиды только Ru-Ir-Os, а также в большей степени обогащены платиноидами иридиевой подгруппы. Все это характерно и для хроми-титов Эгийнгольского массива (см. рис. 4). Отсутствие в МПГ элементов группы платины, их сульфидов и сульфоарсени-дов, а также форма распределения ЭПГ в хромититах, характерная для рестито-вых перидотитов, по-видимому, связаны с реликтовой природой самих МПГ, которые формировались на стадии деплети-рования перидотитов сингенетично с хро-мититами. Подобные находки реликтовых МПГ были описаны для обедненных абиссальных перидотитов разлома Кейна [31] и для рефертилизованных перидотитов массива Лерц [32]. Дальнейшее преобразование сплавов системы Ru-Ir-Os до лаурита (RuS2), а затем эр-лихманита (OsS2) связано с понижением температуры и увеличением фугитивно-сти серы во флюидонасыщенной обстановке, что было показано в работе [33]. Образование сульфоарсенидов Ru, Ir, Os и Ni может происходить в условиях земной коры в результате метаморфического процесса [3]. В пользу этого свидетельствует наличие в хромититах оксидов олова (в статье не приводятся) - элемента, характерного для метаморфоген-ного флюида корового происхождения, что также говорит о смене восстановительных условий окислительными.
Состав хромшпинелидов в хромититах, а именно содержания FeO, MgO,
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
Al2O3 и TiO2, представляют собой функцию от состава родоначального расплава, формировавшего хромит [3, 10, 12]. При расчете состава родоначального расплава применен метод, основанный на зависимости содержания AI2O3 и TiO2 и отношения FeO/MgO в хромшпинелиде и расплаве, предложенный С. Maurel и Р. Maurel [10]. Полученные таким образом содержания Al2O3 и TiO2 в расплавах ро-доначальных для хромититов Эгийнгола равны 10,7-12,9 мас. % и 0,1-0,45 мас. % соответственно и попадают в поле бони-нитов, тяготея к области высоко-Ca разновидностей бонинитов офиолита Тро-одос (рис. 3, E). Отношение FeO / MgO в рассчитанном родительском расплаве варьирует от 0,66 до 1,05 (см. табл. 4). Сходные бонинитовые расплавы были предложены как родоначальные для хро-мититов Кемпирсая (Казахстан) [3]. Среди вулканических формаций Джидин-ской строводужной системы, к которой приурочен исследуемый массив, также были обнаружены высоко-Ca бониниты [6].
Хромититы высоко-Cr типа обычно формируются ниже границы мантия -кора при взаимодействии высоко-Si и низко-Ti субдукционных расплавов с де-плетированными перидотитами - гарц-бургитами и при возможном участии во-донасыщенного флюида [3]. Отсутствие геологических наблюдений о взаимоотношениях хромититов, пироксенитов и перидотитов Эгийнгольского массива затрудняет реставрацию последовательности происходивших процессов. Представляется более вероятным, что хроми-
титы образовались раньше пироксенитов, так как при формировании последних наблюдается растворение, а не кристаллизация хромшпинелидов и расплавы ненасыщенны хромом.
Выводы
1. Хромшпинелиды перидотитов центрального блока Эгийнгольского массива имеют высокую первичную хроми-стость (0,51-0,79), что отражает высокие степени плавления мантийного вещества при образовании пород в надсубдукцион-ной зоне. Присутствие в западном блоке массива перидотитов с низкохромистыми хромшпинелидами (0,35-0,48) свидетельствует о смене режима плавления (безводное - с участием воды).
2. Хромшпинелиды пироксенитов наследуются от вмещающих гарцбурги-тов. Под воздействием просачивающихся бонинитоподобных расплавов происходит их растворение с изменением вначале отношений Сг / Al, а затем и Mg / Fe в остаточной хромшпинели.
3. Хромшпинелиды перидотитов, пироксенитов и хромититов преобразованы регрессивным метаморфизмом. Участки с повышенной хромистостью на краю зерен формируются при Г ~ 680640 °С, Р ~ 6-16 кбар, магнетитовые каймы - во время низкотемпературной серпентинизации (< 250 °С ). Центры зерен хромшпинелидов сохраняют первичный состав.
4. Хромититы соответствуют высокохромистому подиформному типу. Их родоначальный расплав имеет бонинито-вый состав.
Работа выполнена при поддержке гранта Президента РФ НШ-9638.2016.5.
Библиографический список
1. Pearce J.A., Lippard S.J., Roberts S. Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites // Marginal Basin Geology / ed. B.P. Kokelaar, M.F. Howells. London, 1984. Vol. 16. P. 77-94.
2. Kelemen P.B. Genesis of high Mg# andesites and the continental crust // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1995. Vol. 120. P. 1-19.
3. Melcher F., Grum W., Simon G., Thalhammer T.V., Stumpfl E.F. Petrogene-
Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. ISSN print
24 Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4 2541-9455 Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. ISSN online Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4 2541-9463
sis of the Ophiolitic Giant Chromite Deposits of Kempirsai, Kazakhstan: a study of solid and fluid inclusions in chromite // Journal of Petrology. 1997. Vol. 38. P. 1419-1458.
4. Чудненко К.В., Авченко О.В., Вах А.С., Чудненко А.К. Петрологический инструмент для вычисления реального минерального состава горной породы (программа MC) // Геоинформатика. 2014. № 2. С. 44-54. (In Russian).
5. Палесский С.В., Николаева И.В., Козьменко О.А., Аношин Г.Н. Определение элементов платиновой группы и рения в стандартных геологических образцах изотопным разбавлением с масс-спектрометрическим окончанием // Журнал аналитической химии. 2009. Т. 64. № 3. С. 287-291.
6. Альмухамедов А.И., Гордиенко И.В., Кузьмин М.И., Томуртогоо О., То-мурхуу О. Бониниты Джидинской зоны ка-ледонид, Северная Монголия // Доклады Академии Наук. 2001. Т. 377. № 4. С. 526-529.
7. Гордиенко И.В., Гороховский Д.В., Елбаев А.Л., Баянова Т.Б. Новые данные о возрасте раннепалеозойского габброидного и гранитоидного магматизма Джидинской зоны каледонид (Юго-Западное Забайкалье, Северная Монголия) // Доклады Академии Наук. 2015. Т. 463. № 5. С. 576-580.
8. Пинус Г.В. Альпинотипные гипер-базиты Монголии. М.: Наука, 1984. 200 с.
9. Горнова М.А., Кузьмин М.И., Гордиенко И.В., Медведев А.Я., Альмухме-дов А.И. Геохимия и петрология Эгийнгольского перидотитового массива: реставрация условий плавления и взаимодействия с бонинитовым расплавом // Литосфера. 2010. № 5. С. 20-36._
10. Maurel C., Maurel P. Étude expérimentale de la distribution de l'aluminium entre bain silicaté basique et spinelle chromifère. Implications pétrogénétiques: teneur en chrome des spineless // Bulletin de Minéralogie. 1982. Vol. 105. P. 197-202.
11. Parkinson I.J., Pearce J.A. Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana forearc (ODP leg 125): evidence for mantle melting and melt-mantle interaction in the supra-subduction zone setting // Journal of Petrology. 1998. Vol. 39. P. 1577-1618.
12. Dick H.J.B., Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1984. Vol. 86. P. 54-76.
13. Mussalam K., Jung D., Burgath K. Textural features and chemical characteristics of chromites in ultramafic rocks, Chalki-diki Complex (northeastern Greece) // Tschermaks Mineralog. Petrog. Mitt. 1981. Vol. 29. P. 75-101.
14. Muntener O., Hermann J., Tromsdorff V. Cooling history and exhumation of lower-crustal granulite and upper mantle (Malenco, Eastern Central Alps) // Journal of Petrology. 2000. Vol. 41 (2). P. 175-200.
15. Van der Laan S.R., Arculus R.J., Pearce J.A., Murton J.B. Petrography, mineral chemistry, and phase relations of the basement boninite series of Site 786, Izu-Bonin forearc // Fryer P., Pearce J.A., Stok-king L.B. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. 1992. V. 125. Ocean Drilling Program, College station, TX. P.171-202.
16. Cameron W.E. Petrology and origin of primitive lavas from Troodos ophio-lite, Cyprus // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1985. Vol. 89. P. 239-255.
17. Shibata T., Thompson G., Frey F.A. Tholeiitic and alkali basalts from the mid Atlantic ridge at 43°N // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1979. Vol. 70. P.127-141.
18. Naldrett A.J., Duke J.M. Platinum metals magmatic sulfide ores // Science. 1980. Vol. 208 (4451). P. 1417-1424.
19. González-Jiménez J.M. [et al.]. Chromitites in ophiolites: How, where, when, why? Part II. The crystallization of chromitites // Lithos. 2014. Vol. 189. P. 140-158.
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
20. Melcher F., Grum W., Thalhammer T.V., Thalhammer O.A.R. The giant chromite deposits at Kempirsai, Urals: constraints from trace element (PGE, REE) and isotope data // Mineralium Deposita. 1999. Vol. 34. P. 250-272.
21. Santti J., Kontinen A., Sorjonen-Ward P., Johanson B., Pakkanen L. Meta-morphism and Chromite in Serpentinized and Carbonate-Silica-Altered Peridotites of the Paleoproterozoic Outokumpu-Jormua Ophiolite Belt, eastern Finland // International Geology Review. 2006. Vol. 48 (6). P. 494-546.
22. Pawley A.R. The reaction talc + forsterite = enstatite + H2O: New experimental results and petrological implications // American Mineralogist. 1998. Vol. 83 (1). P. 51-57.
23. Khedr M.Z., Arai S., Tamura A., Morishita T. Clinopyroxenes in high-P metaperidotites from Happo-O'ne, central Japan: implications for wedge-transversal chemical change of slab-derived fluids // Li-thos. 2010. Vol. 119 (3). P. 439-456.
24. Hellebrand E., Snow J.E., Dick H.J.B., Hofmann A.W. Coupled major and trace elements as indicators of the extent of melting in mid-ocean-ridge peridotites // Nature. 2001. Vol. 410. P. 677-681.
25. Marchesi C., Garrido C.J., Godard M., Proenza J.A., Gervilla F., Blanco-Moreno J. Petrogenesis of highly depleted peridotites and gabbroic rocks from the Ma-yarí-Baracoa Ophiolitic Belt (eastern Cuba) // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2006. Vol. 151. P. 717-736.
26. Stern R.J., Bloomer S.H. Subduction zone infancy: Examples from the Eocene Izu-Bonin-Mariana and Jurassic California arcs // Geological Society of America Bulletin. 1992. Vol. 104. P. 1621-1636. DOI:
10.1130/0016-7606(1992) 104< 1621: SZIEFT>2.3.CO;2.
27. Reagan M.K., Ishizuka O., Stern R.J., Kelley K.A., Ohara Y., Blichert-Toft J., Bloomer S.H., Cash J., Fryer P., Hanan B.B., Hickey-Vargas R., Ishii T., Kimura J.I., Peater D.W., Rowe M.C., Woods M. Fore-arc basalts and subduction initiation in the Izu-Bonin-Mariana system // Geochemistry Geophysics Geosystems. 2010. Vol. 11 (3). DOI: 10.1029/2009GC002871.
28. Dilek Y., Furnes H. Ophiolite genesis and global tectonics: Geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere // Geological Society of America Bulletin. 2011. Vol. 123. P. 387-411.
29. Pearce J.A., Barker P.F., Edwards S.J., Parkinson I.J., Leat P.T. Geochemistry and tectonic significance of peridotites from the South Sandwich arc-basin system, South Atlantic // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2000. Vol. 139. P. 36-53.
30. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979. 262 с.
31. Luguet A., Shirey S., Lorand J.-P., Horan M.F., Carlson R.C. Residual plati-numgroup minerals from highly depleted harzburgites of the Lherz massif (France) and their role in HSE fractionation of the mantle // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2007. Vol. 71. P. 3082-3097.
32. Lorand J.-P., Alard O., Luguet A. Platinum-group element micronuggets and refertilization process in Lherz orogenic per-idotite (northeastern Pyrenees, France) // Earth and Planetary Science Letters. 2010. Vol. 289. P. 298-310.
33. Kiseleva O., Zhmodik S. PGE mineralization and melt composition of chromitites in Proterozoic ophiolite complexes of Eastern Sayan, Southern Siberia // Geosci-ence Frontiers. 2017. Vol. 8 (4). P. 721-731.
References
1. Pearce J.A., Lippard S.J., Roberts Marginal Basin Geology. London, 1984, vol. S. Characteristics and tectonic significance 16, pp. 77-94.
of supra-subduction zone ophiolites. 2. Kelemen P.B. Genesis of high Mg#
Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. ISSN print
2Q Геология, разведка и разработка месторождений полезных ископаемых Т. 40, № 4 2541-9455 Proceedings of the Siberian Department of the Section of Earth Sciences RANS. ISSN online Geology, Exploration and Development of Mineral Deposits Vol. 40, No. 4 2541-9463
andesites and the continental crust. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1995, vol. 120, pp. 1-19.
3. Melcher F., Grum W., Simon G., Thalhammer T.V., Stumpfl E.F. Pedogenesis of the Ophiolitic Giant Chromite Deposits of Kempirsai, Kazakhstan: a study of solid and fluid inclusions in chromite. Journal of Petrology, 1997, vol. 38, pp. 1419-1458.
4. Chudnenko K.V., Avchenko O.V., Vakh A.S., Chudnenko A.K. Petrological tool for calculating the real mineral composition of the rock (MC program). Geoinformatika [Geoinformatics], 2014, no. 2, pp. 44-54. (In Russian).
5. Palesskii S.V., Nikolaeva I.V., Koz'menko O.A., Anoshin G.N. Determination of platinum-group elements and rhenium in standard geological samples by isotope dilution with mass-spectrometric ending. Zhurnal analiticheskoi khimii [Journal of Analytical Chemistry], 2009, vol. 64, no. 3, pp. 287-291. (In Russian).
6. Al'mukhamedov A.I., Gordienko I.V., Kuz'min M.I., Tomurtogoo O., To-murkhuu O. Boninites of the Dzhida Caledo-nides Zone, Northern Mongolia. Doklady Akademii Nauk [Doklady Earth Sciences], 2001, vol. 377, no. 4, pp. 526-529. (In Russian).
7. Gordienko I.V., Gorokhovskii D.V., Elbaev A.L., Bayanova T.B. New data on the age of the Early Paleozoic gabbroid and granitoid magmatism of the Dzhida Caledo-nides Zone (South-Western Transbaikalia, Northern Mongolia). Doklady Akademii Nauk [Doklady Earth Sciences], 2015, vol. 463, no. 5, pp. 576-580. (In Russian).
8. Pinus G.V. Al'pinotipnye giperbazity Mongolii [Alpinotype hyperbasites of Mongolia]. Moscow: Nauka Publ., 1984, 200 p.
9. Gornova M.A., Kuz'min M.I., Gordienko I.V., Medvedev A.Ya., Al'mu-khmedov A.I. Geochemistry and petrology of the Egiingol peridotite massif: restoration of melting and interaction conditions with bo-ninite melt. Litosfera [Lithosphere], 2010, no. 5, pp. 20-36. (In Russian).
10. Maurel C., Maurel P. Étude expérimentale de la distribution de l'aluminium entre bain silicaté basique et spinelle chromifère. Implications pétrogénétiques: teneur en chrome des spineless. Bulletin de Minéralogie, 1982, vol. 105, pp. 197-202.
11. Parkinson I.J., Pearce J.A. Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana forearc (ODP leg 125): evidence for mantle melting and melt-mantle interaction in the supra-subduction zone setting. Journal of Petrology, 1998, vol. 39, pp. 1577-1618.
12. Dick H.J.B., Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1984, vol. 86, pp. 54-76.
13. Mussalam K., Jung D., Burgath K. Textural features and chemical characteristics of chromites in ultramafic rocks, Chalki-diki Complex (northeastern Greece). Tschermaks Miner-alog. Petrog. Mitt., 1981, vol. 29, pp. 75-101.
14. Muntener O., Hermann J., Tromsdorff V. Cooling history and exhumation of lower-crustal granulite and upper mantle (Malenco, Eastern Central Alps). Journal of Petrology, 2000, vol. 41 (2), pp. 175-200.
15. Van der Laan S.R., Arculus R.J., Pearce J.A., Murton J.B. Petrography, mineral chemistry, and phase relations of the basement boninite series of Site 786, Izu-Bonin forearc. Fryer P., Pearce J.A., Stok-king L.B. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 1992, vol. 125, Ocean Drilling Program, College station, TX, pp. 171-202.
16. Cameron W.E. Petrology and origin of primitive lavas from Troodos ophio-lite, Cyprus. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1985, vol. 89, pp. 239-255.
17. Shibata T., Thompson G., Frey F.A. Tholeiitic and alkali basalts from the mid Atlantic ridge at 43°N. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1979, vol. 70, pp. 127-141.
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
18. Naldrett A.J., Duke J.M. Platinum metals magmatic sulfide ores. Science, 1980, vol. 208 (4451), рр. 1417-1424.
19. González-Jiménez J.M. Chro-mitites in ophiolites: How, where, when, why? Part II. The crystallization of chromitites. Lithos, 2014, vol. 189, рр. 140-158.
20. Melcher F., Grum W., Thalhammer T.V., Thalhammer O.A.R. The giant chromite de-posits at Kempirsai, Urals: constraints from trace element (PGE, REE) and isotope data. Mineralium Deposita, 1999, vol. з4, рр. 250-272.
21. Santti J., Kontinen A., Sorjonen-Ward P., Johanson B., Pakkanen L. Meta-morphism and Chromite in Serpentinized and Carbonate-Silica-Altered Peridotites of the Paleoproterozoic Outokumpu-Jormua Ophiolite Belt, eastern Finland. International Geology Review, 2006, vol. 48 (6), рр. 494-546.
22. Pawley A.R. The reaction talc + forsterite = enstatite + H2O: New experimental results and petrological implications. American Mineralogist, 1998, vol. 83 (1), рр. 51 -57.
23. Khedr M.Z., Arai S., Tamura A., Morishita T. Clinopyroxenes in high-P metaperido-tites from Happo-O'ne, central Japan: implications for wedge-transversal chemical change of slab-derived fluids. Lithos, 2010, vol. 119 (3), рр. 439-456.
24. Hellebrand E., Snow J.E., Dick H.J.B., Hofmann A.W. Coupled major and trace elements as indicators of the extent of melting in mid-ocean-ridge peridotites. Nature, 2001, vol. 410, рр. 677-681.
25. Marchesi C., Garrido C.J., Godard M., Proenza J.A., Gervilla F., Blanco-Moreno J. Petrogenesis of highly depleted peridotites and gabbroic rocks from the Ma-yarí-Baracoa Ophiolitic Belt (eastern Cuba). Contributions to Mineralogy and Petrology, 2006, vol. 151, рр. 717-736.
26. Stern R.J., Bloomer S.H. Subduction zone infancy: Examples from the Eo-
cene Izu-Bonin-Mariana and Jurassic California arcs. Geological Society of America Bulletin, 1992, vol. 104, рр. 1621-1636. DOI: 10.1130/0016-7606(1992)104<1621 : SZIEFT>2.3.CO;2.
27. Reagan M.K., Ishizuka O., Stern R.J., Kelley K.A., Ohara Y., Blichert-Toft J., Bloomer S.H., Cash J., Fryer P., Hanan B.B., Hickey-Vargas R., Ishii T., Kimura J.I., Peater D.W., Rowe M.C., Woods M. Fore-arc basalts and subduction initiation in the Izu-Bonin-Mariana system. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2010, vol. 11 (3). DOI:10.1029/2009GC002871.
28. Dilek Y., Furnes H. Ophiolite genesis and global tectonics: Geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere. Geological Society of America Bulletin, 2011, vol. 123, рр. 387-411.
29. Pearce J.A., Barker P.F., Edwards S.J., Parkinson I.J., Leat P.T. Geochemistry and tectonic significance of peridotites from the South Sandwich arc-basin system, South Atlantic. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2000, vol. 139, рр. 36-53.
30. Kolman R.G. Ofiolity [Ophiolites]. Moscow: Mir Publ., 1979, 262 p.
31. Luguet A., Shirey S., Lorand J.-P., Horan M.F., Carlson R.C. Residual plati-numgroup minerals from highly depleted harzburgites of the Lherz massif (France) and their role in HSE fractionation of the mantle. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2007, vol. 71, рр. 3082-3097.
32. Lorand J.-P., Alard O., Luguet A. Platinum-group element micronuggets and referti-lization process in Lherz orogenic peridotite (northeastern Pyrenees, France). Earth and Planetary Science Letters, 2010, vol. 289, рр. 298-310.
33. Kiseleva O., Zhmodik S. PGE mineralization and melt composition of chro-mitites in Proterozoic ophiolite complexes of Eastern Sayan, Southern Siberia. Geosci-ence Frontiers, 2017, vol. 8 (4), рр. 721-731.
Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. ISSN print
Критерии авторства
Каримов А.А., Горнова М.А., Беляев В.А., Энхбат Д. подготовили статью, имеют равные авторские права и несут одинаковую ответственность за плагиат.
Конфликт интересов
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
Статья поступила 29.08.2017 г.
Authorship criteria
Karimov A.A., Gornova M.A., Belyaev V.A., Enkhbat D. have prepared the article for publication, have equal author's rights and bear equal responsibility for plagiarism.
Conflict of interests
The authors declare that there is no conflict of interests regarding the publication of this article.
The article was received 29 August 2017
ISSN print Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН.
