К ВОПРОСУ О ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ РАСПЛАВА В ПРОМЕЖУТОЧНОЙ КАМЕРЕ (НА ПРИМЕРЕ ДИФФЕРЕНЦИРОВАННЫХ ИНТРУЗИВОВ ЗАПАДНОГО СКЛОНА ЮЖНОГО УРАЛА) Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

БОГ https://doi.Org/10.18599/grs.2021.4.10 УДК 552.5

К вопросу о дифференциации расплава в промежуточной камере (на примере дифференцированных интрузивов западного склона Южного Урала)

С.Г. Ковалев*, С.С. Ковалев

Институт геологии УФИЦ РАН, Уфа, Россия

В статье приводятся материалы по анализу химического состава силикатов и алюмосиликатов, слагающих дифференцированное тело мисаелгинского комплекса, которые позволили расчетными методами восстановить термобарические параметры кристаллизации расплава в промежуточной камере.

Установлено наличие высокотемпературных (1472 °С) интрателлурических кристаллов оливина, характеризующих процесс магмогенерации в мантии и оливина, кристаллизующегося в условиях промежуточной камеры (1050-1183 °С). Рассчитанная температура кристаллизации пироксенов свидетельствует о том, что они кристаллизовались совместно с оливином основной массы пород, а установленные вариации Р-Т параметров (Т = 950-1045°С, Р = 4.0-7.4 кбар) для плагиоклаза и амфибола завершают количественную характеристику высокотемпературных процессов кристаллизации расплава.

Показано, что рассчитанные Р-Т параметры кристаллизации расплава, сформировавшего интрузивный массив, позволяют отнести его ультраосновной горизонт к пикритовым комплексам второго типа, выделенным нами ранее.

Моделирование процесса кристаллизации осуществленное с использованием двух моделей - по алгоритму Х.Д. Натана и К.К. Ван-Кирка и программному продукту КОМАГМАТ, позволили установить, что наиболее вероятным механизмом формирования дифференцированного тела мисаелгинского комплекса являлась направленная кристаллизация с гравитационным осаждением оливина на начальных стадиях процесса становления массива.

Ключевые слова: Южный Урал, дифференцированное тело, оливин, клинопироксен, ортопироксен, моделирование, температура кристаллизации, дифференциация расплава, ликвидусные фазы

Для цитирования: Ковалев С.Г., Ковалев С.С. (2021). К вопросу о дифференциации расплава в промежуточной камере (на примере дифференцированных интрузивов западного склона Южного Урала). Георесурсы, 23(4), с. 80-95. DOI: https://doi.Org/10.18599/grs.2021.4.10

Введение

Процессы дифференциации вещества при формировании магматических пород основного-ультраосновного состава изучаются уже около 100 лет, со времени новаторской работы Боуэна (Bowen, 1928) и классических исследований Л.П. Уэйджера и Г. Брауна (Уэйджер, Браун, 1970). Количественное физико-химическое изучение магматических процессов началось с экспериментальных исследований бинарных и тройных силикатных систем с ограниченным набором компонентов. Интерпретация равновесий с участием природных расплавов проводилась главным образом посредством проекций составов магм на диаграммы состояния упрощенных систем. Усовершенствованная в последние годы лабораторно-экспериментальная и аналитическая база позволила существенно изменить эти взгляды, что выразилось в «лавинообразном» количестве публикаций, посвященных экспериментам по плавлению и кристаллизации горных пород при различных Р-Т условиях и с различным количеством компонентов.

Во второй половине ХХ века и начале XXI века разработаны многочисленные модели, рассчитывающие

* Ответственный автор: Сергей Григорьевич Ковалев

e-mail: kovalev@ufaras.ru

© 2021 Коллектив авторов

температуры кристаллизации силикатных минералов, порядок их выделения и поведение остаточного расплава (Roedder, Emslie, 1970; Nathan, Vankirk, 1978; Nielsen, 1985, 1988; Арискин и др., 1986, 1993; Френкель и др., 1988; Beattie, 1993; Арискин, Бармина, 2000 и многие другие). Дальнейшее развитие моделей было направлено на изучение поведения микроэлементов и изотопных отношений в магматических системах при частичном плавлении, фракционной кристаллизации, смешивании магматических расплавов, контаминации корового материала в сочетании с фракционной кристаллизацией (DePaolo 1981; Powell 1984; Aitcheson, Forrest 1994; Bohrson, Spera 2001, 2002; Spera, Bohrson 2001, 2002, 2004; Бычков, Коптев-Дворников, 2005).

Несмотря на большое количество публикаций, посвященных проблеме дифференциации вещества при формировании магматических пород (Namur et al., 2010, Humphreys, 2011; Toramaru, Matsumoto, 2012; Leuthold et al., 2014; Gillis et al., 2014; Layered Intrusions, 2015; Ерофеева и др., 2019 и многие другие), значительную проблему, с нашей точки зрения, представляет ограниченное количество реальных геологических объектов, которые используются (либо могут быть использованы) для верификации разработанных программных продуктов. Целью данной работы является попытка на обширном авторском материале рассмотреть механизм дифференциации

расплава в промежуточной камере на примере дифференцированных тел мисаелгинского комплекса, расположенных на западном склоне Южного Урала.

Методы исследований

Разрез интрузивных тел был изучен по керну скважины. Минералы изучались на растровом электронном микроскопе РЭММА-202М с рентгеновским энерго-дис-персионным спектрометром LZ-5 (SiLi детектор, разрешение 140 ev) и детекторами вторичных (SE) и отраженных (COOMPO) электронов в Институте минералогии УрО РАН (г. Миасс, аналитик В.А. Котляров). При проведении количественного анализа в точке применялось ускоряющее напряжение 20-30 kV при токах зонда от 4 до 6 nA. При анализе состава минералов использовались стандарты чистых металлов (Micro-Analysis Consultants LT, LTD, X-RAY Microprobe standards, Registered Stsndard Number 1362) или стандарты синтетических (или природных) минералов (Astimex Scietific Limited, MINM 25-53, Minerai Mount Serial N0:01-044).

Результаты исследований

Мисаелгинский комплекс представлен двумя дифференцированными феррогаббро-долерит-пикритовыми телами, выявленными в юго-западной части Тараташского метаморфического комплекса, расположенного в Западно-Уральской мегазоне (Алексеев, 1984; Ковалев, 1996). На сегодняшний день возраст этих тел базируется на определениях K-Ar методом - 780 млн лет (Ленных, Петров, 1978) и Rb-Sr - 726 ± 13 млн лет (Ковалев, 1996).

Интрузивные массивы образуют пологопадающие на запад тела мощностью 45 и более 216 м (рис. 1). В их сложении участвуют: оливиновые долериты, порфировид-ные пикродолериты (обе разновидности в подчиненных количествах в эндоконтактовых зонах), среднезерни-стые пикриты и пикродолериты, габбро-долериты и феррогаббро-долериты.

При проведении детального петрографического изучения в крупном интрузиве выделены следующие горизонты (снизу вверх): нижняя эндоконтактовая зона мощностью —1.0—1.5 м, пикритовый горизонт —110-112 м, габбровый горизонт - 100-110 м.

Нижняя эндоконтактовая зона сложена оливиновыми долеритами и порфировидными пикродолеритами. По внешнему облику это темные (до черных), темно-зеленые породы со среднезернистной порфировидной структурой и массивной текстурой. Минеральный состав включает: оливин, ортопироксен, клинопироксен, плагиоклаз, бурую роговую обманку, биотит, магнетит, титаномагнетит, ильменит, сульфиды, апатит, титанит.

Пикритовый горизонт представлен темно-серыми массивными, среднезернистыми пикритами, микроструктурные особенности и минеральный состав которых изменяются (постепенно) в зависимости от местоположения в разрезе. Для нижней части характерны пойкилитовые структуры, в которых часто присутствуют скопления оливина, образующие гломеропорфировые выделения (рис. 2).

Далее вверх по разрезу структуры переходят в ги-пидиоморфнозернистые с элементами порфировидных. В качестве порфировидных вкрапленников выступают

Рис. 1. Структурная схема Урала (а), геологическая схема тараташского комплекса (б) и участка «Магнитный» с телами пород мисаелгинского комплекса (в). Мегазоны Урала: 1 - Пред-уральская; 2 - Западно-Уральская, 3 - Центрально-Уральская, 4 - Тагильская, 5 - Магнитогорская, 6 - Восточно-Уральская; 7 - отложения айской свиты (RF1); 8 - архей-протерозой-ские отложения нерасчлененные; 9 - тектонические зоны с бластомилонитами; 10 - разновозрастные дайки базитов; 11 - мигматиты; 12 - гранат-биотитовые гнейсы; 13 - расслоенные тела мисаелгинского комплекса

кристаллы ортопироксена. Изменение минерального состава снизу вверх по разрезу заключаются в закономерном уменьшении количества оливина и ортопироксена. В сложении пород участвуют оливин (10-20 %), ортопи-роксен (10-20 %), клинопироксен (30-40 %), плагиоклаз (10-20 %), биотит (2-3 %), магнетит (2-3 %), ильменит (пикроильменит) (1-2 %), хромшпинелид (хроммагнетит) (1-2 %), халькопирит (0-2 %), пирротин (0-2 %), пентлан-дит (0-2 %). Ассоциация вторичных минералов состоит из актинолита, серпентина, талька, хлорита, серицита, карбоната, а также тонкодисперсного магнетита.

Габбровый горизонт сложен двупироксеновыми габбро, феррогаббро-долеритами, их более лейкократовыми разновидностями (рис. 2) до жильных плагиогранитов. Структуры пород меняются от порфировидных до офитовых, гипидиоморфнозернистых - габбровых (в про-жилковых плагиогранитах - гипидиоморфнозернистые, гранитовые). Минеральный состав включает клинопироксен (40-45 %), ортопироксен (0-5 %), плагиоклаз (40-45 %), амфибол (10-15 %), биотит (3-5 %), магнетит (3-5 %), титаномагнетит (5-10 %), сульфиды (1-3 %) (при преобладании пирита). Ассоциация вторичных минералов представлена амфиболом (зеленая роговая обманка, актинолит), альбитом, серицитом, эпидотом, хлоритом, тальком, титанитом, магнетитом и лейкоксеном.

НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ

www.geors.ru ГЕОРЕСУРСЫ

□ЛИ ЕЮ2 Г^Нз П»~|4 Рис. 2. Петрографический разрез и микрофотографии пород мисаелгинского комплекса: о1 - оливин; орх - ортопироксен; срх - клинопироксен; р1 - плагиоклаз; ат/- амфибол; Ы - биотит. 1 - оливин; 2 - клинопироксен; 3 - ортопироксен; 4 - плагиоклаз; 5 - рудные минералы

В верхних частях тела присутствует прожилок пла-гиогранитного состава мощностью 5-8 см, сложенный плагиоклазом № 4-46 (от альбита до андезина) в количестве до 40-60 %, серицитом, магнетитом, апатитом и кварцем, который является наиболее кислым дериватом магмы, сформировавшей интрузив.

Оливин представлен кристаллами двух генераций. К первой (ранней) относятся выделения размером 0.8-1.3 мм, имеющие зональное строение, центральные части которых соответствуют 88 Fo (форстеритовый минал), а краевые - 73 Fo. В основной массе пород минерал представлен идиоморфными кристаллами размером 0.3-1.0 мм. Содержание его колеблется от единичных кристаллов в нижней зоне до 10-20 % в центральных частях пикритового горизонта. Часто оливин второй генерации образует гломеропорфировые скопления и сростки, наблюдается обрастание его кристаллов орто- и клинопироксеном, а также пойкилитовые включения в последнем. В составе минерала присутствует постоянная примесь МпО (от 0.1 до 0.57 мас. %) и N10 (от 0.09 до 0.62 мас. %) (табл. 1).

Кроме того, наблюдается скрытая расслоенность, заключающаяся в уменьшении форстеритового минала при движении снизу вверх по разрезу тела. Расчеты температуры кристаллизации, выполненные по оливин-клино-пироксеновому геотермометру (Loucks, 1996), показали, что Т оливина из основной массы пород варьируют

кристал. Г Г Г ^

в пределах от 1050 °С до 1183 °С, в то время как в центральных частях относительно крупных порфировидных выделений она составляет 1472 °С (табл. 1).

На рисунке 3 показаны зависимости содержаний FeО, S102, N10 и МпО от количества форстеритового минала в оливинах из пикритовых и пикродолеритовых комплексов также залегающих в виде силлов, пластовых интрузивов и даек западного склона Южного Урала, материалы по которым заимствованы из опубликованных работ (Ковалев, 2011; Сазонова и др., 2011; Носова и др., 2012; Ковалев и др., 2018). Анализ полученного материала позволяет сделать следующие выводы:

- на диаграммах Fo-Fe0 и Fo-S102 максимальный разброс содержаний этих компонентов характеризует химический состав оливинов в пикритах западного склона

№ п/п SiO2 AI2O3 FeO MnO MgO NiO Сумма Fo Т, С°

1 37.52 н.п.о. 27.8 0.47 33.71 н.п.о. 99.5 68.3 1050.1

2 37.41 0.11 28.48 0.49 33.02 0.09 99.6 67.4 1069.9

3 37.42 0.07 27.28 0.42 33.93 0.43 99.55 68.9 1072.4

4 37.35 н.п.о. 27.69 0.57 34.03 н.п.о. 99.64 68.6 1115.9

5 37.92 н.п.о. 27.04 н.п.о. 34.63 н.п.о. 99.59 69.5 1134.7

6 36.89 н.п.о. 27.89 0.54 34.1 0.24 99.66 68.5 1138.5

7 38.59 0.05 22.77 0.2 37.79 0.47 99.87 74.7 1167.8

8 38.52 0.13 23.33 0.1 37.6 0.3 99.98 74.1 1183.9

9 38.78 н.п.о. 22.53 0.19 37.88 0.25 99.63 74.9 -

10 38.25 н.п.о. 22.51 0.37 38.14 0.23 99.59 75.1 -

11 38.33 0.08 21.85 0.45 38.47 0.46 99.64 75.8 -

12 38.49 0.01 21.57 0.27 38.65 0.62 99.61 76.1 -

13 38.05 0.05 23.0 0.32 37.51 0.51 99.44 74.3 -

14 38.36 0.09 23.26 0.43 36.87 0.37 99.38 73.8 -

15 37.95 0.06 23.78 0.48 36.96 0.46 99.69 73.4 -

16 37.79 0.1 23.73 0.43 37.09 0.31 99.45 73.5 -

17 38.48 н.п.о. 21.72 0.36 38.26 0.35 99.17 75.8 -

18 38.43 н.п.о. 23.32 0.17 37.42 0.22 99.56 74.1 -

19 38.01 н.п.о. 23.65 0.36 37.1 0.43 99.55 73.6 -

20 37.77 н.п.о. 24.5 0.19 36.65 0.25 99.36 72.7 -

21 38.6 н.п.о. 22.08 0.18 38.25 0.22 99.33 75.5 -

22 37.92 н.п.о. 25.59 0.46 35.54 0.3 99.81 71.2 -

23 37.42 0.1 27.15 0.46 34.18 0.3 99.61 69.1 -

24 37.26 н.п.о. 25.84 0.43 35.66 0.36 99.55 71.1 -

25 40.35 н.п.о. 11.7 0 46.89 0.46 99.4 87.7 1472.3

Табл. 1. Химические составы оливина из пород мисаелгинского комплекса (мас. %). № 1-24 оливин основной массы, № 25 -ник. В № 9 установлено 0.09 мас. % Сг2й3. Здесь и далее н.п.о. - ниже предела обнаружения.

вкраплен-

SCIENT1FIC AND TECHNICAL JOURNAL

GEGRESURSY

Южного Урала, при этом оливины мисаелгинского комплекса занимают вполне определенный интервал этой последовательности (67.4-76.1 Fo), характеризуя расплав, из которого они образовались, и его сходство/отличие от аналогов. Кроме того, важно отметить, что точка, соответствующая центру кристаллов (87.7 Fo) оторвана от последовательности, что может служить доказательством интрателлурической природы этих образований;

- как было установлено L.H. Fuchs с соавторами, модальное содержание NiO в оливинах мантийных пород равно 0.4 мас. % (Fuchs et al., 1973). Из диаграммы Fo-NiO (рис. 3) видно, что большая часть фигуративных точек составов оливинов лысогорского и ишлинского комплексов, а также точка, характеризующая центр кристаллов оливина из мисаелгинского комплекса, группируются вокруг значения 0.4 мас. % NiO, в то время как для оливина основной массы пород мисаелгинского комплекса разброс значений составляет от ниже предела обнаружения метода до 0.62 мас. %. В работе (Campbell, Roeder, 1968) установлено влияние фугитивности кислорода на вхождение никеля в состав оливина. Параллельно с окислением железа в оливине и выносом из него Fe3+ минерал обогащается никелем. Кроме того, снижение содержания NiO и фаялитовой молекулы в оливине может быть связано с увеличением фугитивности серы, приводящим к выносу Ni и образованию пентландита. Таким образом, все вариации содержаний NiO в «мисаелгинских» оливинах могли быть обусловлены процессом внутрикамерной дифференциации при меняющихся физико-химических параметрах расплава;

- количество MnO в оливинах из пикритов всех комплексов подвержено значительным колебаниям; наименее марганцевистыми являются оливины из пород ишлинско-го комплекса, а максимальные содержания и разброс значений (ниже пределов обнаружения - 0.27 мас. %) характерны для оливинов из пород мисаелгинского комплекса (рис. 3). По данным М. Миямото с соаторами (Miyamoto et al., 1993) содержание марганца и железа в оливине связано

Рис. 3. Бинарные диаграммы для оливинов из пикритовых и пикродолеритовых комплексов западного склона Южного Урала. 1 - мисаелгинский комплекс; 2 - пикриты скв. №7; 3 - лысо-горский комплекс; 4 - ишлинский комплекс. 3 по (Носова и др., 2012). Цветные линии - тренды.

с окислительно-восстановительными условиям минера-лообразования, а положительная корреляция между Mn и Fe характеризует температурные условия образования оливина. В нашем случае наблюдается прямая корреляционная зависимость между этими компонентами, которая, точно также как и содержание никеля, свидетельствует о зависимости вариаций примесных элементов в оливине от процесса внутрикамерной дифференциации расплава.

В нашем случае наблюдается прямая корреляционная зависимость между этими компонентами, которая, точно также как и содержание никеля, свидетельствует о зависимости вариаций примесных элементов в оливине от процесса внутрикамерной дифференциации расплава (De Hoog et al., 2010).

Кристаллы клинопироксена в целом обуславливают порфировидный облик пород пикритового горизонта. Его количество, также, как и размеры отдельных кристаллов, увеличиваются снизу вверх по разрезу (содержание - от 25 до 30-40 %, размеры - от 0.6 до 1.2 мм). Форма выделений варьирует от ксеноморфной до идиоморфной. Очень часто его кристаллы образуют гломерокристал-лические и гломеропорфировые сростки. В габбровом горизонте клинопироксен представлен призматическими идиоморфными и субидиоморфными до ксеноморфных кристаллами, формируя совместно с плагиоклазом габ-бровую и долеритовую структуры пород. Химический состав клинопироксена приведен в таблице 2.

На классификационной диаграмме (рис. 4) все составы клинопироксенов группируются в поле авгита на границе с его магниевой разновидностью.

В породах встречаются зональные кристаллы, в которых центральные части обеднены по сравнению с краевыми - SiO2, TiO2, MgO, CaO, Na2O и обогащены FeO и Al203. Несмотря на относительно локальное поле, которое образуют точки составов клинопироксенов на диаграмме Mg-Ca-Fe (рис. 4), между химическими составами минералов из пикритового и габбрового горизонтов существуют заметные различия (скрытая расслоенность).

В частности, в первых содержится больше ТЮ2средн (0.62 и 0.16 мас. %, соответственно), Al О (2.47 и 1.41 мас. %),

2 Зсредн. v

MgOw (15.25 и 13.27 мас. %), NaO (0.47 и 0.38 мас. %)

2 средн.

и меньше FeO

средн.

мас. %Х саОредН. мас. %) и MnO

средн.

мас. %). Кроме того, в составе клинопироксенов из пикрито-вого горизонта установлена постоянная примесь Cr2O3 (от 0.11 до 0.69 мас. %), отсутствующая в аналогах из габбрового горизонта (табл. 2).

Результаты сравнительного анализа клинопироксенов из ха-растеризуемых пород с аналогами из пикритовых и пикродоле-ритовых компплексов западного склона Южного Урала (рис. 5) можно свести к следующему:

(7.24 и 9.63 (20.29 и 21.51 (0.03 и 0.11

НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ

№ п/п SiO2 TiO2 Al2Os Cr2Os FeO MnO MgO CaO Na2O Сумма

1 52.56 0.51 2.41 н.п.о. 8.46 0.1 14.15 20.81 0.51 99.51

2 52.67 0.5 2.67 н.п.о. 9.58 0.11 14.43 19.68 0.18 99.82

3 52.62 0.36 2.17 н.п.о. 8.63 0.08 14.29 20.83 0.48 99.46

4 53.96 н.п.о. 0.62 н.п.о. 8.89 0.15 13.61 21.71 0.41 99.35

5 53.35 0.24 1.73 н.п.о. 8.74 0.15 14.2 20.55 0.54 99.5

6 50.9 н.п.о. 4.07 н.п.о. 13.29 н.п.о. 14.49 16.82 0.26 99.83

7 53.47 0.41 1.97 н.п.о. 8.71 н.п.о. 14.88 19.6 0.55 99.59

8 54.0 0.1 0.81 н.п.о. 8.35 н.п.о. 14.12 21.33 0.55 99.26

9 54.14 0.13 1.24 н.п.о. 8.83 0.07 14.13 20.88 0.28 99.7

10 51.62 0.06 0.84 н.п.о. 12.55 0.18 11.5 22.64 0.24 99.63

11 54.12 н.п.о. 0.45 н.п.о. 9.12 0.13 12.44 23.12 0.53 99.91

12 53.84 н.п.о. 0.26 н.п.о. 7.84 0.1 13.27 23.91 0.31 99.53

13 53.78 н.п.о. 0.24 н.п.о. 8.01 0.26 12.84 24.12 0.42 99.67

14 53.67 н.п.о. 0.98 н.п.о. 9.34 н.п.о. 13.17 21.88 0.45 99.49

15 52.55 н.п.о. 0.3 н.п.о. 11.21 0.27 11.27 23.37 0.06 99.03

16 51.02 н.п.о. 2.97 н.п.о. 11.22 н.п.о. 10.36 23.81 н.п.о. 99.38

17 53.53 н.п.о. 0.71 н.п.о. 12.15 0.27 12.58 19.99 0.33 99.56

18 53.62 н.п.о. 0.37 н.п.о. 7.81 0.14 13.89 23.24 0.27 99.34

19 52.32 0.72 2.81 н.п.о. 8.19 0.07 12.88 21.98 0.85 99.82

20 53.83 н.п.о. 0.74 н.п.о. 7.7 н.п.о. 14.12 22.23 0.54 99.16

21 53.91 н.п.о. 0.41 н.п.о. 7.2 н.п.о. 14.25 23.19 0.54 99.5

22 53.9 н.п.о. 0.72 н.п.о. 8.28 0.15 13.95 22.33 0.29 99.62

23 54.19 н.п.о. 0.43 н.п.о. 7.8 н.п.о. 13.78 22.88 0.05 99.13

24 52.93 н.п.о. 0.33 н.п.о. 7.09 0.11 13.16 23.07 0.57 97.26

25 52.52 0.42 2.51 н.п.о. 1.97 0.1 14.92 19.64 0.27 92.35

26 52.68 0.28 1.94 н.п.о. 8.79 0.13 15.21 20.27 0.29 99.59

27 51.07 0.65 3.12 н.п.о. 8.5 0.06 14.25 20.98 0.6 99.23

28 52.91 0.45 2.25 н.п.о. 7.84 н.п.о. 15.85 19.94 0.23 99.47

29 52.36 0.53 2.84 н.п.о. 8.29 0.11 15.19 20.05 0.14 99.51

30 51.83 0.72 3.67 н.п.о. 7.97 н.п.о. 14.98 20.08 0.34 99.59

31 52.52 0.34 2.54 н.п.о. 8.59 н.п.о. 14.55 20.13 0.52 99.19

32 53.48 0.48 2.08 0.59 6.35 0.03 17.01 18.92 0.61 99.55

33 54.18 0.1 1.63 0.24 6.29 н.п.о. 15.45 20.92 0.72 99.53

34 53.91 0.26 1.53 0.3 5.93 0.06 15.25 21.37 0.73 99.34

35 52.72 0.78 2.78 0.54 7.99 н.п.о. 16.88 17.57 0.46 99.72

36 52.31 0.94 2.62 0.11 7.48 0.15 14.81 20.22 0.56 99.2

37 51.47 1.11 2.87 0.28 7 н.п.о. 13.86 22.24 0.36 99.19

38 53.76 0.23 1.18 н.п.о. 5.68 н.п.о. 16.17 22.04 0.26 99.32

39 52.08 0.95 2.88 0.29 7.97 0.09 15.81 18.44 0.51 99.02

40 53.9 0.3 2.03 0.23 6.47 0.04 15.34 20.95 0.51 99.77

41 52.92 0.62 2.4 0.19 6.81 н.п.о. 15.5 20.57 0.52 99.53

42 52.65 0.7 3.02 н.п.о. 7.18 н.п.о. 16.19 19.76 0.33 99.83

43 50.57 1.73 4.49 0.52 6.64 0.1 15.06 20.24 0.41 99.76

44 51.19 1.57 4.02 0.69 6.66 н.п.о. 14.83 20.27 0.62 99.85

45 52.13 0.94 2.97 н.п.о. 6.3 н.п.о. 16.64 20.09 0.34 99.41

46 51.87 1.03 3.54 н.п.о. 8.09 н.п.о. 15.49 18.79 0.48 99.29

47 52.57 0.87 3.48 н.п.о. 7.12 н.п.о. 15.86 19 0.71 99.61

48 52.11 0.8 3.13 н.п.о. 7.63 н.п.о. 16.2 18.82 0.39 99.08

49 51.51 1.21 4.07 н.п.о. 7.85 н.п.о. 15.43 18.53 0.57 99.17

50 53.54 0.61 2.61 н.п.о. 7.7 н.п.о. 16.1 18.79 0.55 99.9

51 51.99 1.33 4.21 н.п.о. 8.02 н.п.о. 15.91 16.96 1.05 99.47

Табл. 2. Химические составы клинопироксена из пород мисаелгинского комплекса (мас. %). № 1-19 - габбро, № 20-51 - пикриты.

- в направлении от габброидов к пикритам в кли-нопироксене возрастает количество титана, хрома, алюминия и натрия при уменьшении железа и кальция, что характеризует нормальный процесс внутрикамерной дифференциации;

- как и в случае с оливином, клинопироксен из пикри-тов мисаелгинского комплекса близок по всем параметрам к аналогам из пикритов скв. № 7 (Сазонова и др., 2011) и пикритам и пикродолеритам лысогорского комплекса, отличаясь в значительной степени от клинопироксена из пикритов ишлинского комплекса (Сазонова и др., 2011) по содержанию MgO, что свидетельствует, в первую очередь, о сходстве/различиях в химическом составе расплавов и условиях их генерации;

- наиболее близкими по практически всем рассматриваемым параметрам к клинопироксенам мисаелгинского комплекса оказываются аналоги из габброидов и пирок-сенитов Кусинско-Копанского комплекса (Сазонова и др., 2011), что имеет, на наш взгляд, принципиальное значение.

Ортопироксен присутствует в породах пикритового горизонта в количестве 3-8 %, в низах габбрового - 1-3 %. Минерал представлен удлиненными идиоморфными призмами, с размерами по удлинению от 2-3 мм до 6.0-6.5 мм, плеохроирующими в розовато-зеленоватых тонах. Часто наблюдается обрастание ортопироксеном оливина, а также крупные хадакристаллы с пойкилитово включенными ойкокристаллами оливина и клинопироксена (рис. 2). В его химическом составе установлены примеси ТЮ2 (от

1 п—I—I—Г

О 20 40 60 80 10

Рис. 4. Классификационная диаграмма для пироксенов из пород мисаелгинского комплекса: 1 - пироксены габбрового горизонта; 2 - пироксены пикритового горизонта

0.1 до 0.64 мас. %), Al203 (от 0.5 до 2.39 мас. %), Сг203 (от 0.08 до 0.69 мас. %), MnO (от 0.07 до 0.21 мас. %), Na20 (от 0.1 до 0.44 мас. %), K2O (от 0.03 до 0.1 мас. %) (табл. 3). Постоянная примесь СаО (от 0.31 до 2.35 мас. %) позволяет диагностировать ортопироксен как клиноэнстатит (рис. 4). Усредненная температура кристаллизации, рассчитанная по двупироксеновым геотермометрам (Wood, Banno, 1973; Wells, 1977; Perchuk et al., 1977; Kretz, 1982) равна 1071-1073 °C (табл. 4) и свидетельствует о том, что пироксены кристаллизовались совместно с оливином основной массы пород.

"ПО,

• •

• о ж

/V ••• г.- * «

ф • • • • *

МдО

МдО

FeO

• •

. .4 ¿'¿I ф

• «* •

•

МдО

СаО

МдО

• 1 «¡2 оЗ ®4 ®5 *6

МдО

Рис. 5. Бинарные диаграммы для клинопироксенов из пикритовых и пикродолеритовых комплексов западного склона Южного Урала. 1 — клинопироксены габброидов мисаелгинского комплекса; 2 — клинопироксены пикритов мисаелгинского комплекса; 3 — клинопироксены габброидов и пироксенитов Кусинско-Копанского комплекса; 4 — клинопироксены пикритов скв. № 7; 5 — клинопироксены пикритов и пикродолеритов лысогорского комплекса; 6 — клинопироксены пикритов ишлинского комплекса; 7 — направление изменения компонентов от габброидов к пикритам в клинопироксенах мисаелгинского комплекса. 3, 4, 6 по (Сазонова и др., 2011), 5 — авторские материалы.

Плагиоклаз в пикритовом горизонте резко ксено-морфен по отношению к темноцветным минералам и выполняет интерстициальное пространство между ними. Лишь вблизи непосредственного контакта с вмещающими породами он имеет таблитчато-лейстовидную форму. Количество его в пикритах составляет 10-30 %. В габбровом горизонте плагиоклаз представлен либо широкотаблитчатыми кристаллами, либо ксеноморфными выделениями, характерными для габбровой структуры. Количество его повышается до 40-50 %. В химическом составе плагиоклазов установлены FeO (от 0.11 до 1.84 мас. %) и MgO (от 0.01 до 0.37 мас. %). Кроме того, во всех плагиоклазах установлена примесь калия, варьирующая в пределах от 0.07 до 0.68 мас. % (табл. 5), а состав изменяется от альбита до лабрадора.

Интересная особенность наблюдается на диаграмме АЬ-Ог-Ап (рис. 6), где точки содержаний АЬ и Ап в плагиоклазах из пикритового горизонта образуют непрерывный ряд от альбита до лабрадора, в то время как для аналогов из габбрового горизонта фиксируется относительно четко проявленный разрыв в районе границы между олигоклазом и андезином. Вероятнее всего эта особенность является результатом различий в условиях процесса кристаллизации (раскристаллизация интеркуму-лусного расплава в первом случае и образование в виде ликвидусной фазы - во втором). Кроме того, нельзя исключать аль-битизацию плагиоклаза в качестве метаморфического процесса.

Амфиболы относятся к одной из самых распространенных групп минералов, присутствующих в породах комплекса. Они представлены субидиоморфными и идиоморфными кристаллами размером от 0.5 до 2 мм в длину, зеленой, зеленовато-бурой и коричневой окраски, часто с четко выраженным плеохроизмом и зональным строением (зеленовато-бурые ядра и светло-зеленые края), ассоциированными с плагиоклазом, биотитом и титанитом. Кроме того, амфибол развивается по пироксену до формирования полных псевдоморфоз.

Его состав варьирует в широких пределах (рис. 7, а). Анализ диаграммы Са+А11У^+(Ка+К) (рис. 7, б) показал, что почти половина проанализированных минералов относится к «ранне-магматическим», располагаясь выше линии (Са+А11У) = 2.5, а другая половина - к «позднемаг-матическим» образованиям. При этом в габброидах это подразделение очень четко проявлено (с разрывом «сплошности» тренда), а в пикритовом горизонте амфиболы образуют непрерывную

• • *

• • • Ж Ф Ф Ф ф

• • • • •

0 12 1 16 18 МдО 0 2

• «

'¡уе 4 •

• < ф л г.?. • . Ф • Ф •

НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ

www.geors.ru ГЕОРЕСУРСЫ

№ п/п SiO2 TiO2 Al2O3 &2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Сумма

1 55.58 н.п.о. 1.18 н.п.о. 13.5 0.21 27.93 1.03 0.24 н.п.о. 99.67

2 54.19 н.п.о. 0.99 н.п.о. 14.83 0.14 27.54 1.06 0.32 0.03 99.1

3 55.19 0.28 1.1 0.08 13.83 0.14 27.25 1.29 0.31 н.п.о. 99.47

4 54.76 0.18 1.29 н.п.о. 14.35 0.13 27.53 1.19 0.44 н.п.о. 99.87

5 54.27 0.39 1.77 н.п.о. 13.7 0.12 27.33 1.6 0.38 н.п.о. 99.56

6 55.3 0.38 1.02 0.13 14.31 0.11 26.55 1.28 н.п.о. н.п.о. 99.08

7 55.05 0.28 1.08 0.19 14.18 0.11 26.72 1.23 0.36 н.п.о. 99.2

8 53.99 0.27 1.47 н.п.о. 15.16 0.11 26.49 1.34 0.33 н.п.о. 99.16

9 53.92 0.36 1.53 н.п.о. 14.67 0.16 27.31 1.36 0.38 н.п.о. 99.69

10 57.06 н.п.о. 0.63 н.п.о. 11.14 0.14 29.87 0.47 0.43 н.п.о. 99.74

11 55.24 0.24 1.01 н.п.о. 13.2 0.09 28.5 0.99 0.18 0.1 99.55

12 54.93 0.42 1.83 0.37 11.99 0.07 28.14 1.17 0.2 н.п.о. 99.12

13 53.15 0.53 1.72 0.69 12.01 0.16 29.96 1.28 0.31 н.п.о. 99.81

14 56.73 н.п.о. 0.88 н.п.о. 12.89 0.12 28.13 0.78 0.43 н.п.о. 99.96

15 55.11 0.15 1.18 н.п.о. 12.95 0.16 28.76 1.03 н.п.о. н.п.о. 99.34

16 56.46 н.п.о. 0.92 н.п.о. 12.49 0.1 28.63 0.96 0.23 н.п.о. 99.79

17 54.55 0.72 2.15 н.п.о. 13.92 н.п.о. 25.84 1.92 0.44 н.п.о. 99.54

18 54.3 0.45 1.61 н.п.о. 14.14 0.19 27.18 1.51 0.22 н.п.о. 99.6

19 55.91 0.24 1.38 н.п.о. 11.56 0.16 28.76 1.42 0.39 н.п.о. 99.82

20 53.25 0.64 2.39 н.п.о. 14.3 0.18 26.54 2.35 0.13 0.06 99.84

21 55.35 н.п.о. 1.01 н.п.о. 12.92 0.15 29.13 0.98 0.06 н.п.о. 99.6

22 55.54 н.п.о. 0.83 н.п.о. 13.72 0.2 28.56 0.54 н.п.о. н.п.о. 99.39

23 55.21 0.12 1.03 н.п.о. 14.45 0.19 27.35 1.1 0.1 н.п.о. 99.55

24 55.1 0.11 0.5 н.п.о. 13.75 0.15 28.93 0.62 0.17 н.п.о. 99.33

23 54.04 0.55 1.69 н.п.о. 13.71 0.17 27.55 1.46 0.13 н.п.о. 99.3

26 54.64 0.1 1.63 н.п.о. 14.21 0.19 27.54 0.7 0.21 н.п.о. 99.22

27 54.28 0.15 1.51 н.п.о. 14.17 0.25 28.64 0.31 0.18 0.06 99.55

28 54.31 0.24 0.87 н.п.о. 14.51 н.п.о. 27.83 1.45 0.18 н.п.о. 99.39

. Химические составы ортопироксена из пород мисаелгинского комплекса (мас. %)

№ п/п № обр. Парагенезис Wood, Banno, 1973 Wells, 1977 Perchuk, 1977 Kretz, 1982 T°C L ^среднее

1 11650 11650 Opx_1 Cpx_1 1059 1078 1042 1105 1071

2 11644 11644 Opx_2 Cpx_2 1077 1065 1059 1092 1073

3 11641 11641 Opx_3 Cpx_3 1069 1098 975 1143 1071

4 11641 11641 Opx_4 Cpx_4 960 936 980 973 962

Табл. 4. Температуры кристаллизации пироксенов из пород ультраосновного горизонта мисаелгинского комплекса

условий: минералы должны контактировать друг с другом; сумма Са+Ка+К в амфиболе должна располагаться в пределах 2.3-2.9 ф.к. В результате расчетов получены вариации температуры и давления: Т = 950-1045 °С, Р = 4.0-7.4 кбар.

Биотит распространен по всему разрезу тела в виде широкотаблитчатых кристаллов с четким плеохроизмом в коричневато-буроватых тонах. Для минерала характерна скрытая расслоенность, выражающаяся в изменении состава в зависимости от местоположения в разрезе. В частности, магнезиальность* биотита в габбровом горизонте колеблется в пределах 0.23-0.47, а в пикритовом составляет 0.62-0.87, что свидетельствует о первично магматической природе минерала.

Эпидот присутствует в виде ксеноморфных выделений и зернистых масс. В химическом составе минерала установлены: магний (0.1-0.19 мас. %), марганец (0.04-0.22 мас. %), титан (0.3 мас. %) и ванадий (0.67 мас. %). В одном случае наблюдалось срастание эпидота - Са197(А1^е074

^0.02)2.96^3.07О12.00ОН с алланитом (Са1.б4Се0.12Ьа0.09КЦ).02)1.87 (А11.32 (^3.23 А10.77)4.00О12.00ОН-

* Магнезиальность рассчитана как Mg/Mg+Fe, выраженная в ф.к.

10 20 30 40 50 60

Рис. 6. Диаграмма Ab-Or-An для плагиоклазов из пород мисаелгинского комплекса: 1 - габбровый горизонт; 2 - пикритовый горизонт

последовательность. Вероятнее всего, в данном случае мы имеем генетически непрерывный ряд минералов - магматический амфибол - автометаморфический амфибол. Для расчёта термобарических параметров образования амфибола использовался амфибол-плагиоклазовый геотер-мобарометр, предложенный Дж. Блонди и Т. Холландом (Blundy, Holland, 1990) при соблюдении следующих

№ п/п SiO2 AI2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O Сумма Состав

1 54.83 27.98 1.56 0.21 9.6 5.15 0.34 99.67 lbd

2 54.32 28.5 0.67 н.п.о. 10.6 5.09 0.36 99.54 lbd

3 64.47 21.68 0.49 н.п.о. 2.57 9.75 0.21 99.17 olc

4 66.53 20.36 н.п.о. н.п.о. 1.12 11.05 0.14 99.2 ab

5 65.75 20.77 н.п.о. н.п.о. 2.48 10.35 0.17 99.52 olc

6 58.47 25.94 0.52 н.п.о. 7.2 6.83 0.53 99.49 and

7 67.12 20.58 н.п.о. н.п.о. 1.06 10.93 0.19 99.88 ab

8 66.69 20.24 н.п.о. н.п.о. 1.09 11.31 0.09 99.42 ab

9 64.99 21.74 н.п.о. н.п.о. 2.18 10.23 0.32 99.46 olc

10 54.06 28.29 н.п.о. н.п.о. 11.91 4.98 0.25 99.49 lbd

11 53.86 29.41 н.п.о. н.п.о. 11.57 4.79 0.4 100.03 lbd

12 67.14 20.29 н.п.о. н.п.о. 0.73 11.25 0.11 99.52 ab

13 55.34 28.32 0.37 н.п.о. 9.49 5.58 0.17 99.27 and

14 64.48 22.16 н.п.о. н.п.о. 2.76 9.79 0.24 99.43 olc

15 55.88 27.5 0.73 0.03 9.12 5.79 0.37 99.42 and

16 67.49 19.49 0.52 0.02 0.43 11.45 0.09 99.49 ab

17 53.22 29.14 0.86 0.05 11.34 4.61 0.34 99.56 lbd

18 52.96 29.5 0.85 н.п.о. 11.62 4.4 0.29 99.62 lbd

19 67.32 20.01 0.33 н.п.о. 0.75 11.02 0.12 99.55 ab

20 65.26 21.77 0.11 0 1.91 10.12 0.43 99.6 olc

21 56.24 27.97 0.19 0.01 9.22 5.89 0.2 99.72 and

22 62.6 23.73 н.п.о. 0.06 4.64 8.72 0.22 99.97 olc

23 56.72 27.66 н.п.о. 0.03 9.3 6.1 0.15 99.96 and

24 55.38 28.18 0.37 н.п.о. 10.25 5.41 0.14 99.73 lbd

25 64.4 21.95 0.45 0.04 3.02 9.49 0.34 99.69 olc

26 56.09 27.3 0.72 н.п.о. 9.24 5.85 0.2 99.4 and

27 63.85 22.01 0.46 н.п.о. 3.14 9.87 0.16 99.49 olc

28 56.23 27.57 0.27 н.п.о. 9.1 5.99 0.16 99.32 and

29 56.61 27.91 0.37 н.п.о. 8.87 6.09 0.11 99.96 and

30 66 21.16 н.п.о. н.п.о. 2.09 10.26 0.23 99.74 olc

31 56.81 27.22 0.52 н.п.о. 8.23 6.7 0.12 99.6 and

32 61.23 24.78 н.п.о. н.п.о. 5.55 8.29 0.13 99.98 olc

Табл. 5. Репрезентативная выборка химических составов плагиоклазов из пород мисаелгинского комплекса (мас. %). № 1-18 - габбро-иды, № 19-32 - пикриты. lbd - лабрадор, and - андезин, olc - олигоклаз, ab - альбит.

Рис. 7. Классификационные диаграммы (а) и диаграмма Ca+AlIV-Si+(Na+K) (б) для амфиболов из пород мисаелгинского комплекса. а - по (Leake et al., 1997), б - по (Ползуненков, 2018). Линия (Ca+AlIV) = 2.5 по (Giret et al., 1980). Tr - тремолит, Hst - гастингсит, Ed - эдинит, Act - актинолит. 1 - пикриты; 2 - габброиды.

НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ

Хлорит в качестве вторичного минерала встречается во всех изученных породах. Он представлен единичными чешуйками зеленоватого цвета, либо агрегатами кристаллов с аномальными цветами интерференции, развивающимися по оливину, пироксену, амфиболу или интерстициаль-ному пространству. По классификации В.А. Дриц и А.Г. Коссовской (Дриц, Коссовская, 1991), хлориты относятся к Fe-Mg- и Mg-Fe-хлоритам основных магматических пород. Температура их образования, рассчитанная по формуле T = -61.9229 + 321.9772xAluV, опубликованной в работе (Kranidiotis, MacLean, 1987), располагается в интервале 157-333 °С. Между железистостью хлоритов (Fe/Fe+Mg ф.к.), колеблющейся в пределах 0.17-0.67, и температурой их образования существует четко проявленная обратная зависимость, которая может свидетельствовать о начале хлоритизации как автометаморфическом процессе.

Кроме того, ассоциация вторичных минералов представлена тальком, состав которого варьирует в пределах

- (Mg,86Fe 0.19Al0.13)3.18Si3.820 10.00

(Ш)2 - (Mg26oFe 0.28Al0.12

Na0.08K0.02Ca0.01)3.11Si3.89O10.00(OH)2; СеРПеНтиН0М - (MgL60

^.АД^.»0^^ и КаЛьЦитом - CaL00C1.00O3.00 -

(Ca0.979Fe0.007Sr0.005)0.99C1.01O3.00 - (Ca0.952Mg0.021Mn0.008Fe0.015 Sr0.005)1.00C1.00O3.00'

Таким образом, анализ химического состава силикатов и алюмосиликатов, слагающих дифференцированное тело мисаелгинского комплекса, позволил расчётными методами восстановить термобарические параметры кристаллизации расплава в промежуточной камере. В частности, установлено наличие высокотемпературных (1472 °С) интрателлурических кристаллов оливина, характеризующих условия магмогенерации на ранних стадиях фракционирования расплава и оливина, кристаллизующегося в условиях промежуточной камеры (1050-1183 °С). Рассчитанная температура кристаллизации пироксенов свидетельствует о том, что они кристаллизовались совместно с оливином основной массы пород, а установленные вариации р-Т параметров (Т = 950-1045 °с, Р = 4.0-7.4 кбар) для плагиоклаза и амфибола завершают количественную характеристику высокотемпературных процессов кристаллизации расплава. Здесь же необходимо подчеркнуть, что приведенные выше Р-Т параметры кристаллизации расплава, сформировавшего интрузивный массив, позволяют отнести его ультраосновной горизонт к пикритовым комплексам второго типа, выделенным нами ранее (Ковалев и др., 2017), и отождествлять условия его образования с такими аналогами, как Шатакская вулкано-плутоническая ассоциация (Т = 1012-1100 °С, Р = 3-10 кбар) и расслоенный Кусинско-Копанский комплекс, представленный пикритами скв. № 7 (Т = 1021-1097 °С, Р = 1-9 кбар) (Ковалев и др., 2017).

Моделирование процесса кристаллизации

При описании моделируемых процессов используются следующие обозначения: Ol - оливин, Fo - форстеритовый минал, Fa - фаялитовый минал, Cpx - клинопироксен, Opx - ортопироксен, Pl - плагиоклаз, Or - ортоклаз, Mgt

- магнетит, tiMgt - титаномагнетит, Q - кварц.

Моделирование процесса кристаллизации осуществлялось с использованием двух моделей: по алгоритму Х.Д. Натана и К.К. Ван-Кирка (Nathan, Vankirk, 1978) и программному продукту КОМАГМАТ, версия 5.2.2, при

Р - 0.001 кбар; lg f02 —14.51; dQFM —8 (Арискин и др., 1986, 1993; Френкель и др., 1988). За расплав принимался рассчитанный средневзвешенный состав интрузивного тела (мас. %): Si02 - 48.23, Ti02 - 1.87, Al203 - 8.4, FeO -17.11, MnO - 0.2, MgO - 14.74, CaO - 8.32, Na20 - 1.37, K20 - 0.62 (Алексеев и др., 2000). После получения результатов моделирования и построения диаграмм кристаллизации (рис. 8) анализировались два возможных механизма внутрикамерной дифференциации расплава: равновесная кристаллизация по алгоритму Х.Д. Натана и К.К. Ван-Кирка (Nathan, Vankirk, 1978) при гравитационном фракционировании твердой фазы и фракционная2 кристаллизация, рассчитанная по программному продукту КОМАГМАТ (Арискин и др., 1986, 1993; Френкель и др., 1988; Ariskin, Barmina, 2004) при направленной кристаллизации (Шарков, 1980). При построении моделей постулировались следующие положения: отсутствие конвекции, скрытая теплота кристаллизации не учитывалась, фиксированная теплоотдача - 20 град/год, размер кристаллов - 1 мм. Корректность модели определялась степенью ее соответствия реальному разрезу тела.

Кристаллизация расплава по алгоритму Х.Д. Натана и К.К. Ван-Кирка (Nathan, Vankirk, 1978) (рис. 8, а) начинается с Ol при температуре 1304 °С, после выделения около 24 % кристаллов на ликвидусе появляется tiMgt, а при температуре 1207 °С кристаллизуется Cpx+tiMgt ассоциация с небольшим количеством Ol. В результате этого, при снижении температуры до 1185 °С, около 48 % объема расплава представлено Ol+Cpx+tiMgt ассоциацией. В интервале температур 1185-1143 °С кристаллизуется Pl+Cpx+Opx+Mgt+Ol ассоциация в пропорциях, изображенных на диаграмме (рис. 8, а). состав расплава в этом интервале, вероятно, близок к субэвтектическому (Ярошевский, 1964), что отображается на диаграмме в виде чередующихся полос, представляющих кристаллизацию из расплава одного из минералов. Далее кристаллизуется Pl+Opx+Cpx+tiMgt ассоциация, сменяющаяся Or+Pl+Q, которой и завершается процесс становления интрузивного тела.

При использовании механизма гравитационного фракционирования твердой фазы, были рассчитаны изменения плотности и вязкости расплава в процессе кристаллизации и скорости осаждения минералов для отдельных температурных этапов становления массива. Расчет плотности производился по аддитивной схеме (Аппен, 1974): 100 = Vj d dj

где d - плотность, V - весовые проценты компонентов расплава, d - коэффициенты, характерные для каждого компонента.

Значения вязкости базальтового расплава в зависимости от температуры, определялись по данным М.П. Воларовича, опубликованным в работе Р. Мюллера и с. саксена (Мюллер, саксена, 1980). скорость осаждения минералов рассчитывалась по формуле Стокса:

(1)

'Для расчета lg fO2 использовалась программа ILMAT (Lepage, 2003). За конечный результат принимались данные, рассчитанные по модели (Lindsley, Spencer, 1982).

2Под фракционной кристаллизацией здесь понимается не удаление кристаллов из системы, а отсутствие взаимодействия между кристаллами и расплавом.

Рис. 8. Диаграмма кристаллизации средневзвешенного состава мисаелгинского комплекса по алгоритму Х.Д. Натана и К.К. Ван-Кирка (Nathan, Vankirk, 1978) и модели гравитационного осаждения кристаллов. Площадь 1 знака составляет 1 % кристаллической фазы. Из-за особенностей графического отображения, точность изображения количества кристаллической фазы в объеме расплава составляет ± 5-10 %. 1 - оливин; 2 - клинопироксен; 3 - ортопироксен; 4 - плагиоклаз; 5 - ортоклаз; 6 - титаномагнетит; 7 - эндоконтактовая зона.

V =

V(Ap) 9rj '

(2)

где V - скорость, g - ускорение, r - радиус, Ар - разница плотности частицы и жидкости, ц - вязкость, в которой учитывалось изменение вязкости и плотности расплава в зависимости от изменения температуры.

Анализируя динамику становления дифференцированного тела мисаелгинского комплекса с позиции гравитационного фракционирования, на основании полученных результатов моделирования равновесной кристаллизации и рассчитанных скоростей осаждения минералов, построены диаграммы, на которых изображено фракционирование твердой фазы для различных температурных срезов (рис. 8, б, в, г, д).

При химической гомогенности расплава кристаллизация Ol начинается при температуре 1330 °С (83-90 % Fo) во всем объеме промежуточной камеры (рис. 8, б). При скорости гравитационного осаждения 6.35-5.8 м/год, его полная отсадка закончится в среднем за 30-35 лет (при размерах кристаллов 1 мм), учитывая изменение плотности расплава. Далее (при температуре 1207 °С) к Ol присоединяется Cpx и tiMgt, которые также осаждаются в виду того, что их плотность больше плотности расплава, но скорости их осаждения значительно ниже. В результате этого, около 50 % объема расплава раскристаллизовыва-ется с образованием горизонта, низы которого сложены оливиновыми кумулатами, а верхняя часть Cpx-tiMgt-ми. Так как движение кристаллов в расплаве под действием гравитационных сил направлено сверху вниз, то после кристаллизации 50 % объема расплава можно говорить о том, что более половины вертикального разреза тела будет представлено породой, структура которой определяется псевдокаркасом из минералов кумулуса и некоторым количеством интерстициального расплава, а также присутствием кристаллов ранних минералов во взвешенном

состоянии в объеме остаточного расплава (рис. 8, в).

После выделения 50 % кристаллов плотность остаточного расплава составляет 2.53 г/см3, а на ликвидусе появляются Р1, Срх, Орх с небольшим О1 и tiMgt. Следует отметить, что скорости осаждения минералов на этом этапе небольшие, и если для О1 и пироксенов можно допустить относительно эффективное фракционирование, то кристаллы Р1 должны практически оставаться во взвешенном состоянии. То есть здесь формируется горизонт, породы которого сложены минералами кумулуса (Срх+О1) с некоторым увеличением их количества сверху вниз по разрезу, при практически постоянном содержании Р1 по всему разрезу интервала. Далее, при 30 % остаточного расплава, начинает кристаллизоваться P1+Opx+tiMgt ассоциация (рис. 8, г) но так как часть ранее выделившихся кристаллов (Р1, в частности) остается во взвешенном состоянии, а выделение этой ассоциации происходит при снижении температуры на 20°, то значительное количество кристаллической фазы в единице объема расплава усложнит (либо сделает невозможным) процесс гравитационного фракционирования, и в результате этот механизм перестает играть сколь-нибудь заметную роль в процессе перераспределения минералов.

Таким образом, в результате действия механизма гравитационного фракционирования мы получаем следующий схематический разрез тела: нижний горизонт О1 и О1+Срх кумулатов, переходящий в горизонт со слабо проявленным накоплением пироксенов в нижних частях и практически равномерным распределением Р1, который завершается плагиоклаз-двупироксеновыми породами без сколь-нибудь заметного фракционирования, с прожилками и обособлениями кислого (плагиогранитного) материала (рис. 8, д). Здесь же следует отметить, что описанная модель будет реализована только в том случае, если допустить значительное уплотнение кристаллического

НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ »

01 И ? I"pä1 з

Рис. 9. Диаграмма кристаллизации средневзвешенного состава мисаелгинского комплекса по программному продукту КОМАГМАТ и модели направленной кристаллизации. Площадь 1 знака составляет 1 % кристаллической фазы. Из-за особенностей графического отображения, точность изображения количества кристаллической фазы в объеме расплава составляет ± 5-10 %. 1 - оливин; 2 -клинопироксен; 3 - пижонит, 4 -плагиоклаз; 5 - титаномагнетит; 6 - ильменит; 7 - эндоконтактовая зона.

«осадка» в нижних горизонтах (фильтр-прессинг), в противном случае, после кристаллизации 50 % объема расплава внутреннее строение массива будет характеризоваться псевдокаркасом из минералов кумулуса, занимающих практически весь объем магматической камеры, и гравитационное фракционирование здесь становится невозможным.

Фракционная кристаллизация расплава, рассчитанная по программному продукту КОМАГМАТ, изображена на рисунке 9. Как видно из диаграммы, первой выделившейся фазой при температуре 1380 °С будет О1 (77-85 % Fo), к которому при Т - 1164 °С присоединяется Срх, в результате чего 40 % объема расплава оказываются представленными биминеральной О1+Срх ассоциацией. Далее в интервале температур 1139-904 °С выделяется Cpx+P1+Pg+tiMgt+I1m ассоциация. Оставшиеся 10 % расплава представляют собой интерстициальный материал, кристаллизация которого не описывается в рамках заданной модели.

Анализируя полученные результаты с применением механизма направленной кристаллизации, следует отметить, что построенная диаграмма (рис. 9, а) по сути является графическим отображением процесса продвижения фронта кристаллизации с выделяющимися минералами ликвидуса по мере снижения температуры. Механизм направленной кристаллизации детально рассмотрен Е.В. Шарковым (Шарков, 1980), сущность его заключается в том, что кристаллизация внутренних частей интрузивного массива происходит путем продвижения снизу вверх фронта затвердевания (зоны кристаллизации), состоящей из кристаллических фаз ликвидуса, а основная масса остаточного расплава отжимается в главный объем, обогащая его низкотемпературными составляющими.

Принципиальным моментом при реализации данной модели, по нашему мнению, является начальный этап формирования фронта кристаллизации. Если предположить, что он формируется как продолжение эндоконтак-товой зоны, направленный от контакта внутрь массива, то в таком случае мы должны допустить химическую

гетерогенность расплава, что практически нереализуемо в рамках существующих петрологических моделей. Поэтому в предлагаемой нами модели на начальных стадиях (температурный интервал 1380-1164 °C на рис. 9, а, б) Ol кристаллизуется во всем объеме расплава при реализации механизма гравитационного фракционирования ввиду того, что фронт затвердевания в этих условиях еще не сформировался. При этом необходимо подчеркнуть, что температурный интервал кристаллизации одного Ol по данной модели составляет 216 °С, в то время как по первой модели - 97 °C (рис. 9, а), ввиду чего гравитационная отсадка Ol будет более «эффективной» (рис. 9, в). Далее, применяя в качестве механизма, определяющего динамику становления интрузивного тела мисаелгинского комплекса, процесс направленной кристаллизации, мы имеем следующую схему становления массива:

- по мере продвижения сформировавшегося фронта кристаллизации (снизу вверх), происходит выделение ликвидусного минерала - Cpx (рис. 9, в), в результате чего нижний горизонт интрузивного тела будет представлен ультраосновной породой сложенной Ol+Cpx ассоциацией при незначительном количестве интерстициального расплава;

- далее на ликвидусе появляется Cpx+Pl+Pg ассоциация (рис. 9, г), к которой при температуре 1090 °C присоединяется tiMgt с небольшим количеством Ilm, в пропорциях изображенных на рисунке 9, д. Таким образом, сформировавшийся верхний горизонт интрузивного тела будет представлен типичными габброидами.

Обсуждение результатов

Как уже отмечалось выше, корректность результатов расчётной модели определяется степенью ее соответствия реальному разрезу тела. На рисунке 10, а изображен реальный разрез тела, построенный путем зарисовки шлифов, и модельные разрезы, построенные: по алгоритму Х.Д. Натана и К.К. Ван-Кирка (Nathan, Vankirk, 1978) (рис. 10, б) - модель 1; по программному продукту КОМАГМАТ

^ШЖ GEORESURSY www.geors.ru

Рис. 10. Разрезы тела мисаелгинского комплекса. а - реальный разрез тела, построенный путем зарисовки шлифов; б - модельный разрез, построенный при моделировании процесса кристаллизации по алгоритму Х.Д. Натана и К.К. Ван-Кирка (Nathan, Vankirk, 1978); в - модельный разрез, построенный при моделировании процесса кристаллизации по программному продукту КОМАГМАТ (Ariskin, Barmina, 2004). Условные обозначения см. на рис. 8 и рис. 9.

(рис. 10, в) - модель 2. Первое, что следует отметить, это то, что и по модели 1, и по модели 2 удалось получить двучленное строение разрезов. Сравнительный анализ реального разреза тела с моделью 1 показывает, что модельный разрез в значительной степени отличается от реального. В модельном разрезе наблюдается присутствие кристаллов Ol по всему ультраосновному горизонту и наличие значительного количества Opx в габбровом интервале, в то время как в реальном разрезе тела верхняя часть ультраосновного горизонта сложена безоливино-выми Cpx+Opx породами, а в габбровом горизонте Opx отсутствует. Строение модельного разреза 2 больше соответствует реальному, так как в нем выделяется нижний горизонт обогащенный Ol, сменяющийся вверх по разрезу Cpx+Opx породами и в верхней части соответствующий габброидам с небольшим количеством пижонита.

Кроме сравнения внутреннего строения тел, представляется важным проанализировать химический состав основных минералов ранней генерации в процессе эволюции расплава. На рисунке 11 представлены диаграммы для Ol (рис. 11, а, б) и Cpx (рис. 11, в), на которые нанесено изменение химического состава минералов по расчетным моделям, параметры которых описаны выше, и реально существующие минералы. Как видно из анализа диаграмм химический состав и температура кристаллизации Ol, рассчитанные по алгоритму Х.Д. Натана и К.К. Ван-Кирка, в значительной степени отличаются от реально существующих, что совместно с особенностями строения разреза, описанными выше, позволяет далее не рассматривать эту

Рис. 11. Диаграммы изменения химического состава оливинов и клинопироксенов в процессе эволюции расплава.1 - реально существующие минералы, 2 - рассчитанные по программному продукту КОМАГМАТ, 3 - рассчитанные по алгоритму Х.Д. Натана и К.К. Ван-Кирка. На диаграмме «а» для модельных составов используются параметры Fa-Fo, для реально существующих - FeOO1-Fo.

модель в качестве адекватно описывающей реальные условия становления дифференцированного тела мисаелгинского комплекса. Изменение химического состава и температуры кристаллизации Ol, рассчитанные по программному продукту КОМАГМАТ, как видно из диаграмм (рис. 11, а, б), по сути дела являются продолжением реальных трендов в высокотемпературную область. В то же время в породах комплекса отсутствует Ol с содержанием форстеритового минала больше 77% (табл. 1). Объяснений может быть несколько: от самого простого - относительно малая статистика микрозондо-вых измерений, до сложного - изменение химического состава Ol в результате равновесной кристаллизации, при этом мы отдаем себе отчет о величинах скорости кристаллизации при выравнивающей диффузии в расплаве и кристаллизующейся фазе.

НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ

Химический состав расплава, рассчитанный нами как средневзвешенное количество окислов (см. выше), также, вероятнее всего, близок к реальному расплаву ввиду того, что в среднем составе верхнего тела при количестве анализов п = 12 содержание MgO составляет 12.93 мас. %, что незначительно отличается от количества MgO в средневзвешенном составе нижнего тела - 14.74 мас. %. При таком количестве окиси магния принципиальных отличий в содержании форстеритового минала и температуре кристаллизации О1 от изображенных на рисунке 11, а, б не будет. Таким образом, вопрос о наличии в расчетных моделях высокотемпературного О1 остается открытым. Иная ситуация с составом клинопироксена. Как видно из классификационной диаграммы (рис. 11, в), на начальных этапах кристаллизации образуется Срх близкий по составу к реально существующему в породах комплекса. Дальнейшая эволюция химического состава Срх в сторону Бе-геденбергита в реальности характеризуется сменой ассоциации, в которой вместо Срх будет кристаллизоваться амфибол, не входящий в модельные расчеты, но при этом его рассчитанная максимальная температура кристаллизации равна 1045 °С (см. выше), что очень близко к температурному интервалу кристаллизации Срх (1071-1073 °С), т.е. смена ассоциации является вполне реальным процессом.

Таким образом, проведенный сравнительный анализ результатов моделирования со строением реального разреза интрузивного тела мисаелгинского комплекса свидетельствует о том, что наиболее вероятным механизмом его формирования являлась направленная кристаллизация с гравитационным осаждением О1 на начальных стадиях процесса формирования массива.

Заключение

В результате анализа химического состава силикатов и алюмосиликатов, слагающих дифференцированное тело мисаелгинского комплекса, расчетными методами охарактеризованы термобарические параметры кристаллизации расплава в промежуточной камере.

Установлено наличие высокотемпературных (1472 °С) интрателлурических кристаллов оливина, характеризующих процесс в очаге магмогенерации и оливина, кристаллизующегося в условиях промежуточной камеры (1050-1183 °С). Рассчитанная температура кристаллизации пироксенов свидетельствует о том, что они кристаллизовались совместно с оливином основной массы пород, а установленные вариации Р-Т параметров (Т = 950-1045 °С, Р = 4.0-7.4 кбар) для плагиоклаза и амфибола завершают количественную характеристику высокотемпературных процессов кристаллизации расплава.

Показано, что рассчитанные Р-Т параметры кристаллизации расплава, сформировавшего интрузивный массив, позволяют отнести его ультраосновной горизонт к пикритовым комплексам второго типа, выделенными нами ранее.

Моделирование процесса кристаллизации, осуществленное с использованием двух моделей - по алгоритму Х.Д. Натана и К.К. Ван-Кирка и программному продукту КОМАГМАТ, и двух механизмов внутрикамерной дифференциации - равновесная кристаллизация при гравитационном фракционировании твердой фазы и фракционная

кристаллизация при направленной кристаллизации, позволили установить, что наиболее вероятным механизмом формирования дифференцированного тела мисаелгинского комплекса являлась направленная кристаллизация с гравитационным осаждением оливина на начальных стадиях процесса становления массива.

Финансирование/Благодарности

Исследования выполнены в рамках Государственного задания ИГ УФИЦ РАН (тема № 0252-2017-0012).

Авторы благодарны В.А. Котлярову за высокопрофессиональный анализ минералов, а также признательны анонимным рецензентам за полезные замечания, которые улучшили работу

литература

Алексеев А.А. (1984). Рифейксо-вендский магматизм западного склона Южного Урала. М.: Наука, 136 с.

Алексеев А.А., Алексеева Г.В., Ковалев С.Г. (2000). Расслоенные интрузии западного склона Урала. Уфа: Гилем, 188 с.

Аппен А.А. (1974). Химия стекла. Л.: Химия, 125 с.

Арискин А.А., Бармина Г.С. (2000). Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм. М.: Наука, 363 с.

Арискин А.А., Бармина Г.С., Френкель М.Ю. (1986). Имитация кристаллизации толеитовой магмы при низком давлении при фиксированной летучести кислорода. Geochem. Int., 24(5), с. 92-100.

Арискин А.А., Френкель М.Ю., Бармина Г.С., Нильсен Р. (1993). COMAGMAT: программа FORTRAN для моделирования процессов дифференциации магмы. Comput. Geosci., 19, с. 1155-1170. https://doi. org/10.1016/0098-3004(93)90020-6

Бычков Д.А., Коптев-Дворников Е.В. (2005). Программа Кри-Минал для моделирования равновесия расплав-твердые фазы при заданном валовом составе системы. Матер. межд. конф.: Ультрамафит-мафитовые комплексы складчатых областей докембрия. Улан-Удэ: Изд. БурНЦ СО РАН, с. 122-123.

Дриц В.А., Коссовская А.Г. (1991). Глинистые минералы: слюды, хлориты. М: Наука, 176 с.

Ерофеева К.Г., Степанова А.В., Самсонов А.В. Ларионова Ю.О., Егорова С.В., Арзамасцев А.А., Ковальчук Е.В. (2019). Базитовые дайки и силлы палеопротерозойского возраста (2400 млн лет) на севере Фенноскандии: петрология и коровая эволюция. Петрология, 27(1), с. 19-46.

Ковалев С.Г. (1996). Дифференцированные диабаз-пикритовые комплексы западного склона Южного Урала. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 99 с.

Ковалев С.Г. (2011). Новые данные по геохимии диабаз-пикритового магматизма западного склона Южного Урала и условия его формирования. Литосфера, 2, с. 68-83.

Ковалев С.Г., Ковалев С.С., Высоцкий С.И. (2018). Благородноме-талльная геохимическая специализация мезопротерозойских магматических комплексов Башкирского мегантиклинория и восточной окраины Восточно-Европейской платформы. Литосфера, 18(2), с. 295-313. https:// doi.org/10.24930/1681-9004-2018-18-2-295-313

Ковалев С.Г., Пучков В.Н., Высоцкий С.И., Ковалев С.С. (2017). Условия образования магматических пород при плюмовом процессе (на примере западного склона Южного Урала). ДАН, 475(2), с. 171-175. https://doi.org/10.7868/S0869565217200129

Ленных В.И., Петров В.И. (1978). Пикриты тараташского комплекса. Труды Ильмен. гос. заповед., вып. 17, с. 45-52.

Мюллер Р., Саксена С. (1980). Химическая петрология. М.: Мир, 516 с.

Носова А.А., Сазонова Л.В., Каргин А.В., Ларионова Ю.О., Горожанин В.М., Ковалев С.Г. (2012). Мезопротерозойская внутриплит-ная магматическая провинция Западного Урала: основные петрогенети-ческие типы пород и их происхождение. Петрология, 20(4), с. 392-428.

Ползуненков Г.О. (2018). Оценка P-T и fO2 условий кристаллизации монцонитоидов Велиткенайского гранит-мигматитового массива (арктическая Чукотка) по данным минеральной термобаро- и оксибарометрии. Тихоокеанская геология, 37(5), с. 97-111.

Сазонова Л.В., Носова А.А., Ларионова Ю.О., Каргин А.В., Ковалев С.Г. (2011). Мезопротерозойские пикриты восточной окраины ВосточноЕвропейской платформы и Башкирского мегантиклинория: петрогенезис и особенности составов оливина и клинопироксена. Литосфера, 3, с. 64-83.

Уэйджер Л.П., Браун Г. (1970). Расслоенные изверженные породы. М., 552 с.

Френкель М.Я., Ярошевский А.А., Арискин А.А., и др. (1988). Динамика внутрикамерной дифференциации базитовых магм. М.: Наука, 216 с.

Шарков Е.В. (1980). Петрология расслоенных интрузий. Л.: Наука,. 120 с.

Ярошевский А.А. (1964). Принцип зонной плавки и его применение при решении некоторых геохимических вопросов. Тр. геохимической конф.: Химия земной коры, т. 2. М.: Наука, с. 55-62.

Aitcheson, S.J., Forrest, A.H. (1994). Quantification of crustal contamination in open magmatic systems. Journal of Petrology, 35, рр. 461-488. https://doi.org/10.1093/petrology/35.2.461

Ariskin A.A., Barmina G.S. (2004). COMAGMAT: Development of a magma crystallization model and its petrologic applications. Geochemistry International, 42(Suppl. 1), рp. 1-157.

Beattie P. (1993). Olivine-melt and orthopyroxene-melt equilibria. Contributions to Mineralogy and Petrology, 115(1), рp. 103-111. https:// doi.org/10.1007/BF00712982

Blundy J.D., Holland T.J.B. (1990). Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contrib Mineral Petrol, 104(2), pp. 208-224. https://doi.org/10.1007/BF00306444

Bohrson W.A., Spera F.J. (2001). Energy-Constrained Open-System Magmatic Processes II: Application of energy-constrained assimilation-fractional crystallization (EC-AFC) model to magmatic systems. J. Petrol., 42(5), рp. 1019-1041. https://doi.org/10.1093/petrology/42.5.1019

Bohrson W.A., Spera F.J. (2003). Energy-constrained opensystem magmatic processes 4; Geochemical, thermal and mass consequences of Energy-Constrained Recharge, Assimilation and Fractional Crystallization (EC-RAFC). Geochem. Geophys. Geosyst., 4(2). https://doi. org/10.1029/2002GC000361

Bowen N.L. (1928). The Evolution of the Igneous Rocks. Princeton University Press, Princeton, 334 p.

Campbell F.E., Roeder P. (1968). The stability of olivine and pyroxene in the Ni-Mg-Si-O system. Am. Mineralog, 53, pp. 257-268.

De Hoog Jan C.M., Gall Louise, David H.C. (2010). Trace-element geochemistry of mantle olivine and application to mantle petrogenesis and geothermobarometry. Chemical Geology, 270(1-4), pp. 196-215. https://doi. org/10.1016/j.chemgeo.2009.11.017

DePaolo D.J. (1981). Trace element and isotopic effects of combined wallrock assimilation and fractional crystallization. Earth and Planetary Science Letters, 53(2), рp. 189-202. https://doi. org/10.1016/0012-821X(81)90153-9

Fuchs L.H., Olsen E., Jensen K.J. (1973). Mineralogy, Mineral-Chemistry, and Composition of the Murchison (C2) Meteorite. Smithson. Contrib. EarthSci., 10, pp. 1-39. https://doi.org/10.5479/si.00810274.10.!

Gillis K.M., Snow J.E., Klaus A., Abe N., Adriao A.B., Akizawa N., Ceuleneer G., Cheadle M.J., Faak K., Falloon T.J., Friedman S.A., Godard M., Guerin G., Harigane Y., Horst A.J., Hoshide T., Ildefonse B., Jean M.M., John B.E., Koepke J., Machi S., Maeda J., Marks N.E., McCaig A.M., Meyer R., Morris A., Nozaka T., Python M., Saha A., Wintsch R.P. (2014) Primitive layered gabbros from fastspreading lower oceanic crust. Nature, 505, рp. 204-207. https://doi.org/10.1038/nature12778

Giret A., Bonin B., Leger J.M. (1980). Amphibole compositional trends in oversaturated alkaline plutonic ring-complexes. The Canadian Mineralogist, 18, pp. 481-495.

Humphreys M.C.S (2011) Silicate liquid immiscibility within the crystal mush: evidence from Ti in plagioclase from the Skaergaard intrusion. J Petrol., 52, рp. 147-174. https://doi.org/10.1093/petrology/egq076

Kranidiotis P., MacLean W.H. (1987). Systematic of Chlorite Alteration at the Phelps Dodge Massive Sulfide Deposit, Matagami, Quebec. Economic Geology, 82(7), pp. 1808-1911. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.82.7.1898 Kretz R. (1982). Transfer and exchange equilibria in a portion of the pyroxene quadrilateral as deduced from natural and experimental data. Geochimica et Cosmochimica Acta, 46(3), pp. 411-422. https://doi. org/10.1016/0016-7037(82)90232-0

Layered Intrusions. (2015). Eds: Charlier B., Namur O., Latypov R., Tegner C. Springer, 748 p.

Leak B.E. (1978). Nomenclature of amphiboles. Miner. Mag., 42(324), pp. 533-563. https://doi.org/10.1180/minmag.1978.042.324.21

Lepage L.D. (2003). ILMAT: an excel worksheet for ilmenite-magnetite geothermometry and geobarometry. Comput. Geosci., 29(5), pp. 673-678. https://doi.org/10.1016/S0098-3004(03)00042-6

Leuthold J, Blundy J.D, Holness M.B, Sides R. (2014) Successive episodes of reactive liquid flow through a layered intrusion (Unit 9, Rum

Eastern Layered Intrusion, Scotland). Contrib. Mineral. Petrol., 168, рр. 1-27. https://doi.org/10.1007/s00410-014-1021-7

Lindsley D.H., Spencer K.J. (1982). Fe-Ti oxide geothermometry: Reducing analyses of coexisting Ti-magnetite (Mt) and ilmenite (Ilm). American Geophysical Union, 63(18), p. 471.

Loucks Robert R. (1996). A precise olivine-augite Mg-Fe-exchange geothermometer. Contrib Mineral. Petrol., 125(2-3), рp. 140-150. https:// doi.org/10.1007/s004100050211

Miyamoto M., Furuta T., Fujii NMcKay., D.S., Lofgren G.E., Duke M.B. (1993). The Mn-Fe negative correlation in olivines in ALHA 77257 ureilite. Journal of Geophysical Research, 98(E3), pp. 5301-5307. https:// doi.org/10.1029/92JE02943

Namur O, Charlier B, Toplis M.J, Higgins M.D, Liégeois J-P, Vander Auwera J. (2010) Crystallization sequence and magma chamber processes in the ferrobasaltic Sept Iles layered intrusion, Canada. J. Petrol., 51, pp. 1203-1236. https://doi.org/10.1093/petrology/egq016

Nathan H.D., Vankirk C.K. (1978). A model of magmatic crystallization. Petrol., 19(1), pp. 66-94. https://doi.org/10.1093/petrology/19.L66

Nielsen R.L. (1985). EQUIL: a program for the modeling of low-pressure differentiation processes in natural mafic magma bodies. Computers & Geosciences, 11, рp. 531-546. https://doi.org/10.1016/0098-3004(85)90084-6 Nielsen R.L. (1988). TRACE FOR: A program for the calculation of combined major and trace-element liquid lines of descent for natural magmatic systems. Computers & Geosciences, 14, рp. 15-35. https://doi. org/10.1016/0098-3004(88)90050-7

Perchuk L.L., Saxena S.K and Bhattacharji S. (1977). Thermodynamic control of metamorphic processes in Energetics of Geological Processes. New York: Springer.https://doi.org/10.1007/978-3-642-86574-9

Powell R. (1984). Inversion of the assimilation and fractional crystallization (AFC) equations; characterization of contaminants from isotope and trace element relationships in volcanic suites. Journal of Geological Society of London, 141(3), рp. 447-452. https://doi.org/10.1144/ gsjgs.141.3.0447

Roedder P.L., Emslie R.F. (1970). Olivine-liquid equilibrium.

Contributions to Mineralogy and Petrology, 29(4), рp. 275-289. https://doi. org/10.1007/BF00371276

Spera F.J., Bohrson W.A. (2001). Energy-constrained opensystem magmatic processes, 1, General model and energyconstrained assimilation and fractional crystallization (ECAFC) formulation. J. Petrol., 42(5), рp. 999-1018. https://doi.org/10.1093/petrology/42.5.999

Spera F.J., Bohrson W.A. (2002). Energy-constrained opensystem magmatic processes 3. Energy-constrained recharge, assimilation, and fractional crystallization (EC-RAFC). Geochemistry Geophysics Geosystems, 3(12), рp. 1-20. https://doi.org/10.1029/2002GC000315

Spera F.J., Bohrson W.A. (2004). Open-system magma chamber evolution: an energy-constrained geochemical model incorporating the effects of concurrent eruption, recharge, variable assimilation and fractional crystallization (EC-E'RA FC). Journal ofPetrology, 45(12), рp. 2459-2480. https://doi.org/10.1093/petrology/egh072

Toramaru A, Matsumoto M. (2012) Numerical experiment of cyclic layering in a solidified binary eutectic melt. J. Geophys. Res., 117, B02209. https://doi.org/10.1029/2011JB008204

Wells P.R.A. (1977). Pyroxene thermometry in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology, 62(2), pp. 129-139. https://doi.org/10.1007/BF00372872

Wood B.J., Banno S. (1973). Garnet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinopyroxene relationships in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology, 42(2), pp. 109-124. https://doi.org/10.1007/ BF00371501

сведения об авторах

Сергей Григорьевич Ковалев - доктор геол.-мин. наук, директор Института геологии УФИЦ РАН Россия, 450077, Уфа, ул. К. Маркса, д. 16/2

Сергей Сергеевич Ковалев - научный сотрудник

Институт геологии УФИЦ РАН

Россия, 450077, Уфа, ул. К. Маркса, д. 16/2

Статья поступила в редакцию 27.04.2021;

Принята к публикации 08.09.2021;

Опубликована 30.11.2021

НЮЧНО-ТЕХНИЧЕСЩЙ ЖУРНАЛ

www.geors.ru ГЕОРЕСУРСЫ

rEOPECyPCbl / GEORESURSY

2021. T. 23. № 4. C. 80-95

ORIGINAL ARTIcLE

On the melt differentiation in the intermediate chamber (by the example of differentiated intrusives of the western slope of the southern Urals)

S.G. Kovalev*, S.S. Kovalev

Institute of Geology — Subdivision of the Ufa Federal Research Centre of the Russian Academy of Sciences, Ufa, Russian Federation *Corresponding author: Sergey G. Kovalev, e-mail: kovalev@ufaras.ru

Abstract. The article provides materials on the analysis of the chemical composition of silicates and aluminosilicates that make up the differentiated body of the Misaelga complex, which made it possible by calculation methods to restore the thermobaric parameters of crystallization of the melt in the intermediate chamber.

The presence of high-temperature (1472 °C) intratelluric olivine crystals characterizing the process of magma generation in the mantle and olivine crystallizing under the conditions of the intermediate chamber (1050-1183 °C) has been established. The calculated crystallization temperature of pyroxenes indicates that they crystallized together with olivine from the bulk of the rocks, and the established variations in the P-T parameters (T = 950-1045 °C, P = 4.0-7.4 kbar) for plagioclase and amphibole complete the quantitative characteristics of high-temperature melt crystallization processes.

It is shown that the calculated P-T parameters of the crystallization of the melt that formed the intrusive massif make it possible to classify its ultrabasic horizon as picrite complexes of the second type that we identified earlier.

Modeling of the crystallization process carried out using two models - according to the algorithm of H.D. Nathan and K.K. Van Kirk and the software product KOMAGMAT - made it possible to establish that the most probable mechanism for the formation of a differentiated body of the Misaelga complex was directional crystallization with gravitational deposition of olivine at the initial stages of the formation of the massif.

Keywords: Southern Urals, differentiated body, olivine, clinopyroxene, orthopyroxene, modeling, crystallization temperature, melt differentiation, liquidus phases

Acknowledgements

The research was carried out within the framework of the State Assignment of the IG UFIC RAS (project No. 0252-2017-0012).

The authors are grateful to V.A. Kotlyarov for his highly professional analysis of the minerals and are also grateful to the anonymous reviewers for helpful comments which improved the work.

Recommended citation: Kovalev S.G., Kovalev S.S. (2021). On the melt differentiation in the intermediate chamber (by the example of differentiated intrusives of the western slope of the Southern Urals). Georesursy = Georesources, 23(4), pp. 80-95. DOI: https://doi.oig/10.18599/grs.202L4.10

References

Aitcheson, S.J., Forrest, A.H. (1994). Quantification of crustal contamination in open magmatic systems. Journal of Petrology, 35, pp. 461-488. https://doi.org/10.1093/petrology/35.2.461

Alekseev A.A. (1984). Riphean-Vendian magmatism ofthe western slope

of the Southern Urals. Moscow: Nauka, 136 p. (In Russ.)

Alekseev A.A., Alekseeva G.V., Kovalev S.G. (2000). Layered intrusions of the western slope of the Urals. Ufa: Gilem, 188 p. (In Russ.)

Appen A.A. (1974). Glass chemistry. Leningrad: Khimiya, 125 p. (In Russ.) Ariskin A.A., Barmina G.S. (2004). COMAGMAT: Development of a magma crystallization model and its petrologic applications. Geochemistry International, 42(Suppl. 1), pp. 1-157.

Ariskin A.A., Barmina G.S. (2000). Modelirovanie fazovykh ravnovesiy pri kristallizatsii bazal'tovykh magm. Moscow: Nauka, 363 p. (In Russ.)

Ariskin A.A., Barmina G.S., Frenkel M.Yu. (1986). Computer simulation of basalt magma crystallization at a fixed oxygen fugacity. Geochem. Int., 24(5), pp. 92-100. (In Russ.)

Ariskin A.A., Frenkel M.Yu., Barmina G.S., Nilsen R. (1993). Comagmat: a Fortran program to model magma differentiation processes. Comput. Geosci., 19(8), pp. 1155-1170. https://doi.org/10.1016/0098-3004(93)90020-6

Beattie P. (1993). Olivine-melt and orthopyroxene-melt equilibria. Contributions to Mineralogy and Petrology, 115(1), pp. 103-111. https:// doi.org/10.1007/BF00712982

Blundy J.D., Holland T.J.B. (1990). Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contrib Mineral Petrol, 104(2), pp. 208-224. https://doi.org/10.1007/BF00306444

Bohrson W.A., Spera F.J. (2001). Energy-Constrained Open-System Magmatic Processes II: Application of energy-constrained assimilation-fractional crystallization (EC-AFC) model to magmatic systems. J. Petrol., 42(5), pp. 1019-1041. https://doi.org/10.1093/petrology/42.5.1019

Bohrson W.A., Spera F.J. (2003). Energy-constrained opensystem magmatic processes 4; Geochemical, thermal and mass consequences of Energy-Constrained Recharge, Assimilation and Fractional Crystallization (EC-RAFC). Geochem. Geophys. Geosyst., 4(2). https://doi. org/10.1029/2002GC000361

Bowen N.L. (1928). The Evolution of the Igneous Rocks. Princeton University Press, Princeton, 334 p.

Bychkov D.A., Koptev-Dvornikov E.V. (2005). Cri-Minal program for modeling the melt-solid phase equilibrium for a given gross composition of the system. Proc. Conf.: Ultramafic-mafic complexes of folded areas of the Precambrian. Ulan-Ude: BurNTs SB RAS, pp. 122-123. (In Russ.)

Campbell F.E., Roeder P. (1968). The stability of olivine and pyroxene in the Ni-Mg-Si-O system. Am. Mineralog, 53, pp. 257-268.

De Hoog Jan C.M., Gall Louise, David H.C. (2010). Trace-element geochemistry of mantle olivine and application to mantle petrogenesis and geothermobarometry. Chemical Geology, 270(1-4), pp. 196-215. https://doi. org/10.1016/j.chemgeo.2009.11.017

DePaolo D.J. (1981). Trace element and isotopic effects of combined wallrock assimilation and fractional crystallization. Earth andPlanetary Science Letters, 53(2), pp. 189-202. https://doi.org/10.1016/0012-821X(81)90153-9 Drits V.A., Kossovskaya A.G. (1991). Clay minerals: micas, chlorites. Moscow: Nauka, 176 p. (In Russ.)

Erofeeva, K.G., Stepanova, A.V., Samsonov, A.V. et al. (2019) 2.4 Ga Mafic Dikes and Sills of Northern Fennoscandia: Petrology and Crustal Evolution. Petrology, 27, pp. 17-42. https://doi.org/10.1134/ S0869591119010016

Frenkel M.Ya., Yaroshevskiy A.A., Ariskin A.A., et al. (1988). Dynamics of intrachamber differentiation of basic magmas. Moscow: Nauka, 216 p. (In Russ.)

Fuchs L.H., Olsen E., Jensen K.J. (1973). Mineralogy, Mineral-Chemistry, and Composition of the Murchison (C2) Meteorite. Smithson. Contrib. Earth Sci., 10, pp. 1-39. https://doi.org/10.5479/si.00810274.10.!

Gillis K.M., Snow J.E., Klaus A., Abe N., Adriao A.B., Akizawa N., Ceuleneer G., Cheadle M.J., Faak K., Falloon T.J., Friedman S.A., Godard M., Guerin G., Harigane Y., Horst A.J., Hoshide T., Ildefonse B., Jean M.M., John B.E., Koepke J., Machi S., Maeda J., Marks N.E., McCaig A.M., Meyer R., Morris A., Nozaka T., Python M., Saha A., Wintsch R.P. (2014) Primitive layered gabbros from fastspreading lower oceanic crust. Nature, 505, pp. 204-207. https://doi.org/10.1038/nature12778

Giret A., Bonin B., Leger J.M. (1980). Amphibole compositional trends in oversaturated alkaline plutonic ring-complexes. The Canadian Mineralogist, 18, pp. 481-495.

Humphreys M.C.S (2011) Silicate liquid immiscibility within the crystal mush: evidence from Ti in plagioclase from the Skaergaard intrusion. J Petrol., 52, pp. 147-174. https://doi.org/10.1093/petrology/egq076

Kovalev S.G. (1996). Differentiated diabase-picrite complexes of the western slope of the Southern Urals. Ufa: IG UNTs RAS, 99 p. (In Russ.)

Kovalev S.G. (2011). New data on the geochemistry of diabase-picrite magmatism on the western slope of the Southern Urals and the conditions for its formation. Litosfera = Lithosphere (Russia), 2, pp. 68-83. (In Russ.)

Kovalev S.G., Kovalev S.S., Vysotskiy S.I. (2018). Noble metal geochemical specialization of the Mesoproterozoic magmatic complexes of the Bashkirian meganticlinorium and the eastern margin of the East European platform. Litosfera = Lithosphere (Russia), 18(2), pp. 295-313. (In Russ.) https://doi.org/10.24930/1681-9004-2018-18-2-295-313

Kovalev S.G., Puchkov V.N., Vysotskiy S.I., Kovalev S.S. (2017). Conditions for the formation of igneous rocks during the plume process (on the example of the western slope of the Southern Urals). DAN, 475(2), pp. 171-175. (In Russ.) https://doi.org/10.7868/S0869565217200129

Kranidiotis P., MacLean W.H. (1987). Systematic of Chlorite Alteration at the Phelps Dodge Massive Sulfide Deposit, Matagami, Quebec. Economic Geology, 82(7), pp. 1808-1911. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.82.7.1898 Kretz R. (1982). Transfer and exchange equilibria in a portion of the pyroxene quadrilateral as deduced from natural and experimental data. Geochimica et Cosmochimica Acta, 46(3), pp. 411-422. https://doi. org/10.1016/0016-7037(82)90232-0

Layered Intrusions. (2015). Eds: Charlier B., Namur O., Latypov R., Tegner C. Springer, 748 p.

Leak B.E. (1978). Nomenclature of amphiboles. Miner. Mag., 42(324), pp. 533-563. https://doi.org/10.1180/minmag.1978.042.324.21

Lennykh V.I., Petrov V.I. (1978). Picrites of the Taratash complex. Trudy Il'men. gos. zapoved., vol. 17, pp. 45-52. (In Russ.)

Lepage L.D. (2003). ILMAT: an excel worksheet for ilmenite-magnetite geothermometry and geobarometry. Comput. Geosci., 29(5), pp. 673-678. https://doi.org/10.1016/S0098-3004(03)00042-6

Leuthold J, Blundy J.D, Holness M.B, Sides R. (2014) Successive episodes of reactive liquid flow through a layered intrusion (Unit 9, Rum Eastern Layered Intrusion, Scotland). Contrib. Mineral. Petrol., 168, pp. 1-27. https://doi.org/10.1007/s00410-014-1021-7

Lindsley D.H., Spencer K.J. (1982). Fe-Ti oxide geothermometry: Reducing analyses of coexisting Ti-magnetite (Mt) and ilmenite (Ilm). American Geophysical Union, 63(18), p. 471.

Loucks Robert R. (1996). A precise olivine-augite Mg-Fe-exchange geothermometer. Contrib Mineral. Petrol., 125(2-3), pp. 140-150. https:// doi.org/10.1007/s004100050211

Miyamoto M., Furuta T., Fujii NMcKay., D.S., Lofgren G.E., Duke M.B. (1993). The Mn-Fe negative correlation in olivines in ALHA 77257 ureilite. Journal of Geophysical Research, 98(E3), pp. 5301-5307. https:// doi.org/10.1029/92JE02943

Myuller R., Saksena S. (1980). Chemical petrology. Moscow: Mir, 516 p. (In Russ.)

Namur O, Charlier B, Toplis M.J, Higgins M.D, Liégeois J-P, Vander Auwera J. (2010) Crystallization sequence and magma chamber processes in the ferrobasaltic Sept Iles layered intrusion, Canada. J. Petrol., 51, pp. 1203-1236. https://doi.org/10.1093/petrology/egq016

Nathan H.D., Vankirk C.K. (1978). A model of magmatic crystallization. Petrol, 19(1), pp. 66-94. https://doi.org/10.1093/petrology/19.L66

Nielsen R.L. (1985). EQUIL: a program for the modeling of low-pressure differentiation processes in natural mafic magma bodies. Computers & Geosciences, 11, pp. 531-546. https://doi.org/10.1016/0098-3004(85)90084-6 Nielsen R.L. (1988). TRACE FOR: A program for the calculation of combined major and trace-element liquid lines of descent for natural magmatic systems. Computers & Geosciences, 14, pp. 15-35. https://doi. org/10.1016/0098-3004(88)90050-7

Nosova, A.A., Sazonova, L.V., Kargin, A.V. et al. (2012) Mesoproterozoic within-plate igneous province of the western urals: Main petrogenetic rock types and their origin. Petrology, 20, pp. 356-390. https://doi.org/10.1134/ S086959111204008X

Perchuk L.L., Saxena S.K and Bhattacharji S. (1977). Thermodynamic control of metamorphic processes in Energetics of Geological Processes. New York: Springer.https://doi.org/10.1007/978-3-642-86574-9

Polzunenkov G.O. (2018). Evaluation of P-T and fO2 conditions of crystallization of monzonitoids of the Velitkenai granite-migmatite massif (Arctic Chukotka) based on mineral thermobaro- and oxybarometry data. Tikhookeanskaya geologiya, 37(5), pp. 97-111. (In Russ.)

Powell R. (1984). Inversion of the assimilation and fractional crystallization (AFC) equations; characterization of contaminants from isotope and trace element relationships in volcanic suites. Journal of Geological Society of London, 141(3), pp. 447-452. https://doi.org/10.1144/ gsjgs.141.3.0447

Roedder P.L., Emslie R.F. (1970). Olivine-liquid equilibrium.

Contributions to Mineralogy and Petrology, 29(4), pp. 275-289. https://doi. org/10.1007/BF00371276

Sazonova L.V., Nosova A.A., Larionova Yu.O., Kargin A.V., Kovalev S.G. (2011). Mesoproterozoic picrites of the eastern margin of the East European Platform and the Bashkirian meganticlinorium: petrogenesis and compositional features of olivine and clinopyroxene. Litosfera = Lithosphere (Russia), 3, pp. 64-83. (In Russ.)

Sharkov E.V. (1980). Petrology of layered intrusions. Leningrad: Nauka, 120 p. (In Russ.)

Spera F.J., Bohrson W.A. (2001). Energy-constrained opensystem magmatic processes, 1, General model and energyconstrained assimilation and fractional crystallization (ECAFC) formulation. J. Petrol., 42(5), pp. 999-1018. https://doi.org/10.1093/petrology/42.5.999

Spera F.J., Bohrson W.A. (2002). Energy-constrained opensystem magmatic processes 3. Energy-constrained recharge, assimilation, and fractional crystallization (EC-RAFC). Geochemistry Geophysics Geosystems, 3(12), pp. 1-20. https://doi.org/10.1029/2002GC000315

Spera F.J., Bohrson W.A. (2004). Open-system magma chamber evolution: an energy-constrained geochemical model incorporating the effects of concurrent eruption, recharge, variable assimilation and fractional crystallization (EC-E'RA FC). Journal ofPetrology, 45(12), pp. 2459-2480. https://doi.org/10.1093/petrology/egh072

Toramaru A, Matsumoto M. (2012) Numerical experiment of cyclic layering in a solidified binary eutectic melt. J. Geophys. Res., 117, B02209. https://doi.org/10.1029/2011JB008204

Wager L.P., Brown G. (1968). Layered igneous rocks. Edinburgh; London: Oliver & Boyd, 588 p.

Wells P.R.A. (1977). Pyroxene thermometry in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology, 62(2), pp. 129-139. https://doi.org/10.1007/BF00372872

Wood B.J., Banno S. (1973). Garnet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinopyroxene relationships in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology, 42(2), pp. 109-124. https://doi.org/10.1007/ BF00371501

Yaroshevskiy A.A. (1964). The principle of zone melting and its application in solving some geochemical issues. Proc. Conf.: Chemistry of the Earth's Crust, vol. 2. Moscow: Nauka, pp. 55-62. (In Russ.)

About the Authors

Sergey G. Kovalev - Director, DSc (Geology and Mineralogy)

Institute of Geology - Subdivision of the Ufa Federal Research Centre of the Russian Academy of Sciences 16/2 Karl Marx st., Ufa, 450077, Russian Federation

Sergey S. Kovalev - Junior Researcher Institute of Geology - Subdivision of the Ufa Federal Research Centre of the Russian Academy of Sciences 16/2 Karl Marx st., Ufa, 450077, Russian Federation

Manuscript received 27April 2021;

Accepted 8 September 2021;

Published 30 November 2021

НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ

www.geors.ru ГЕйРЕСУРСЫ