CC BY
13
[Tectonics of the western Turan Plate]. Moscow, IGiRGI, 1992. 148 p. (In Russian).
6. Popkov V.I., Voskoboy V.A., Nurmanov A.M. Glubinnaya struktura Severnogo Ustyurta (po materialam seysmorazvedki MOGT) [Deep structure of the Northern Ustyurt (based on the materials of seismic exploration by common-depth-point method]. Moscow, IGiRGI, 1993. 94 p. (In Russian).
7. Popkov V.I., Kalinin M.I., Seyfulin L.M. Glubinnoe stroenie zapada Turanskoy plity [Deep structure
of the western Turan Plate]. Doklady akademii nauk SSSR - Proceedings of the USSR Academy of Sciences, 1985, vol. 284, no. 4, pp. 939-943. (In Russian).
Popkov V.I., Rabinovich A.A., Dosmukhambeto-va G.D. Geologicheskie predposylki provedeniya geologorazvedochnykh rabot v severnoy chasti p-ova Buzachi [Geological prerequisites for geological exploration in the northern part of the Bu-zachi Peninsula]. Geologiya nefti i gaza - Oil and Gas Geology, 1991, no. 2, pp. 2-7. (In Russian).
УДК 553.461(234.853)
DOI: 10.24412/1728-5283-2021-3-15-25
ЛЕРЦОЛИТЫ АЗНАГУЛОВСКОЙ ПЛОЩАДИ (ЮЖНЫЙ УРАЛ): СОСТАВ И P-T- /O2 УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
© Д.Е. Савельев,
доктор геолого-минералогических
наук, профессор АН РБ,
ведущий научный сотрудник,
Институт геологии, Уфимский
федеральный исследовательский
центр РАН,
ул. К. Маркса, 16/2,
450077, г. Уфа, Российская Федерация
эл. почта: savl71@mail.ru
© Р.А. Гатауллин,
младший научный сотрудник,
Институт геологии, Уфимский
федеральный исследовательский
центр РАН,
ул. К. Маркса, 16/2,
450077, г. Уфа;
магистр 1-го года обучения,
Башкирский государственный
университет,
ул. Заки Валиди, 32,
450076, г. Уфа, Российская Федерация
эл. почта: rusgatln97@gmail.com
Приведены результаты петрографического и минералогического изучения наименее серпентинизированных образцов лерцолитов, которые слагают северо-западную часть массива Северный Крака. Петрографическое изучение пород позволяет заключить, что все исследованные лерцолиты представлены мантийными тектонитами, о чем свидетельствует широкое распространение минеральной уплощенности, неоднородного погасания, кинк-банд структур в оливине и пироксенах. Изучен состав первичных минералов мантийных ультрамафитов: оливина, шпинелида, ромбического и моноклинного пироксенов, амфиболов. Выявлены высокомагнезиальный состав оливина ^о87-95) и значительная вариабельность хромистости шпине-лидов (#Сг = 0,1-0,7). Оценка условий минералообразования проведена с использованием нескольких версий двупироксе-новых и оливин-хромшпинелевых геотермометров, двупирок-сенового геобарометра и оливин-хромшпинелевого оксибаро-метра. Полученные данные указывают на то, что закрытие обменных реакций в породообразующих минералах лерцолитов происходило в диапазоне 600-1200 °С, при давлениях 5-14 кбар и фугитивности кислорода, соответствующей -3 ... +1,5 Д1одЮ2^1^). Эти оценки соответствуют условиям верхней мантии на глубинах до 40 км и преимущественно восстановительному режиму, характерному для рифтогенных областей. Ранний этап становления ультрамафитов был связан с подъемом в составе верхнемантийного диапира в корневой зоне рифтогенной структуры. Подъем мантийного диапира сопровождался пластической деформацией породообразующих ми-
* Работа выполнена в рамках Государственного задания по темам №0246-2019-0078. Аналитические исследования проведены на базе ЦКП ИПСМ РАН «Структурные и физико-механические исследования материалов»
нералов и частичным плавлением. Оценка степени плавления по диаграмме #Сгзр|^оо| (OSMA) показывает, что она не превышала 25-30%, поскольку лерцолиты содержат высокоглиноземистый хромшпинелид (Сг# 0,1-0,5). Проведенные исследования позволяют предполагать, что ультрамафиты Азнагу-ловской площади представляют собой хорошо сохранившийся фрагмент слабо деплетированной верхней мантии под рифто-генной структурой палеоуральского бассейна.
Ключевые слова: ультрамафиты, офиолиты, лерцолиты, оливин, хромшпинелид, энстатит, диопсид, парга-сит, геотермобарометрия, Крака
© D.E. Saveliev1, R.A. Gataullin2
LHERZOLITES OF THE AZNAGULOVO AREA (SOUTHERN URALS): COMPOSITION AND P-T- /O2 FORMATION CONDITIONS
1
' Institute of Geology, Ufa Federal Research Centre, Russian Academy of Sciences, 16/2, ulitsa Karla Marksa, 450077, Ufa, Russian Federation e-mail: savl71@mail.ru
2 Institute of Geology, Ufa Federal Research Centre, Russian Academy of Sciences, 16/2, ulitsa Karla Marksa, 450077, Ufa; Bashkir State University, 32, ulitsa Zaki Validi, 450076, Ufa, Russian Federation e-mail: rusgatln97@gmail.com
This article gives the results of petrographic and mineralogi-cal studies of the more fresh samples of lherzolites that compose the northwestern part of the North Kraka massif. The petrographic study of the rocks allows us to conclude that all the lherzolites under investigation are represented by mantle tectonites, as evidenced by the wide distribution of foliation, irregular extinction and kink-band structures in olivine and pyroxenes. We have studied the composition of primary minerals of upper mantle rocks: olivine, spinel, ortho- and clinopyroxenes, amphiboles. Thus, we have found high-Mg composition (Fo87 95) and wide-variable #Cr (0.1-0.7) in olivine and spinel, respectively. The evaluation of mineral formation conditions was carried out using several versions of two pyroxene and olivine-spinel geothermometers, a two pyroxene geo-barometer and an olivine-spinel oxygen barometer. The obtained data indicate that the closure of exchange reactions in rock-forming minerals of lherzolites occurred in the range of 600-1200 °C, at pressures of 5-14 kbar and oxygen fugacity corresponding to -3 ... +1.5 Alog/O2(FMQ). These estimates are consistent with upper mantle conditions at depths down to 40 km and with the predominantly reducing regime characteristic of riftogenic regions. The early stage in the formation of ultramafic rocks was associated with upper mantle diaper upwelling beneath the continental rift. Diapir upwelling was accompanied by plastic deformation of rock-forming minerals and partial melting. Using #Crspl-Fool (OSMA) diagram, we have estimated the degree of melting as 25-30% because lherzolites contain spinel grain with very low #Cr (0.1-0.5). Our investi-
gâtions suggest that ultramafic rocks of the Aznagulovo area are a well-preserved fragment of the low-depleted upper mantle beneath the paleo-Ural basin rift structure.
Key words: ultramafic rocks, ophiolites, lherzolites, olivine, chromian spinel, enstatite, diopside, pargasite, geothermobarometry, Kraka
Введение
Интерес к изучению лерцолитов из офи-олитовых и орогенных комплексов (наряду с ксенолитами из кимберлитов и базальтов) находится на высоком уровне на протяжении последних 50 лет [1-4], и это не случайно. Согласно наиболее популярной в петрологическом сообществе «пиролитовой модели» [5; 6], лерцолиты имеют минеральный и химический составы, наиболее близкие к таковым недифференцированного материала верхней мантии Земли.
Исследование особенностей минералогии и состава лерцолитов позволяет на основе экспериментально разработанных геотермометров и оксибарометров оценить фу-гитивность кислорода и температуру минеральных равновесий в первичных (мантийных) ассоциациях. По присутствию в породах плагиоклаза, шпинели или граната можно ограничить диапазон давлений, при котором в ультрамафитах были прерваны суб-солидусные реакции, а в некоторых случаях есть возможность более точной оценки давления по двупироксеновым геобарометрам [7]. Полученные данные в дальнейшем используются для определения режима верхней мантии (глубина, флюидный режим, температура) в изученном регионе в той или иной геодинамической обстановке.
В структуре подвижных поясов Земли лерцолиты встречаются довольно редко, входя в состав некоторых офиолитовых комплексов (лерцолитовый подтип) и слагая отдельные, так называемые «орогенные», массивы. Последние достоверно известны только в западной части Палеотетиса (Ланцо,
Ронда, Бени-Бушера). Офиолитовые массивы лерцолитового подтипа встречаются редко, в то же время на Южном Урале их три -Крака, Нурали и Миндяк.
Одной из проблем при изучении офио-литовых лерцолитов является их значительная серпентинизация. В этом смысле Азна-гуловская площадь представляет собой редкое исключение: глубокий врез долины ручья Саргая вскрывает разрез свежих шпине-левых и плагиоклазовых лерцолитов, сер-пентинизация в них ограничена развитием низкотемпературного петельчатого серпентина в количестве 10-30%, а иногда встречаются исключительно свежие образцы. Это позволяет рассматривать данную площадь как перспективную для детальных исследований по оценке термодинамических параметров фрагмента древней верхней мантии Уральского подвижного пояса.
Объект и методы исследований
Под Азнагуловской площадью в данной статье мы будем понимать северо-западную часть массива Северный Крака и ограничивать ее бассейном ручья Саргая с притоками (рис. 1). Фактический материал был собран авторами в течение сезонов 2019-2020 гг. в ходе геологических маршрутов. Образцы наиболее свежих ультрамафитов были отпрепарированы и в дальнейшем изучены методами оптической микроскопии, рентгено-фазовым и электронно-микроскопическим методами с определением состава на энергодисперсионном спектрометре.
Электронно-микроскопические исследования и изучение состава минералов проводились в полированных шлифах на скани-
ВЕСТНИК АКАДЕМИИ НАУК РБ / __
' 2021, том 40, № 3(103) IIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIИИИмШ
рующем электронном микроскопе Vega 3 SBH Tescan c энергодисперсионным анализатором x-Act Oxford Instruments (ИПСМ РАН, Уфа). Обработка спектров производилась автоматически при помощи программного пакета AzTec One с использованием методики TrueQ. При съемке использованы следующие установки: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток зонда 1 нА, время накопления спектра в точке 60 секунд в точечном режиме. Формулы хромшпинелидов и оливина рассчитывались на 4, пироксенов - на 6 атомов кислорода соответственно. В формуле хромшпинелидов количество двух- и трехвалентного железа определялось по стехиометрии минерала.
Результаты исследований
Геология и петрография. Геологическое строение территории определяется преобладанием лерцолитов массивной либо полосчатой текстуры. В северо-западной
части изученной площади, на пониженных участках рельефа, преобладают серпентиниты и гидротермально измененные мафи-ты (родингиты). В обнажениях на гребневой части хребтов и в глубоко врезанных руслах р. Саргая и ее притоков встречается довольно много выходов свежих ультрама-фитов, что является редким для массивов Крака.
Серпентинизация ультрамафитов внутренней части массива Северный Крака ограничена низкотемпературной петельчатой серпентинизацией, а количество серпентина варьирует от 60 об.% в дунитах и гарцбургитах до 20-30% в массивных лер-цолитах. В нескольких обнажениях встречены лерцолиты, в которых практически отсутствует серпентин (2-5 об.%). Кроме того, такие свежие породы встречаются в виде отпрепарированной гальки в аллювии ручьев.
Рис. 1. Обзорная схема Азнагуловской площади
Условные обозначения: 1 - вмещающие породы, 2 - габброиды, пироксениты, 3 - лерцолиты, гарцбургиты с подчиненными дунитами, 4 - серпентиниты
Большая часть изученных лерцолитов представлена «шпинелевой фацией», где единственным акцессорным минералом является хромшпинелид переменного состава (см. ниже). Среди них отмечаются участки, сложенные «шпинель-плагиоклазовыми» разновидностями лерцолитов, в которых наряду с хромшпинелидом и в тесной ассоциации с ним встречается плагиоклаз или продукты его замещения. Эти две разновидности лерцолитов в большинстве случаев трудно различить визуально и поэтому при полевых исследованиях области распространения плагиоклазовых разновидностей сложно картировать.
Минералогические особенности. Оливин является главным компонентом лерцо-литов, формируя матрицу породы, он в разной степени подвержен петельчатой серпен-тинизации. Оливин представлен двумя типами зерен: крупными деформированными (0,5-4 мм) и мелкими (10-50 мкм) рекри-сталлизованными (необластами). Для первых характерно неоднородное погасание, обусловленное наличием доменной внутренней структуры, которая представляет результат пластической деформации минерала. Необласты сформированы при синтек-тонической рекристаллизации и обычно имеют однородное строение.
Исследованные оливины высокомагнезиальные, доля форстеритового минала ^о) варьирует в пределах 0,87-0,95. Отмечено, что магнезиальность оливина из гарцбурги-тов выше, чем из лерцолитов. Основными элементами-примесями являются никель и марганец: Мп в количествах выше предела обнаружения содержится в 9,7% анализов, содержание - до 0,37 мас.% МпО; № в количествах выше предела обнаружения присутствует в большей части образцов, с содержанием до 0,54 мас.% №0.
Ортопироксен является вторым по значимости породообразующим силикатом и представлен обычно крупными деформиро-
ванными зернами (порфирокластами), часто характеризующимися неоднородным погасанием и наличием кинк-банд структур [8]. По периферии таких зерен часто отмечаются зоны рекристаллизации, сложенные мелкими необластами (5-25 мкм) ортопи-роксена второй генерации, оливина, диоп-сида, шпинелида и амфибола. По химическому составу ортопироксены соответствуют энстатиту, они содержат малые количества кальция и железа (рис. 2). Постоянные примеси - алюминий, хром. Примеси, определенные в незначительном количестве анализов - №а, Т^ Мп.
Клинопироксены в лерцолитах присутствуют в количестве 5-8% и, как правило, образуют отдельные мелкие призматические либо таблитчатые зерна размером 50100 мкм. Кроме того, они образуются в зонах рекристаллизации крупных порфиро-кластов энстатита в виде изометричных не-областов размером 10-30 мкм. По составу соответствуют авгиту и диопсиду, доля вол-ластонитового минала варьирует в пределах 0,25-0,5 (рис. 2). Постоянные примеси - натрий, алюминий, хром. Редко встречающиеся примеси - Т^ Мп, №.
Хромшпинелиды ультрамафитов характеризуются значительными вариациями содержаний алюминия и хрома (рис. 2 б) и содержат мало трехвалентного железа. Большинство исследованных хромшпинелидов относятся к хромиту, алюмохромиту, хром-пикотиту, пикотиту (тренд вдоль линии Сг-А1), незначительное количество шпине-лидов относится к субферриалюмохромиту, ферриалюмохромиту, субферрихромпико-титу, субалюмохроммагнетиту, хроммагне-титу, магнетиту.
Попадание некоторых фигуративных точек в зону несмесимости (нижняя часть треугольной диаграммы под линией сольвуса), скорее всего, объясняется тем, что химический состав анализировался на участках тесного срастания первичной шпинели
ВЕСТНИК АКАДЕМИИ НАУК РБ / __
' 2021, том 40, № 3(103) |||||||||||||||||||||||||||||||||Ш
а wo б Сг
0,95 0,90 0,85
Рис. 2. Особенности состава минералов лерцолитов Азнагуловской площади:
а) тройная классификационная диаграмма для пироксенов; 1-5 - ортопироксены и 6-9 - клинопироксены, соответственно, из шпинелевых лерцолитов (1, 6), шпинель-плагиоклазовых лерцолитов (2, 7), гарцбургитов (3, 8), дунит-гарцбургитов (4, 9), хро-мититов (5), б) тройная диаграмма для трехвалентных ионов хромшпинелидов: 1 - перидотиты, 2 - дуниты, 3 - хромититы; в) диаграмма #Сг-#Мд для хромшпинелидов: 1 - хромититов, 2 - дунитов, 3 - дунит-гарцбургитов, 4 - шпинель-плагиоклазовых лерцолитов, 5 - шпинелевых лерцолитов, 6 - серпентинитов; г) диаграмма состава сосуществующих зерен оливина и хромш-пинелида: 1 - гарцбургиты, 2 - шпинелевые лерцолиты, 3 - шпинель-плагиоклазовые лерцолиты, поля проведены в соответствии с работой [9]. Еп, Wo, Fs - атомные доли миналов энстатита, волластонита и ферросилита в пироксенах, соответственно; #Сг = Сг/(Сг+А1), ат.%; #Мд = Mg/(Mg+Fe2+), ат.% в хромшпинелиде; Fo = Mg/(Mg+Fe), ат.% в оливине
с хроммагнетитом и магнетитом при небольшом увеличении. На бинарной диаграмме #Сг-М^# (рис. 2 в) отчетливо видна зависимость уменьшения магнезиальности хромшпинелидов с ростом их хромистости. Доля хрома варьирует в пределах 0,10,8 #Сг, вариации содержаний магния и двухвалентного железа не столь значительны, в основном в пределах 0,5-0,8 #Mg.
Из примесных элементов в количествах выше предела обнаружения чаще всего встречаются № и Т (примерно в 10% анали-
зов), их содержание достигает 0,58 мас.% и 0,43 мас.% соответственно. В редких случаях в зернах шпинелидов отмечены Мп, Zn, V в количестве до 2,57 мас.% -0,84 мас.% - 0,26 мас.% соответственно. Фигуративные точки составов хромшпине-лидов из серпентинитов в большинстве своем попадают в поле составов хромшпи-нелидов из перидотитов, что говорит об относительной устойчивости хромшпинели-дов в процессе серпентинизации пород. Значительно реже в серпентинитах встре-
чаются зерна хромшпинелидов, почти полностью замещенные магнетитом.
Плагиоклазы, встречающиеся в лерцо-литах, чаще всего ассоциированы с крупными ксеноморфными выделениями хромшпинелидов. Агрегаты плагиоклаза обычно формируют внешнюю оболочку вокруг хромшпинелидов и в большинстве случаев подвержены значительному вторичному изменению с образованием соссюритовых агрегатов. Исследованные плагиоклазы по химическому составу соответствуют лабрадору и битовниту с долей анортитового ми-нала (An) от 0,58 до 0,79. В некоторых зернах отмечен калий, иногда определяются Cr и Fe, что связано скорее всего с «захватом матрицы» хромшпинелидов.
Амфиболы присутствуют обычно в акцессорных количествах (до 3-5%), они образуют выделения трех типов: 1) мелкие призматические зерна, встречающиеся вместе с диопсидом и соизмеримые с ним (30100 мкм), 2) ламели (до 10 мкм), которые образуются как продукты деформационного разложения энстатита, последние затем могут преобразоваться в изометричные необ-ласты (10-25 мкм) или ксеноморфные образования (до 50-100 мкм) в результате коа-лесценции, 3) мелкие необласты (1025 мкм), образующиеся в ходе рекристаллизации деформированного энстатита и обычно располагающиеся по периферии порфи-рокластов последнего. По составу амфиболы чаще всего соответствуют паргаситу, одновременно обогащенному натрием (1,6-4,3 мас.% Na2O) и хромом (0,5-2,5 мас.% Cr2O3), реже они попадают в поля магнезиальной роговой обманки и чермакита по данным классификации Leake et al. [10].
Окситермобарометрия ультрамафи-тов. Для оценки термодинамических условий образования глубинных пород широко применяется сравнение химических составов сосуществующих минералов конкретного образца с экспериментально опреде-
ленными составами данных минеральных систем при данных РТ-условиях [11]. Нами были применены две версии геотермометров для пары оливин-хромшпинелид и две версии двупироксеновых геотермометров.
Для этого из исходных данных по химическому составу были составлены стехио-метрические формулы сосуществующих зерен оливина и шпинели, а также моноклинного и ромбического пироксенов. Далее по эмпирическим формулам геотермометров были вычислены температуры установления химических равновесий в каждой паре минералов.
Для пары оливин-хромшпинель температуры минеральных равновесий рассчитывались по трем версиям геотермометров [12-14]. По результатам вычислений составлена гистограмма (рис. 3 а), из которой следует, что большая часть полученных значений укладывается в интервал 650-900 °С, при этом наиболее часто встречаются температуры около 700 °С. Двупироксеновые геотермометры трех различных версий [7; 19; 20] показали более высокие температуры закрытия обменных реакций: разброс значений составил 850-1200 °С, а наибольшая частота встречаемости отмечена для температур около 1000 °С (рис. 3 б).
Одним из важных параметров, которые можно определить по составу сосуществующих минералов мантийных перидотитов, является фугитивность кислорода, характеризующая окислительно-восстановительные условия формирования пород. Обычно она рассчитывается по эмпирическим окси-барометрам, составленным на основе экспериментальных данных и термодинамических констант [21]. Используя для изученных лерцолитов оксибарометр, опубликованный в работе [12], нами получены величины фугитивности кислорода, соответствующие -3 ... +1.5 Дlog/O2(FMQ) (рис. 3 в).
Общее давление оценивалось по геобарометру, представленному в работе [7]. Проведенные расчеты показали, что высокотем-
ВЕСТНИК АКАДЕМИИ НАУК РБ / __
' 2021, том 40, №3(103) |||||||||||||||||||||||||llllllllEU
Рис. 3. Р-Т-/02 условия образования лерцолитов Азнагуловской площади:
а, б) температуры закрытия обменных реакций в парах оливин-хромшпинель (а) и ортопироксен-клинопироксен (б) по данным различных версий геотермометров; а - 1 - [12], 2 - [13], 3 - [14], 4 - обобщенная; в) диаграмма Сг#-Д1одЮ2; поля по данным работ [12]: 1-3 - перидотитовые ксенолиты (1 - примитивные, 2 - слабометасоматизированные, 3 - интенсивно метасомати-зированные), 4-5 - абиссальные перидотиты; жирными линиями оконтурены поля абиссальных перидотитов и перидотитов островных дуг по данным [15-17]; г) Р-Т диаграмма для мантийных перидотитов, поля проведены по данным работ [15; 18].
пературное становление большей части лерцолитов Азнагуловской площади завершилось в диапазоне давлений от 5 до 14 кбар, что соответствует глубинам 15-40 км (рис. 3 г). Вместе с тем, в некоторых образцах были получены более высокие давления, вплоть до границы шпинелевой и гранатовой фаций глубинности (15-20 кбар).
Обсуждение и выводы
Петрографическое изучение ультрама-фитов Азнагуловской площади позволило выявить в них признаки пластического течения и рекристаллизации, характерные для пород «мантийных разрезов» офиолитовых комплексов офиолитов, позволяющие отнести их к разряду так называемых «мантийных тектонитов» [22].
В классических офиолитах мантийные
разрезы обычно надстраиваются коровыми, в которые входят преимущественно мафические породы (габбро, габбро-нориты, диабазы, базальтоиды) с подчиненными пи-роксенитами. На массивах Крака этот уровень разреза представлен очень слабо и развит только на массиве Средний Крака. На изученной площади встречаются только маломощные дайковые тела диабазов и апо-габбровые метасоматиты в приконтактовых частях массива. В связи с этим можно предположить, что Азнагуловская площадь представляет собой более эродированную часть офиолитового разреза.
В пользу высказанного предположения говорит сравнительно слабая серпентиниза-ция пород, которая маркирует наиболее поздний этап внедрения ультрамафитов
ВЕСТНИК АКАДЕМИИ НАУК РБ /
' 2021, том 40, № 3(103) |||||||||||||||||||||||||||||||||
в верхние горизонты земной коры в виде холодных блоков. Поскольку серпентинизи-рующие флюиды поступали сверху вниз и замещали первичные мантийные минералы - оливин и пироксены, то в наибольшей степени серпентинизации подверглись апикальные части блоков, а внутренние почти сохранили первичный состав. Температура петельчатой серпентинизации, которая преимущественно проявлена в изученных породах, оценивается обычно в 150-200 °С [23].
Ранний этап становления ультрамафитов был связан с подъемом в составе верхнемантийного диапира в корневой зоне рифто-генной структуры. Об этом говорят преимущественно восстановительные условия, зафиксированные в величине фугитивности кислорода: на диаграмме в координатах Сг# - Дlog/O2(FMQ) подавляющее количество точек попадает в поле составов абиссальных перидотитов (рис. 3 в), характеризующих состав слабо деплетированной субокеанической мантии рифтогенных областей. Подъем мантийного диапира сопрово-
ждался пластической деформацией породообразующих минералов и частичным плавлением. Оценка степени плавления по диаграмме 0SMA (рис. 3 г) показывает, что она не превышала 25-30%, поскольку лерцоли-ты содержат высокоглиноземистый хром-шпинелид (Сг# 0,1-0,5).
Значительный разброс значений общего давления может объясняться «инерцией подъема» диапира, в минералах которого одновременно сохранились метки как его более раннего положения (менее мобильные участки), так и более «продвинутые» стадии подъема (более мобильные участки). Именно в последних, вероятно, успел произойти переход от шпинелевой к плагиокла-зовой фации на минеральном уровне.
Таким образом, проведенные исследования позволяют предполагать, что ультрама-фиты Азнагуловской площади представляют собой хорошо сохранившийся фрагмент слабо деплетированной верхней мантии под рифтогенной структурой палеоуральского бассейна.
Л И Т Е Р А Т У Р А
1. Textures, structures and fabrics due to solid state flow in some European Iherzolites /
A. Nicolas, J.L. Bouchez, F. Boudier, J.-C. Mercier // Tectonophysics. 1971. Vol. 12. P. 55-86.
2. Boudier F. Structure and petrology of the Lanzo peridotite massifs (Piedmonts Alps) // Bulletin of Geological Society of America. 1978. Vol. 89. No.1. P. 1574-1591.
3. Окситермобарометрия хромитоносных ультрамафитов (на примере Урала). I. ЯГР-спектроскопия хромшпинелидов и проблемы оливин-хромшпинелевой геотермометрии / С.Л. Вотяков, И.С. Чащухин, С.Г. Уймин,
B.Н. Быков // Геохимия. 1998. № 8. С. 791-802.
4. Chromian spinel neomineralisations and the microstructure of plastically deformed ophiolitic peridotites (Kraka massifs, Southern Urals, Russia) / D.E. Saveliev, V.V. Shilovskikh, S.N. Sergeev, A.V. Kutyrev // Mineralogy and Petrology. 2021. doi.org/10.1007/s00710-021-00748-w
5. Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра, 1981. 585 с.
6. Ringwood A.E. A model for the upper mantle //
Journal of Geophysical Research. 1962. Vol. 67. P. 857-866.
7. Putirka K.D. Thermometers and barometers for volcanic systems // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2008. Vol. 69. P. 61-120.
8. Савельев Д.Е., Пучков В.Н., Сергеев С.Н., Муса-биров И.И. О деформационно-индуцированном распаде энстатита в мантийных перидотитах и его значении для процессов частичного плавления и хромитообразования // Доклады Академии наук. 2017. Т. 476. № 2. С. 200-204.
9. Arai S. Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: Review and interpretation // Chemical Geology. 1994. Vol. 113. P. 191-204. DOI: 10.1016/0009-2541(94)90066-3
10. Nomenclature of amphiboles; report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association commission on new minerals and mineral names / B.E. Leake, A.R. Woolley, C.E.S. Arps, W.D. Birch, M.C. Gilbert, J.D. Grice, W.C. Hawthorne, A. Kato, K.J. Kisch, V.G. Krivovichev, K. Lithout, J. Laird, J.A. Mandarino, W.V. Maresch, E.A. Nickel,
ВЕСТНИК АКАДЕМИИ НАУК РБ / __
' 2021, том 40, № 3(103) IIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIiEbI
N.M.S. Rock, J.C. Schumacher, D.C. Smith, N.C.N. Stephenson, L. Ungaretti, E.J.W. Whittaker, G. Youzhi // Canadian Mineralogist. 1997. Vol. 35. P. 219-246
11. Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. М.: Недра, 1976. 287 с.
12. Ballhaus C., Berry R., Green D. High pressure experimental calibration of the olivine-orthopyroxene-spinel oxygen geobarometer: Implication for the oxydation state of the upper mantle // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1991. Vol. 107. P. 27-40.
13. Fabries J. Spinel-olivine geothermometry in peridotites from ultramafic complexes // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1979. Vol. 6. P. 329-336.
14. Roeder R.L., Campbell I.H., Jamieson H.E. A reevaluation of the olivine-spinel geothermometer // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1979. Vol. 68. P. 325-334.
15. Nature of the lithospheric mantle beneath the Arabian Shield and genesis of Al-spinel micropods: Evidence from the mantle xenoliths of Harrat Kishb, Western Saudi Arabia / A.H. Ahmed, A.K.M. Moghazi, M.R. Moufti, Y.H. Dawood, K.A. Ali // Lithos. 2016. Vol. 240-243. P. 119-139. http:// dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2015.11.016
16. Arai S., Ishimaru S. Insights into petrological characteristics of the lithosphere of mantle wedge beneath arcs through peridotite xenoliths: A review // Journal of Petrology. 2008. Vol. 49. P. 665-695.
17. 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 a supra-subduction zone setting // Journal of Petrology. 1998. Vol. 39. P. 1577-1618.
18. Green D.H., Falloon T.J. Pyrolite: A Ringwood concept and its current expression. In: Jackson, I. (ed.), The Earth's mantle composition, structure and evolution 7. Cambridge University Press, Cambridge. 1998. P. 311-378.
19. Wells P.R.A. Pyroxene thermometry in simple and complex systems // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1977. Vol. 62. P. 129-139.
20. Brey G.P., Köhler T. Geothermobarometry in 4-phase lherzolites: 2. New thermobarometers, and practical assessment of existing thermo-barometers // Journal of Petrology, 1990, vol. 31, pp. 1353-1378.
21. Redox processes in subduction zones: Progress and prospect / J. Wang, X. Xiong, Y. Chen, F. Huang // Science China: Earth Sciences. 2020. Vol. 63. doi. org/10.1007/s11430-019-9662-2
22. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979. 262 с.
23. Варлаков А.С. Петрология процессов серпен-тинизации гипербазитов складчатых областей. Свердловск, 1986. 224 с.
R E F E R E N C E S
1. Nicolas A., Bouchez J.L., Boudier F., Mercier J.-C. Textures, structures and fabrics due to solid state flow in some European lherzolites. Tectonophys-ics, 1971, vol. 12, pp. 55-86.
2. Boudier F. Structure and petrology of the Lanzo peridotite massifs (Piedmonts Alps). Bulletin of Geological Society of America, 1978, vol. 89, no. 1, pp. 1574-1591.
3. Votyakov S.L., Chashchukhin I.S., Uymin S.G., Bykov V.N. Oksitermobarometriya khromitonos-nykh ultramafitov (na primere Urala). I. YaGR-spektroskopiya khromshpinelidov i problema olivine-shpinelevoy geotermometrii [Oxythermo-barometry of chromite-bearing ultramafic rocks (on the example of the Urals). I. NGR-spectros-copy of chromian spinels and problems of ol-spl geothermometry]. Geochemistry, 1998, no 8, pp. 791-802. (In Russian).
4. Saveliev D.E., Shilovskikh V.V., Sergeev S.N., Ku-tyrev A.V. Chromian spinel neomineralisations and the microstructure of plastically deformed ophiolitic peridotites (Kraka massifs, Southern Urals, Russia). Mineralogy and Petrology. 2021. doi.org/10.1007/s00710-021-00748-w
5. Ringwood A.E. Composition and structure of the Earth's mantle. Russian edition. Moscow, Nedra, 1981. 585 p.
6. Ringwood A.E. A model for the upper mantle. Journal of Geophysical Research, 1962, vol. 67, pp. 857-866.
7. Putirka K.D. Thermometers and barometers for volcanic systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2008, vol. 69, pp. 61-120.
8. Saveliev D.E., Puchkov V.N., Sergeev S.N., Mus-abirov I.I. Deformation-induced decomposition of enstatite in mantle peridotite and its role in partial melting and chromite ore formation. Doklady Earth Sciences, 2017, vol. 476, pp. 10581061. DOI: 10.1134/S1028334X17090161
9. Arai S. Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: Review and interpretation. Chemical Geology, 1994, vol. 113, pp. 191-204. DOI: 10.1016/0009-2541(94)90066-3
10. Leake B.E., Woolley A.R., Arps C.E.S., Birch W.D., Gilbert M.C., Grice J.D., Hawthorne W.C., Kato A., Kisch K.J., Krivovichev V.G., Lithout K., Laird J., Mandarino J.A., Maresch W.V., Nickel E.A., Rock N.M.S., Schumacher J.C., Smith D.C., Stephenson N.C.N., Ungaretti L., Whittaker E.J.W., Youzhi G. Nomenclature of amphiboles; report
2021, том 40, № 3(103)
of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association commission on new minerals and mineral names. Canadian Mineralogist, 1997, vol. 35, pp. 219-246.
11. Perchuk L.L., Ryabchikov I.D. Fazovoe sootvetst-vie v mineralnykh sistemakh [Phase accordance in mineral systems]. Moscow, Nedra, 1976. 287 p. (In Russian).
12. Ballhaus C., Berry R., Green D. High pressure experimental calibration of the olivine-orthopyrox-ene-spinel oxygen geobarometer: Implication for the oxydation state of the upper mantle. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1991, vol. 107, pp. 27-40.
13. Fabries J. Spinel-olivine geothermometry in peri-dotites from ultramafic complexes. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1979, vol. 69, pp. 329-336.
14. Roeder R.L., Campbell I.H., Jamieson H.E. A reevaluation of the olivine-spinel geothermometer. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1979, vol. 68, pp. 325-334.
15. Ahmed A.H., Moghazi A.K.M., Moufti M.R., Da-wood Y.H., Ali K.A. Nature of the lithospheric mantle beneath the Arabian Shield and genesis of Al-spinel micropods: Evidence from the mantle xenoliths of Harrat Kishb, Western Saudi Arabia. Lithos, 2016, vol. 240-243, pp. 119-139. http:// dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2015.11.016
16. Arai S., Ishimaru S. Insights into petrological characteristics of the lithosphere of mantle wedge beneath arcs through peridotite xenoliths: A re-
view. Journal of Petrology, 2008, vol. 49, pp. 665-695.
17. 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 a supra-subduction zone setting. Journal of Petrology, 1998, vol. 39, pp. 1577-1618.
18. Green D.H., Falloon T.J. Pyrolite: A Ringwood concept and its current expression. In: Jackson, I. (ed.), The Earth's mantle composition, structure and evolution 7. Cambridge University Press, Cambridge, 1998, pp. 311-378.
19. Wells P.R.A. Pyroxene thermometry in simple and complex systems. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1977, vol. 62, pp. 129-139.
20. Brey G.P., Köhler T. Geothermobarometry in four-phase lherzolites: 2. New thermobarom-eters, and practical assessment of existing ther-mobarometers. Journal of Petrology, 1990, vol. 31, pp. 1353-1378.
21. Wang J., Xiong X., Chen Y., Huang F. Redox processes in subduction zones: Progress and prospect. Science China: Earth Sciences, 2020, vol. 63. doi.org/10.1007/s11430-019-9662-2
22. Coleman R.G. Ophiolites: Ancient oceanic lithosphere? Russian edition. Moscow, Mir, 1979. 272 p.
23. Varlakov A.S. Petrologiya protsessov serpentini-zatsii [Petrology of the processes of serpentiniza-tion]. Sverdlovsk, IGG USC AN USSR, 1986. 224 p. (In Russian).
УДК 622.276.57 DOI: 10.24412/1728-5283-2021-3-25-34
ОБОСНОВАНИЕ РЕЖИМОВ РАБОТЫ НЕФТЯНЫХ СКВАЖИН ГАЗОНЕФТЯНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПЕРМСКОГО КРАЯ
© В.Н. Федоров,
доктор технических наук, профессор,
Уфимский государственный нефтяной технический университет, ул. Космонавтов, 1, 450064, г. Уфа, Российская Федерация эл. почта: fed_vyach@mail.ru
© О.Р. Гончарова,
инженер 1-й категории,
филиал ООО «ЛУКОЙЛ-Инжиниринг»
«ПермНИПИнефть» в г. Перми,
Установление оптимального режима работы добывающих скважин, обусловленного предельными безводными и безгазовыми дебитами или предельными депрессиями, в значительной степени определяет эффективность разработки нефтяной залежи с газовой шапкой.
Для качественной оценки работы скважин газонефтяных залежей использован параметр газового фактора. Анализ динамики газового фактора выполнен по скважинам 26 подгазо-вых залежей нефти Пермского края.
По результатам анализа промысловых замеров газового фактора, забойного и пластового давления, дебита скважин
' 2021, том 40, № 3(103) lllllllllllllllllllllllllllllllllEEj
