CC BY
8
2021
ВЕСТНИК ПЕРМСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
Геология
Том 20, № 2
МИНЕРАЛОГИЯ, КРИСТАЛЛОГРАФИЯ
УДК: 552.11, 552.113, 553.08
Магматические и постмагматические минеральные ассоциации пород массива Малютка (худолазовский комплекс Южного Урала)
И.Р. Рахимов
Институт геологии УФИЦ РАН
450077, Россия, Уфа, ул. К. Маркса, 16/2. E-mail: rigel92@mail.ru (Статья поступила в редакцию 29 октября 2020 г.)
Проведены детальные минералогические исследования пород массива Малютка худолазовского дифференцированного комплекса. Выполнено описание морфологии и химического состава многих породообразующих и акцессорных минералов. По результатам исследований выделены магматический и постмагматический (гидротермально-метасоматический) этапы формирования пород. Обсуждаются проблемы, связанные с генетической интерпретацией ряда породообразующих и рудных минералов. Сделан вывод о полигенной природе формирования шпинелидов. Выполнена оценка температуры равновесия в системе «Ti-магнетит-ильменит» (633-650°C), а также температуры кристаллизации хлорита, замещающего флогопит и роговую обманку (145-185°C).
Ключевые слова: минералогия, магматические ассоциации, метасоматоз, гидротермальный флюид.
DOI: 10.17072/psu.geol.20.2.99
Введение
Худолазовский дифференцированный комплекс развит в центральной части Южного Урала и изучается с конца 40-х годов XX века. С тех пор взгляды на его геологическое строение, петрологию и генезис связанного с ним сульфидного Си-№ орудене-ния неоднократно менялись и совершенствовались (Салихов, Пшеничный, 1984; Рахимов, 2017). Автором настоящей статьи в строении худолазовского комплекса выделяются 3 типа интрузий: 1) небольшие штоки ультраосновных пород, 2) относительно крупные и в разной степени дифференцированные хонолиты меланократовых габбро, 3) относительно мелкие и однородные хоноли-ты лейкократовых габбро (Рахимов, 2017). Массив Малютка - один из характерных представителей 1 группы тел (Рахимов и др., 2019). Благодаря своим небольшим размерам и наличию более или менее представительной коллекции кернового материала этот массив стал одним из самых изученных в ху-долазовском комплексе, с петролого-геохи-мической и минералогической точек зрения.
Цель данной работы - детальная минералогическая характеристика пород массива Малютка и обсуждение проблем, связанных с генетической интерпретацией син- и постмагматического минералообразования.
Характеристика объекта исследований
Массив Малютка локализован в западном крыле Худолазовской мульды (рис. 1а). Его размеры в плане составляют 190х 110 м, а мощность около 30 м (рис. 1б). По имеющимся геологическим данным, массив представляет собой шток, однако через него пробурено всего 2 скважины и питающий канал при этом не подсечён. Поэтому не исключается вероятность более сложной формы данного интрузивного тела. Вмещающими породами являются тефроиды и граувакки бия-годинской свиты, залегающие под углом 33° с азимутом падения 104°.
Массив в целом имеет однородное строение и сложен, большей частью, среднезерни-стыми пойкилоофитовыми плагиоклаз-рого-вообманковыми перидотитами - плагиош-рисгеймитами.
© Рахимов И.Р., 2021
Рис. 1. Геологическая схема Худолазовской мульды (а) и план обнажения массива Малютка с геологическим разрезом (б) (Рахимов и др., 2019). а: 1 - вулканогенные толщи ирендыкской свиты (О2е/1), 2 - вулканогенные толщи карамалыташ-ской свиты (О2е/2), 3 - кремнистые отложения ярлыкаповской свиты (О2е/2), 4 - вулканогенно-осадочные толщи улутауской свиты (02-3гу-£), 5 - кремнистые отложения мукасовской свиты (Оф, 6 - биягодинский олистостромовый горизонт Оз-т), 7 - флишоидные отложения нижней подсвиты (О3/т1-2) / верхней подсвиты зилаирской свиты (О^т-С^^^ - вулкано-терригенно-карбонатные отложения берёзов-ской свиты (С^-у), 9 - интрузии худолазовского комплекса (Су-э); б: 1 - характерные габброи-ды массива, 2 - кора выветривания, 3 - зона рас-сланцевания, 4 - убогие руды (N1 < 0,3%), 5 - рядовые руды (N1 0,3-1%), 6 - дайки спессарти-тов, 7 - наименования и глубины скважин, 8 -
Количество оливина существенно возрастает в направлении от верхней части тела к нижней (от 15 до 50 об. %). В нижней части интрузии выделяются не менее двух линз вкрапленных сульфидных руд (рис. 1б), в которых породы имеют сидеронитовую структуру. В приконтактовой части массива развиты бедные оливином мелкозернистые габбро, имеющие габброофитовую структуру. Породы в различной степени изменены гидротермально-метасоматическими процессами, в результате чего по первичным минералам сформировались разнообразные ассоциации вторичных минералов.
2. Методика исследований
Породы массива Малютка изучались в полированных пластинках и аншлифах (9 шт.) с помощью оптической (поляризационный микроскоп Carl Zeiss Axioskop 40) и сканирующей электронной (РЭМ Tescan Mira 3 и Vega 3) микроскопии. Состав минералов был определён рентгеноспектральным методом с использованием энергодисперсионной установки Oxford Instruments при электронных микроскопах Tescan, а также с помощью волновой дисперсионной спектроскопии на микрозондовых анализаторах JEOL JXA-8230 и CAMECA SX100.
3. Результаты исследований
По результатам детальных петрографических и минералого-геохимических исследований пород массива Малютка выявлены магматический и постмагматический этапы минералообразования. В каждом из них также выделены термохронологические стадии. Ниже приведена подробная характеристика минералов, в основном согласно порядку их кристаллизации. Порядок кристаллизации устанавливался по совокупности петрологических и минералогических критериев: характеру границ и степени идиоморфизма минералов, анализу полей стабильности минеральных фаз (из литературных данных), а также результатам численного моделирования в программе Comagmat 5.22.
линия разреза
3.1. Магматический этап
Главными минералами пород магматического этапа кристаллизации являются оливин (до 50%), амфибол (до 47%), плагиоклаз (до 35%). Второстепенные минералы - пироксен (2-12%) и биотит (до 7%). Акцессорные минералы: сульфиды, шпинелиды, ильменит, апатит, циркон, монацит, висмуто-теллуриды. В рудных залежах доля сульфидных минералов, образующих срастания, достигает 18%.
3.1.1. Раннемагматическая стадия
Минералы группы шпинели представлены двумя разновидностями - алюмошпинелью и
Сг-титаномагнетитом. В шлифах алюмо-шпинель отличается тёмно-зелёной окраской, а титаномагнетит - красновато-чёрной. Алюмошпинель образует изометричные зёрна размером до 0,3 мм, захваченные оливином (рис. 2а). Титаномагнетит формирует более крупные кристаллы (до 1 мм), находящиеся как в виде включений в оливине, так и в основной массе пород. Алюмошпи-нель характеризуется небольшой примесью Т (от 0,01 до 0,2), V (0,01-0,06 мас. %) и сильно варьирующей примесью Сг (0,7-5,8), в то время как в титаномагнетите отмечаются стабильно высокие примеси этих элементов: Т - 3,0-6,3 мас.%, V - 0,25-0,31 мас.%, Сг - 4,4-6,1 мас. %.
Рис. 2. Характерные петрографические особенности пород массива Малютка (проходящий свет): а) фрагмент замещения оливина, содержащего включения шпинели; б) хадакристаллы оливина и полностью пелитизированного плагиоклаза в ойкокристалле пироксена; в) фрагмент замещения оливина иддингситом и тальком, плагиоклаза - глинистыми минералами; г) ойкокристалл роговой обманки с псевдоморфозой серпентина по оливину. Примечание: a-в - фото без анализатора, г - с анализатором. Минералы: ab - альбит, bt - биотит, chl - хлорит, cl - глинистые, cpx - клинопироксен, hbl -роговая обманка, id - иддингсит, mag - магнетит, ol - оливин, spl - шпинель (алюминистая), srp -серпентин, tlc - тальк
Шч У- ?
ш
V '
л '
Рис. 3. Электронные и оптические изображения детальных участков пород массива Малютка: а) образование низкотемпературного магнетита (mag-2) и биотита за счёт раннего титаномагне-тита со структурой распада; б) скелетный кристалл магнетита в трещине в оливине; в) округлое сульфидное выделение; г) сростки апатита с роговой обманкой; д) ламели пентландита в пирротине; е) вкрапления редких минералов (сфалерит, гессит, сперрилит) в халькопирите; ж) кристаллы апатита и ильменита в хлорит-альбитовом матриксе; з) развитие хлорита по биотиту и хлорит-альбитового агрегата по плагиоклазу; и) развитие пирита по пирротину; к) развитие виоларита по пентландиту. Примечание: а, е, ж - ББЕ-изображения; б, в, д, и, к - отражённый свет; г, з - проходящий свет. Минералы: ар - апатит, сср - халькопирит, ght - гётит, Неэ - гессит, Ит - ильменит, рп - пентландит, ро - пирротин, эр - сфалерит, эрет - сперрилит, остальные - см. рис. 2
Химический состав алюмошпинели отве- и ульвёшпинели с подчинённым содержани-
чает изоморфной смеси в ряду «герцинит- ем других членов шпинелевой группы. На
шпинель», а титаномагнетит, соответствен- позднемагматической стадии титаномагне-
но, является изоморфной смесью магнетита тит распался на новые минеральные фазы
(рис. 3а) (вторичный магнетит, пластинчатый ильменит), а на ранней гидротермальной стадии он был подвергнут частичному растворению во флюиде с образованием скелетных кристаллов (рис. 3б).
Оливин представлен обычно изометрич-ными зёрнами размером 0.2-1.3 мм, нередко образующими сростки. Они находятся в виде включений внутри ойкокристаллов пироксена (рис. 2б) или бурого амфибола. Состав оливина варьирует от 84.5 до 77.4% Го, и в изученных зёрнах наблюдается слабая обратная зональность: края на 1-3% более обогащены MgO и на 6-33% N1, чем центры кристаллов. Содержание N1 в среднем составляет 0.15%, Сг - 0.01%.
Плагиоклаз в неизменённом виде практически не встречается, лишь в центральной части некоторых недозамещённых зёрен плагиоклаза удалось определить его первичный состав: 61.20-62.82% Ап, 37.11-38.17% АЬ, и 0.07-0.63% Ог. Края кристаллов отвечают кислой разновидности: 7.54-27.57% Ап, 70.81-91.76% АЬ и 0.31-2.48% Ог. Кислые краевые фазы, вероятно, формировались уже на позднемагматической стадии.
Клинопироксен встречается в виде редких ксеноморфных пойкилитовых зёрен размером до 3-4 мм (рис. 2б). Его количество в породах варьирует от 2 до 12%. По химическому составу он соответствует авгиту: 25.543.2% Wo, 37.7-48.8% Еп, 19.1-30.7% Fs. В пироксене постоянно отмечаются примеси Т1 (до 0.44%) и N (до 0.96%).
Сульфидные минералы (совместные пентландит-халькопирит-пирротиновые выделения) - продукты распада высокотемпературного твёрдого сульфидного раствора (mss, далее iss). Сульфиды в верхних частях массива образуют редкую вкрапленность (< 0.5 об.%) из мелких каплевидных выделений (рис. 3в), а с глубиной их количество возрастает до 1-3 об.%. В нижней части интрузии вскрыты прожилково-вкрапленные руды с содержанием сульфидов до 12-18%, размеры зёрен достигают 3 см. Наиболее распространённым минералом в них является пирротин (74-86% от общего количества сульфидов), далее - халькопирит (13-20%) и пентландит (0.5-6%). Редко в срастании с халькопиритом встречается сфалерит. В пирротине всегда отмечается примесь N1
(0.3-0.8%) и незначительно - Со (до 0.04%). Пентландиту характерна постоянно повышенная примесь Со (до 2.9%).
3.1.2. Позднемагматическая стадия
Роговая обманка встречается в виде ксеноморфных пойкилитовых зёрен (рис. 2г) размером до 5 мм. Это важнейший породообразующий минерал, в отличие от оливина и плагиоклаза распределённый в массиве относительно равномерно (33-47 %). Роговая обманка является наиболее стабильной первичной минеральной фазой, встречающейся даже в сплошных пропилитах, в которых другие минералы, в том числе и сульфиды, не сохранились. В приконтактовых габбро она иногда образует хорошо огранённые призматические кристаллы. По составу роговая обманка соответствует ряду титанистых разновидностей кальциевых амфиболов -керсутиту, Т^магнезиогастингситу и Н-па-ргаситу. Количество ТЮ2 варьирует в пределах 3.5-5.5% (табл. 1). Установлены незначительные примеси N1 (до 0.08%), Сг (до 0.1%), Б (до 0.24%), С1 (до 0.05%), Б (до 0.02%).
Биотит1 развит в малоизменённых и богатых оливином разностях пород, где он образует чешуйчатые зёрна размером до 34 мм в ассоциации с другими позднемагма-тическими минералами (рис. 2а). Иногда биотит встречается в ассоциациях с вторичным субпластинчатым магнетитом, образовавшимся по более раннему Сг-титаномагнетиту (рис. 3а). Состав биотита отвечает флогопиту, в котором выявляется повышенное содержание ТЮ2 (2.7-4.9%) (табл. 1). Установлены незначительные примеси галогенов (Б до 0.1%, С1 до 0.02%) и Б (до 0.02%).
Апатит встречается в виде игольчатых дипирамидальных кристаллов длиной до 0.7мм, ассоциируя с роговой обманкой и образуя в ней «внедрения» (рис. 3г). Апатит характеризуется умеренными концентрация-
1 По решению подкомитета СКММЫ, термин «биотит» рекомендуется применять к серии или подгруппе слюд с высоким содержанием Бе, либо к любой не диагностированной тёмной слюде.
ми галогенов (Б 0,76-0,99 %, С1 0,18-0,52%) и повышенным содержанием Б (до 0,150,37%). Также определены примеси редких элементов: Бг - до 0,1%, Y - до 0,06%, La -до 0,18%, Се - до 0,25%.
Позднемагматические сульфидные минералы связаны с относительно низкотемпературным распадом твёрдых сульфидных растворов (mss, iss).
Таблица 1. Микрозондовые анализы главных водосодержащих силикатов массива Малютка, мас. %
Comment SiO2 ^2 Al2Oз FeO MnO MgO CaO Na2O ад F NiO Total
1 3485-1 37,62 3,39 13,16 10,59 0,16 21,15 0,05 1,51 6,43 0,01 0,09 94,16
2 3485-2 38,00 3,79 13,74 10,66 0,09 19,26 0,06 1,89 6,74 0,10 0,07 94,40
3 3485-3 38,54 3,81 13,67 10,75 0,05 19,13 0,03 2,39 6,74 0,04 0,09 95,24
4 3485-4 38,44 3,89 14,23 10,24 0,06 19,48 0,04 2,27 6,78 0,10 0,09 95,61
5 3485-5 38,49 3,17 11,38 9,96 0,14 22,20 0,04 1,42 5,11 0,03 0,06 91,99
6 3485-6 36,62 3,10 10,98 10,62 0,38 24,90 0,13 0,43 4,14 0,11 0,06 91,48
7 3485-30 38,25 2,89 12,74 11,13 0,15 21,04 0,06 1,96 5,75 0,06 0,10 94,12
8 3485-31 39,02 2,99 12,98 10,10 0,07 20,06 0,01 2,41 6,69 0,09 0,09 94,50
9 3485-36 38,18 4,33 15,04 8,22 0,06 23,53 0,01 2,44 5,70 0,06 0,08 97,65
10 3485-37 37,55 4,21 13,59 9,26 0,14 21,78 0,02 1,85 6,01 0,04 0,09 94,56
11 3485-39 37,90 3,70 12,65 8,81 0,09 23,30 0,03 2,06 4,94 0,02 0,08 93,58
12 3485-40 38,35 4,86 14,21 9,91 0,09 20,44 0,13 2,30 6,40 0,14 0,09 96,92
13 3485-41 36,23 3,95 12,87 10,59 0,24 23,46 0,14 0,74 5,53 0,10 0,05 93,91
14 3485-43 37,94 4,44 12,89 10,11 0,20 22,50 0,05 1,81 5,61 0,08 0,09 95,70
15 3485_8-182 36,91 3,65 13,32 11,55 0,15 19,63 0,03 1,75 5,67 0,05 0,02 92,73
16 3485-'-173 39,00 2,96 13,53 9,89 0,08 19,82 0,00 2,26 6,26 0,10 0,14 94,04
17 3485_6-196 38,06 4,03 13,95 10,28 0,09 19,03 0,00 2,01 6,65 0,11 0,07 94,28
18 3485_6-197 37,06 2,73 11,24 10,35 0,19 24,33 0,01 0,73 4,53 0,04 0,07 91,28
19 3485_9-189 39,20 4,12 13,15 9,43 0,06 20,02 0,01 2,36 5,96 0,02 0,10 94,43
20 3485-18 42,88 3,89 10,18 10,55 0,21 15,37 10,42 3,37 0,34 0,11 0,05 97,37
21 3485-20 42,96 3,78 10,76 9,79 0,15 15,04 10,69 3,67 0,39 0,11 0,03 97,37
22 3485-21 41,85 4,41 11,34 10,48 0,16 14,39 10,96 3,35 0,37 0,16 0,06 97,54
23 3485-22 41,25 4,89 11,56 10,73 0,16 14,31 11,07 3,33 0,38 0,16 0,05 97,89
24 3485-23 41,42 5,04 11,80 10,46 0,15 14,18 11,05 3,35 0,38 0,24 0,02 98,09
25 3485-24 41,60 5,51 11,19 10,66 0,18 14,37 11,16 3,10 0,38 0,16 0,05 98,37
26 3485-25 42,08 4,50 11,24 9,99 0,15 14,34 11,32 3,52 0,37 0,18 0,05 97,74
27 3485-26 40,98 4,64 11,23 10,60 0,19 14,64 10,68 3,12 0,39 0,17 0,03 96,68
28 3485-29 41,90 4,76 11,09 10,24 0,16 14,38 11,22 3,35 0,37 0,22 0,04 97,73
29 3485_7-165 41,93 4,21 11,33 9,80 0,01 14,00 11,26 3,40 0,38 0,03 0,10 96,45
30 3485_6-195 42,60 3,50 10,86 9,99 0,09 14,42 11,08 3,58 0,40 0,11 0,08 96,71
31 3485_8-183 41,12 4,07 11,70 9,61 0,22 14,08 11,71 2,99 0,40 0,28 0,03 96,21
32 3485_7-165 41,67 4,11 11,40 9,88 0,09 14,03 11,34 3,46 0,40 0,07 0,08 96,53
33 3485_7-167 41,39 4,83 11,28 9,70 0,09 14,01 11,40 3,15 0,38 0,17 0,02 96,42
34 3485_6-195а 42,16 3,93 10,65 9,86 0,17 14,41 10,97 3,29 0,39 0,12 0,05 96,00
35 3485-33 29,75 0,06 17,74 19,32 1,15 18,34 0,13 0,04 1,77 0,09 0,00 88,39
36 3485-35 32,09 0,08 15,44 18,30 0,53 20,49 0,15 0,05 1,53 0,09 0,00 88,76
37 3485-11 39,61 0,02 9,79 7,87 0,20 29,34 0,17 0,08 1,04 0,01 0,01 88,14
38 3485_7-166 34,53 0,22 9,87 8,57 0,13 30,71 0,10 0,07 0,29 0,00 0,17 84,66
39 3485_8-178 32,55 0,05 14,21 9,72 0,17 26,53 0,28 0,03 0,18 0,00 0,02 83,74
40 3485_8-181 33,13 1,97 11,85 12,82 0,28 26,09 0,03 0,07 1,39 0,03 0,11 87,77
41 3485_7-166а 34,59 0,28 9,54 9,33 0,12 31,04 0,09 0,09 0,23 0,07 0,06 85,44
42 3485_7-172 35,98 2,06 11,81 9,47 0,25 25,22 0,03 0,60 4,20 0,00 0,05 89,67
43 3485_6-193 32,35 0,10 14,78 9,95 0,31 28,35 0,10 0,01 0,42 0,01 0,00 86,38
Примечание:
-19 - ф
шогопит, 20-34 - роговая обманка, 35-43 - хлорит
Предполагается, что в результате этого образовались ламели низконикелистого пентлан-дита (рис. 3д) (N1 15-20% против 30-35% в раннем зернистом пентландите) и халькопирита в пирротине, а также редкие кристаллы-включения галенита, аргентопентландита и кубанита внутри ранних сульфидов. В галените всегда отмечается примесь Бе (до 1,6%).
Бi-Te-As-Ag-Pd-Pt-минералы также образовались на относительно низкотемпературной магматической стадии. Они представлены микронными включениями (1-35 мкм) майчнерита (РёЫТе), сперрилита (Р1;Л82), гессита (Лg2Te), алтаита (РЬТе) внутри сульфидных фаз (рис. 3е). Из минералов платиновой группы наиболее распространён май-чнерит, представленный в неизменённых сульфидных ассоциациях Р1;-содержащей разновидностью (Р1 до 3%). В гидротермально переработанных сульфидных ассоциациях майчнерит становится высокосурьмянистым (БЬ до 10%) (Салихов, Пшеничный, 1984).
Ильменит встречается в виде пластинчатых кристаллов внутри структур распада Сг-титаномагнетита (рис. 3а). В приконтакто-вых габбро встречаются длиннопризматиче-ские кристаллы ильменита, равновесные как с позднемагматическими (роговая обманка, альбит), так и с ранними гидротермальными минералами (хлорит, калишпат) (рис. 3ж). Ильмениту свойственно повышенное содержание Мп (1,8-3,6%), также выявлены примеси Сг (до 0,7%), V (до 0,14%), Л1 и Mg (0,п%).
Магнетит представлен двумя разновидностями, связанными с принадлежностью к разным минеральным ассоциациям. Первая разновидность приурочена к сульфидным выделениям, в которых магнетит либо выполняет тонкую оторочку (рис. 3в, к), либо образует мелкие идиоморфные включения в пирротине (рис. 3е). Вторая (субпластинчатая) разновидность магнетита является новообразованной фазой за счёт первичного ти-таномагнетита, ассоциирующей с флогопитом (рис. 3а). В этом типе магнетита отмечаются низкие содержания примесных элементов: Т1 0,07-0,11%, Mg до 0,2%, Сг, V и Л1 - до 0,07%.
3.2. Постмагматический этап
На постмагматическом этапе минералооб-разования происходило полистадийное замещение первичных минералов, неустойчивых в условиях низких температур и высокой фугитивности летучих, вторичными. Наиболее распространённым постмагматическим минералом является хлорит (до 40 об. %), являющийся стабильной фазой в широком интервале температур. Существенна роль глинистых и Бе-оксид-гидроксидных минералов.
3.2.1. Ранняя гидротермальная стадия
Хлорит является продуктом частичного или полного замещения многих минералов. Плагиоклаз замещается хлоритом по трещинкам, в которых развиваются жилки, расширяющиеся к центру кристаллов по мере продвижения гидротермального раствора. В таких жилках хлорит представлен пикнохлоритом и диабантином, причём, судя по их взаимоотношениям, жилки диабан-тина являются более поздними. Биотит начинает замещаться хлоритом от центра или края (рис. 3з) вплоть до образования полных псевдоморфоз. Либо происходит формирование сложных агрегатов, состоящих из смешаннослойных фаз (талькохло-рит). В изученных образцах часто встречаются промежуточные фазы между биотитом и хлоритом, отвечающие по химическому составу высоко-Т1-К пеннину2 или диабан-тину. В таких фазах сильно варьируют содержания ТЮ2, Л12О3, MgO, К2О, Б (табл. 1), что, видимо, связано с сохранением в структуре пакетов слоёв биотита. В псевдоморфозах по биотиту развит пеннин. Гораздо реже наблюдаются краевые замещения хлоритом-пеннином роговой обманки - до % площади зерна. В шлифах разновидности хлорита различаются слабо, например, по интенсивности и «чистоте» зелёной окраски.
Серпентин встречается относительно редко в виде псевдоморфоз по оливину, в
2 неутверждённая 1МЛ псевдоригональная разновидность клинохлора
которых серпентин образует агрегаты из чешуйчатых кристаллов (рис. 2г). Чаще серпентин находится в небольших остаточных фрагментах в виде ленточных (рис. 2а) или волокнистых масс внутри агрегатов замещения оливина. На более низкотемпературной гидротермальной стадии серпентин заместился тальком, ассоциирующим с хлоритом, амфиболом и вторичными сульфидами.
Магнетит этой стадии представлен мельчайшими ксеноморфными зёрнами, нередко - пятнами «рудной пыли», ассоциирующими с серпентином (рис. 2а, в). Возможно, часть тонкодисперсного магнетита образовалась на поздней гидротермальной стадии при растворении и окислении минералов ранней гидротермальной стадии.
Сульфидные минералы данной стадии представлены пиритом, виоларитом, халькопиритом, изредка встречается галенит. Пирит и виоларит развиты как продукты замещения пирротина и пентландита, соответственно (рис. 3 и, к). При этом нередко пирит с халькопиритом образуют самостоятельные выделения в метасоматизированной силикатной матрице - тонкие прожилки и различные более сложные по форме образования.
Бi-Te-As-Ag-Pd-минералы, возникшие на гидротермальной стадии, встречаются как внутри вторичных сульфидных минералов, так и во вторичной силикатной матрице. К ним отнесены гессит, алтаит, цумоит (В1Те) и БЬ-майчнерит.
Амфибол (низкотемпературный) развит повсеместно, но редко. Он образует неполные псевдоморфозы по роговой обманке, представленные куммингтонитом или фер-робарруазитом, а также волокнистые агрегаты актинолита совместно со сплошными массами хлорита-пеннина по пироксену и плагиоклазу.
Альбит образует полные или частичные псевдоморфозы по основному плагиоклазу (рис. 2б), а также совместные жиловидные выделения с хлоритом, вторичным амфиболом, тальком (рис. 2а, 3з). На поздней низкотемпературной стадии кислый плагиоклаз частично замещается глинистыми минералами.
Апатит (низкотемпературный) встречается в интенсивно метасоматизированных
породах в ассоциации с хлоритом, альбитом (рис. 3ж), тальком и, в отличие от поздне-магматического апатита, образует несколько более крупные короткостолбчатые кристаллы. По составу вторичный апатит более фтористый (в 2-3 раза), содержание Б не менее 0,1%.
Смектиты (предположительно - смесь хлорита, монтмориллонита и гётита, называемая иддингситом) изредка наблюдаются в относительно мало изменённых породах, где они псевдоморфно замещают оливин в виде изотропных волокнистых масс рыжеватого и жёлто-зелёного цвета (рис. 2в). Они образуют срастания с хлоритом и другими минералами гидротермальной стадии.
3.2.2. Поздняя гидротермальная стадия
Тальк образует агрегаты из сплошных волокнистых масс внутри бывших зёрен оливина, где первый, судя по всему, заместил серпентин, а также - псевдоморфозы по чешуйчатым кристаллам биотита. Часто наблюдаются сплошные ореолы вокруг ядер сохранившегося оливина, окаймлённые тонкими волнистыми высыпаниями гидрокси-дов железа (рис. 2а, в).
Глинистые минералы развиты достаточно широко, но крайне неравномерно. По-видимому, их распространение было связано с путями проникновения поздних низкотемпературных окисленных гидротермальных флюидов. Глинистые минералы образуют псевдоморфозы по плагиоклазу (рис. 2б, в), в том числе иногда и по гидротермальному альбиту, а также по оливину или продуктам его более раннего замещения. Среди них, вероятно, присутствуют каолинит, иллит, гидрохлорит, возможно и другие глинистые минералы.
Сидерит обнаружен в близконтактовых породах в зонах развития продуктов изменения сульфидных зёрен, где он образует мелкие ксеноморфные выделения, образующие диффундирующие границы с пиритом. В составе сидерита выделяются MgO (0.380.96%), МпО (0.28-0.52%), СаО (4.5-6.3%).
Гидроксиды железа (гётит и его аналоги) развиты в интенсивно метасоматизирован-ных породах, образуя тонкие прожилки и мелкодисперсную вкрапленность в ассоциа-
ции с хлоритом, тальком, глинистыми минералами (рис. 3з). Их объёмное количество в породах очень мало (< 0.1%).
Обсуждение результатов и выводы
Широкое разнообразие магматических и постмагматических минеральных ассоциаций в породах массива Малютка обусловливает ряд сложностей в интерпретации их генезиса. Наиболее интересными, по мнению автора, являются вопросы, связанные с природой образования минералов группы шпинели, сульфидных, платинометалльных и глинистых минералов. Наличие включений недифференцированного сульфидного раствора в алюмошпинели и оливине, а также самих ликвационных сульфидных руд в массиве, и, кроме того, результаты компьютерного моделирования в программе Comagmat 5.22, свидетельствуют о раннемагматиче-ском происхождении этих выделений. Также результаты исследований показывают, что формирование шпинелидов носит полигенный характер, поэтому детальное изучение условий кристаллизации каждого типа шпинели даст возможность получить информацию практически о полной петрологической истории массива. Для оценки температуры равновесия в системе «титаномагнетит-ильменит» был применён ильменит-магнетитовый геотермометр. Ильменит в изученных породах является продуктом твердофазного распада титаномагнетита, в связи с чем для оценки температуры их равновесия использовались микрозондовые анализы неразложенного титанистого магнетита и вторичных включений в нём ильменита. Расчёты проводились по методике (Andersen, Lindsley, 1985), объединяющей различные способы оценки равновесия минеральных фаз - распределение Si, Mg, Fe3+/Fe2+-отношение и др. Подробный механизм расчётов опубликован L.D. Lepage (2003). Получены две результирующие величины температуры равновесия - 633 и 650 °C, которые можно связать с температурой образования ильменита.
На гидротермальном этапе произошла массовая хлоритизация пород, сопровождающаяся альбитизацией плагиоклаза и окислением сульфидных фаз. На завершающей
стадии породы претерпели оталькование и пелитизацию. Для оценки температуры кристаллизации хлорита были использованы хлоритовые термобарометры. Расчёты были выполнены по методике P. Lanari et al. (2014), развивающей ранее опубликованные методы М. Кателино и Э. Джоветта и основанной на модели смешивания в системе MgO-FeO-Al2O3-SiO2-H2O среди конечных членов (амезита, клинохлора, дафнита и су-доита). Были использованы микрозондовые анализы хлоритов, заместивших флогопит и роговую обманку. Результаты определяют следующий диапазон температур и давлений: 145-185°C и 5,6-6,7 кбар. Более высокие значения пар «температура-давление» обычно характерны хлоритам, образовавшимся за счёт флогопита. Значения давления представляются несколько завышенными, поскольку такие величины не согласуются с некоторыми геологическими представлениями (глубина эрозионного среза, степень преобразования вмещающих пород).
Гидротермально-метасоматические процессы привели к частичному растворению и выносу компонентов сульфидных минералов, что было показано автором ранее (Рахимов и др., 2019). Увеличение фугитивно-сти серы, приведшее к образованию пирита и виоларита, вероятно, отразилось и на повышенном содержании серы в апатите. В целом, анализируя составы изученных минеральных ассоциаций, согласно полям устойчивости отдельных минералов (наиболее индикаторные - пирротин, пентландит, замещаемые пиритом и виоларитом, а также апатит, хлорит, глинистые минералы (Wood, Mountain, 1989; Valsami-Jones, 1998; Liu et al., 2012), можно сделать предварительный вывод, что на ранней гидротермальной стадии действовал слабокислый водный флюид, обогащённый HS-, O2-, Cl-, F-, PO43-, а на поздней гидротермальной стадии в гидротермальном растворе происходит возрастание фугитивности кислорода и хлора.
Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (грант №18-35-00391) и темы № 0252-2017-0012 Госзадания ИГ УФИЦ РАН.
Библиографический список
Рахимов И.Р. Геология, петрология и рудо-носность позднедевонско-карбонового интрузивного магматизма Западно-Магнитогорской зоны Южного Урала. Автореф. дисс... канд. ге-ол.-мин. наук. Уфа, 2017. 20 с.
Рахимов И.Р., Савельев Д.Е., Вишневский А.В. Сульфидно-платинометалльная минерализация изменённых габбро массива Малютка худолазов-ского комплекса: влияние гидротермальных процессов на тип минеральной ассоциации // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2019. № 275. С. 15-24.
Салихов Д.Н., Пшеничный Г.Н. Магматизм и оруденение зоны ранней консолидации Магнитогорской эвгеосинклинали. Уфа: БФАН СССР, 1984. 112 с.
Andersen D.J., Lindsley D.H. New (and final!) models for the Ti-magnetite/ilmenite geothermome-ter and oxygen barometer // Abstract AGU 1985 Spring Meeting Eos Transactions. American Geophysical Union: Washington DC, USA, 1985. P. 416.
Lanari P., Wagner T., Vidal O. A thermodynamic model for di-trioctahedral chlorite from experimental and natural data in the system MgO-FeO-Al2O3-SiO2-H2O: applications to P-T sections and geothermometry // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2014, V. 167. P. 268-287.
Lepage L.D. ILMAT: an Excel worksheet for il-menite-magnetite geothermometry and geobarome-try // Computers & Geosciences. 2003, V.29. P. 673-678.
Liu W., Migdisov A., Williams-Jones A. The stability of aqueous nickel (II) chloride complexes in hydrothermal solutions: results of UV-visible spectroscopic experiments // Geochim. Cosmochim. Acta. 2012. No. 94. P. 276-290.
Valsami-Jones E., Ragnarsdottir K.V., Putnis A., Bosbach D., Kemp A.J., Cressey G. The dissolution of apatite in the presence of aqueous metal cations at pH 2-7 // Chemical Geology. 1998, V. 151. P. 215-233.
Wood S.A., Mountain B. W. Thermodynamic constraints on the solubility of platinum and palladium in hydrothermal solutions: reassessment of hydroxide, bisulfide, and ammonia complexing // Economic geology. 1989, V. 84. P. 2020-2028.
Magmatic and Postmagmatic Mineral Associations of the Malyutka Massif Rocks (Khudolazovkiy Complex of the South Urals)
I.R. Rakhimov
Institute of geology UFRC RAS
16/2 K. Marx Str., Russia, E-mail: rigel92@mail.ru
The results of detailed mineralogical studies of the Malyutka massif altered rocks of the Khudolazovskiy differentiated complex are presented. The morphology and chemical composition of many rock-forming and accessory minerals are described. According to the study, the magmatic and post-magmatic (hydrothermal-metasomatic) stages of rock formation are distinguished. The problems associated with the genetic interpretation of a number of rock-forming and ore minerals are discussed. The conclusion about the polygenic nature of the formation of spinelids is made. The equilibrium temperature in the «Ti-magnetite-ilmenite» system (633-650 °C), as well as the crystallization temperature of chlorite, replacing phlogopite and hornblende (145-185 °C), were estimated. Key words: Malyutka massif, mineralogy, magmatic associations, metasomatism, hydrothermal fluid.
References
Rakhimov I.R. 2017. Geologiya, petrologiya i ru-donosnost pozdnedevonsko-karbonovogo intru-zivnogo magmatizma Zapadno-Magnitogorskoy zony Yuzhnogo Urala [Geology, petrology and ore-mineralization of Late Devonian-Carbon intrusive magmatism of the Western Magnitogorsk Zone of the Southern Urals]. Diss. cand. geol.-min. sci. Ufa, p. 181. (in Russian)
Rakhimov I.R., Saveliev D.E., Vishnevsky A. V. 2019. Sulfidno-platinometallnaya mineralizatsiya
izmenyonnykh gabbro massiva Malyutka khudola-zovskogo kompleksa: vliyanie gidrotermalnykh protsessov na tip mineralnoy assotsiatsii [Sulfide-platinum metal mineralization of altered gabbro massif Malyutka of the Khudolazovskiy complex: hydrothermal influence to the mineral association types] Vestnik IG Komi NC UrO RAN. 275:15-24. (in Russian)
Salikhov D.N., Pshenichnyy G.N. 1984. Magma-tizm i orudenenie zony ranney konsolidatsii Magno-togorskoy evgeosinklinali [Magmatism and mineralization of the Magnitogorsk eugeosyncline earlier
consolidation zone]. Ufa, BB AN USSR, p. 112. (in Russian)
Andersen D.J., Lindsley D.H. 1985. New (and final!) models for the Ti-magnetite/ilmenite geother-mometer and oxygen barometer Eos, Transactions, American Geophysical Union 66(18): 416.
Lanari P., Wagner T., Vidal O. 2014. A thermo-dynamic model for di-trioctahedral chlorite from experimental and natural data in the system MgO-FeO-Al2O3-SiO2-H2O: applications to P-T sections and geothermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology. 167, 968. doi:10.1007/s00410-014-0968-8
Lepage L.D. 2003. ILMAT: an Excel worksheet for ilmenite-magnetite geothermometry and geoba-rometry. Computers & Geosciences. 29(5): 673-678. doi: 10.1016/S0098-3004(03)00042-6
Liu W., Migdisov A., Williams-Jones A. 2012. The stability of aqueous nickel (II) chloride complexes in hydrothermal solutions: results of UV-visible spectroscopic experiments. Geochim. Cos-mochim. Acta. 94: 276-290. doi: 10.1016/j.gca. 2012.04.055
Valsami-Jones E., Ragnarsdottir K.V., Putnis A., Bosbach D., Kemp A.J., Cressey G. 1998. The dissolution of apatite in the presence of aqueous metal cations at pH 2-7. Chemical Geology. 151: 215-233. doi:10.1016/S0009-2541(98)00081-3
Wood S.A., Mountain B.W. 1989. Thermodynam-ic constraints on the solubility of platinum and palladium in hydrothermal solutions: reassessment of hydroxide, bisulfide, and ammonia complexing. Economic geology. 84(7): 2020-2028. doi:10.2113/ gsecongeo.84.7.2020
