CC BY
0
УДК 553.461(234.853) DOI 10.24412/1728-5283-2024-2-20-31
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ УЛЬТРАМАФИТОВ МАССИВА СЫУМ-КЕУ
(ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ) *
© Шабутдинов Тимур Денисович,
Институт геологии Уфимский федеральный исследовательский центр Российской Академии наук, ФГБОУ ВО «Уфимский университет науки и технологий», г. Уфа, Российская Федерация
© Савельев Дмитрий Евгеньевич,
Академия наук Республики Башкортостан Институт геологии Уфимский федеральный исследовательский центр Российской Академии наук, г. Уфа, Российская Федерация
В статье приведены результаты петрографического и минералогического изучения ультрамафи-тов массива Сыум-Кеу, расположенного в зоне Главного Уральского разлома на Полярном Урале. Западная часть массива сложена породами мантийной части разреза офиолитов, а восточная - габбро-идами. Граница между этими ассоциациями трассируется дунит-верлит-пироксенитовой переходной зоной. Минералы ультрамафитов мантийной части разреза обнаруживают признаки высокотемпературной деформации при мантийном течении и проявления последующего метаморфизма в коровых условиях. Первичные мантийные минералы обладают следующими характеристиками: оливин и ор-топироксен являются высокомагнезиальными ^о89 94 и Еп80-90, соответственно), клинопироксен представлен диопсидом (Еп48_5^о45_4^3_4). Хромшпинелиды демонстрируют варьирующую хромистость (#Сг = 0,2-0,65) и повышенную железистость. По последнему показателю они значительно отличаются от аналогичных минералов ультрамафитов южноуральских массивов. Оценка условий минерало-образования проведена с использованием нескольких версий двупироксеновых и оливин-хромшпине-левых геотермометров, двупироксенового геобарометра и оливин-хромшпинелевого оксибарометра. Полученные данные указывают на то, что закрытие обменных реакций в породообразующих минералах ультрамафитов происходило в широком температурном интервале: 400-900°С в паре оливин-хромшпинель и 500-1000 °С, при давлениях 3-7 кбар и фугитивности кислорода, соответствующей 0...+2 Д1од/02^1^). Эти оценки свидетельствуют о формировании ультрамафитов в верхнемантийном диапире на глубинах 10-25 км и/или испытанном породами метаморфизме на уровне близких глубин в нижней части земной коры. Подъем мантийного диапира сопровождался частичным плав-
Ключевые слова: ультрамафиты, офиолиты, перидотиты, оливин, хромшпинелид, энстатит, диопсид, геотермобарометрия, Сыум-Кеу.
лением, степень которого, оцененная по диаграмме #Crspl-Fool (OSMA), составила 10-30%.
MINERALOGICAL AND GEOCHEMICAL FEATURES AND CONDITIONS FOR THE FORMATION OF ULTRAMAFIC ROCKS OF THE SYUM-KEU
MASSIF (POLAR URALS)
© Shabutdinov Timur Denisovich,
Federal State Budgetary Educational Institution of Higher Education "Ufa University of Science and Technology", Institute of Geology Ufa Federal Research Center Russian Academy of Sciences, Ufa, Russian Federation
© Savelyev Dmitry Evgenievich
Institute of Geology Ufa Federal Research Center Russian Academy of Sciences, Ufa, Russian Federation
The article presents the results of a petrographic and mineralogical study of ultramafic rocks of the Syum-Keu massif, located in the zone of the Main Ural Fault in the Polar Urals. The western part of the mas-
* Для цитирования: Шабутдинов Т.Д., Савельев Д.Е. Минералого-геохимические особенности и условия формирования ультрамафитов массива Сыум-Кеу (Полярный Урал) // Вестник Академии наук Республики Башкортостан. 2024. №2. С. 20-31. DOI 10.24412/1728-5283-2024-2-20-31
sif is composed of rocks from the mantle part of the ophiolite section, and the eastern part is composed of gabbroids. The boundary between these associations is traced by the dunite-wehrlite-pyroxenite transition zone. Minerals of ultramafic rocks in the mantle part of the section show signs of high-temperature deformation during mantle flow and manifestations of subsequent metamorphism in crustal conditions. Primary mantle minerals have the following characteristics: olivine and orthopyroxene are high-magnesium (Fo89 94 and En80 90, respectively), clinopyroxene is represented by diopside (En48-52Wo45-49Fs3-4). Cr-spinels exhibit variable chromium content (#Cr = 0.2-0.65) and increased iron content. According to the latter indicator, they differ significantly from similar ultramafic minerals of the South Ural massifs. The conditions of mineral formation were assessed using several versions of two-pyroxene and olivine-chromium-spinel geothermometers, a two-pyroxene geobarometer and an olivine-chromium-spinel oxybarometer. The data obtained indicate that the closure of exchange reactions in the rock-forming minerals of ultramafic rocks occurred in a wide temperature range: 400-900°C in the olivine-chrome-spinel pair and 500-1000°C, at pressures of 3-7 kbar and oxygen fugacity corresponding to 0...+2 Alog/O2(FMQ). These estimates indicate the formation of ultramafic rocks in the upper mantle diapir at depths of 10-25 km and/or metamorphism experienced by rocks at close depths in the lower part of the earth's crust. The rise of the mantle diapir was accompanied by partial melt-_ Keywords: ultramafic rocks, ophiolites, peridotitesT] ing, the degree of which, estimated from olivine, chrome spinel, enstatite, diopside, geother- the #Crsp,-Foo, (OSMA) diagram, was 10-mobarometry, Syum-Keu. 30%..
Введение. Данная статья продолжает цикл работ, посвященных минералого-геохимической характеристике ультраосновных пород Урала, слагающих мантийные разрезы офиолитовых комплексов. В предыдущих работах [1, 2] были рассмотрены ультрамафиты массивов Северный Крака и Миндяк, расположенные в северном замыкании Зилаирского мегасинклинория и зоне Главного Уральского разлома на Южном Урала. В данном сообщении охарактеризованы ультра-мафиты мантийной части разреза массива Сыум-Кеу, который является наиболее северным офио-литовым массивом Урала.
Офиолитовые массивы имеют большое научное значение, поскольку представляют собой реликты верхней мантии, выведенные на дневную поверхность в геологическом прошлом [3]. В процессе подъема эти породы претерпели твёр-дофазовые преобразования и частичное плавление. Изучая вещественный состав и структурные особенности ультрамафитов, можно получить важную информацию о механизме пластического течения вещества верхней мантии, а также моделировать условия формирования (Р-Т-/02) ультрамафитов в процессе поднятия мантийного диапира в зоне спрединга.
Объект и методы исследований. Образцы ультрамафитов были отобраны при полевых исследованиях массива Сыум-Кеу, проведенных в ходе полевого выезда в 2023 году. Электронно-микроскопические исследования и изучение состава минералов проводились в полированных шлифах и шашках на сканирующем электронном микроскопе Tescan Vega 4 Compact c энерго-дисперсионным анализатором Xplorer Oxford Instruments (ИГ УФИЦ РАН, Уфа). Об-
работка спектров производилась автоматически при помощи программного пакета AzTec One с использованием методики TrueQ. При съемке использованы следующие установки: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток зонда 3-4 нА, время накопления спектра в точке 60 секунд в режиме «Point&ID». 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. Для определения валового состава пород проводили химический анализ на петрогенные оксиды и некоторые малые элементы (рентгено-флуорес-центный анализ).
Результаты исследований. Геологический очерк. Массив Сыум-Кеу расположен в зоне Главного Уральского разлома (ГУР) на Полярном Урале. Площадь массива 600 км2. В плане имеет неправильно-серповидную форму, выпуклой стороной обращенной на запад. Длина массива 60 км, ширина - 12 км [4]. Массивы Сыум-Кеу, Рай-Из и Войкаро-Сыньинский В.Н. Пучков относит к надсубдукционным офиолитовым массивам, сформированным в задуговых и междуговых окраинных бассейнах в ранне-, среднепалеозой-ского времени [5]. Массив Сыум-Кеу состоит из 5 блоков: Щучьинского, Няропейского, Пусь-ерского, Сыумкеуского и Харчерузьского. Некоторые исследователи выделяют еще Яркеуский блок [4, 6]. Сыум-Кеу, располагаясь в зоне ГУР, граничит на западе с метаморфическими породами Марункеуского комплекса и вулканоген-но-осадочными породами няропейской свиты, на востоке - с габброидами Шучьинского синк-линория [7, 8]. В строении массива можно выде-
лить лерцолит-гарцбургитовый, дунит-гарцбур-гитовый и дунит-верлит-клинопироксенитовый («полосчатый») комплексы пород (рисунок 1). Лерцолит-гарцбургитовый комплекс представлен гарцбургитами, диопсидовыми гарцбургита-ми (60-80%) и лерцолитами (20-40%). Породы в западной части характеризуются массивной текстурой со средне-, крупнозернистой структурой. Дунит-гарцбургитовый комплекс отличается от лерцолит-гарцбургитового повышенным содержанием дунитов и средне- мелкозернистой структурой. В распределении пород наблюдается симметричность: гарцбургиты приурочены к краевой части комплекса, дунит-гарцбургиты -к центральной. Полосчатый комплекс прослеживается вдоль восточной краевой части массива и непосредственно граничит с габброидами Шучьинского синклинория [4].
Рисунок 1 - Схема расположения и геологическое строение массива Сыум-Кеу (по работам [4, 9]),
где: 1- докембрийские метаморфические образования (марункеуский гнейсово-амфиболито-вый комплекс), 2 - габброиды малыкского комплекса, 3 - гипербазиты переходного комплекса; 4 - гипербазиты лерцолит-гарцбургитового комплекса, 5-7 - гипербазиты дунит-гарцбургито-вого комплекса, 8 - ориентировка полосчатости, 9 - ориентировка линейности, 10 - ориентировка шарниров складок, 11 - надвиги и другие тектонические нарушения
История изучения. Изучение массива Сыум-Кеу ведется с 1930-х годов. А.Н. Заварицкий в работе 1932 года относил гипербазиты, габбро, амфиболиты, плагиограниты и диориты в зоне ГУР к единой дунит-габбро-плагиогранитовой формации [10]. Данной идеи придерживались исследователи вплоть до 1970-х годов (Молда-ванцев Е.П. [11, 16, 17], Морковкина В.Ф. [12, 13, 14], Софронов Г.П. [15]. В 1970-х годах в работах таких исследователей, как А.В. Пейве, С.Н. Иванов, А.С. Перфильев, С.В. Руженцев, Г.Н. Савельева, Н.Л. Добрецов, габбро-гипербазитовые массивы выделяются в составе аллохтонных пластин, надвинутых на палеозойские образования западного склона Урала [17, 18, 19]. В 19601980-х годах на территории массива Ю.Н. Никитиным, В.Н. Охотниковым и А.К. Афанасьевым была проведена геологическая съемка в масштабах 1:200 000 и 1:50 000, в результате которой были выявлены многочисленные точки хроми-товой минерализации [7]. Изучение вещественного состава ультрамафитов массива Сыум-Кеу проводилось Н.Л. Добрецовым, В.Р. Шмелевым,
A.Б. Макеевым, Н.И. Брянчаниновой, Л.И. Гурс-кой, Б.В. Перевозчиковым и др. [4, 6-8, 20].
Петрография. Данные петрографического и минералогического состава показали, что перидотиты представлены гарцбургитами и лерцо-литами, причем последние имеют подчиненное значение, породы подвержены метаморфизму (рисунок 2). В изученных нами образцах серпентин представлен как а-лизардитом по классификации А.С. Варлакова [21] или ранней петельчатой разновидностью по классификации
B.Р. Артемова [22], так и антигоритом, причем последний преобладает.
Петрохимия. Проведенный пересчет химических анализов на безводный состав, позволил провести расчет нормативного минерального состава, который в большинстве изученных проб перидотитов соответствует гарцбургиту с содержанием моноклинного пироксена (диопсида) до 3,6 %. Главными компонентами пород являются MgO, SiO2, FeO. Породы обладают низким содержанием TiO2 (0,1-0,2 мас.%), из других петроген-
Рисунок 2 - Микрофотографии ультрамафитов. Проходящий свет, в парах фотографий слева с анализатором, справа - без анализатора,
где: а,г - дунит ^ - 301-2; S - 340-А); б - лерцолит ^-304-9); в - дунит-клинопироксенит ^-304-4); д,е - клинопироксениты (S-302-3б, S - 311-4). Условные обозначения: Срх - клинопирок-сен, 01 - оливин, Орх - ортопироксен, Сй - хромшпинелиды
ных оксидов значимые количества получены для СаО (0,8-1,2 мас.%) и А1203 (1,5-4 мас.%). По химизму они относятся к образованиям депле-тированной мантии (гарцбургиты, реже дунит-гарцбургиты) (рисунок 3, а). На фоне изученных проб выделяется образец S-304-9, который по треугольной диаграмме нормативного минераль-
ного состава относится к лерцолиту. Большая часть пироксенитов относится к оливиновым вебстеритам и клинопироксенитам. Химические анализы были также использованы для построения классификационной диаграммы в координатах коэффициентов А и S (см. рисунок 3, б).
Шабутдинов Т.Д., Савельев Д.Е. ///////////////////^^^^^
Рисунок 3 - Петрохимические особенности ультрамафитов, а - нормативный минеральный состав, б - диаграмма А^ [23],
где: А = А1203+Са0+Ыа20+К20, S = SiO2-(Fe2O3+FeO+MgO+MnO+TiO2). 1 - отобранные авторами образцы, 2 - образцы из работы [6]
Состав минералов. Породообразующие ми- петельчатом серпентине, характеризуется вы-
нералы ультрамафитов представлены оливином, сокой магнезиальностью, которая возрастает
орто- и клинопироксеном. Оливин, сохранив- от лерцолитов (Бо89) к дунитам (Бо91) (таблица
шийся в виде реликтов размером 0,05-0,4 мм в 1).
Таблица 1 - Химические составы оливина из ультрамафитов массива Сыум-Кеу
№ п/п № образца Кол-во анализов Мас. % Формульные коэффициенты Бо
&о2 MgO БеО МО МпО Mg Бе М &
1 S-348-1A 11 40,95 50,92 9,27 0,33 0,21 1,82 0,19 0,01 0,98 0,90
2 S-304-1A 3 41,20 52,18 7,02 0,27 0,19 1,86 0,14 0,01 0,99 0,93
3 S-301-2 7 40,51 49,31 10,67 0,32 0,22 1,79 0,22 0,01 0,98 0,89
4 S-346-2 3 40,49 50,35 8,99 0,28 0,23 1,82 0,18 0,01 0,98 0,90
5 S-351-D 9 41,38 53,46 5,38 0,32 0,07 1,90 0,11 0,01 0,99 0,94
6 S-328 11 40,59 50,29 8,90 0,38 0,11 1,82 0,18 0,01 0,99 0,91
7 S-337-1 7 40,82 51,19 8,14 0,39 0,12 1,84 0,16 0,01 0,98 0,91
8 S-302-1 8 40,58 50,15 8,95 0,39 0,11 1,82 0,18 0,01 0,99 0,90
Примечание - 1-5 - дуниты, 6-8 - лерцолиты. Составы минералов даны в среднем по образцам. Прочерк означает содержание компонентов ниже предела обнаружения
А
Г
Рисунок 4 - Особенности состава породообразующих минералов и хромшпинелидов на классификационных диаграммах,
где: а - пироксенов (1 - клинопироксены, 2 - ортопироксены); б - амфиболов (1 - лерцолиты) [24]; в - хромшпинелидов [25]: 1 - хромит, 2 - алюмохромит, 3 - субферриалюмохромит, 4 - хромпи-котит, 5 - субферрихромпикотит, 6 - пикотит, 7 - субалюмоферрихромит, 8 - хроммагнетит, 9 - субалюмохроммагнетит, 10 - магнетит. Условные обозначения: 1 - дуниты, 2 - лерцолиты, 3 - образцы [6]; г - #Cr-#Mg для хромшпинелидов. #Сг = Cr/(Cr+Al+Fe3+). #Mg = Mg/(Mg+Fe2+) (1 - дуниты, 2 - лерцолиты, 3 - образцы [6])
Ромбический и моноклинный пироксены в образцах 8-302-1, 8-328, 8-337-1 представлены зёрнами ксеноморфной формы (размер 0,42,4 мм), часто развиты баститовые псевдоморфозы. Составы пироксенов отражены на диаграмме (рисунок 4, а; таблица 2). Ортопироксен представлен энстатитом, клинопироксен - диопсидом,
значительно реже - авгитом. Помимо породообразующих минералов, при изучении образцов были встречены амфиболы, которые по классификационным диаграммам [24] относятся к магнезиальной роговой обманке (Ca2[Mg4(A1,Fe3+)]8 17Л1022(0Н)2) и эдениту (ШСа^5817Л10220Н)2) (см. рисунок 4, б).
Хромшпинелиды представлены выделениями ксеноморфной (в перидотитах), реже гипи-диоморфной и идиоморфной (в дунитах) формы. Минералы характеризуются повышенным содержанием двух- и трехвалентного железа (таблица 3). На классификационной диаграмме Н.В. Павлова состав хромшпинелидов, встреченных в дунитах и лерцолитах, варьирует от хроммагнетита к субферрихромпикотиту. Наблюдаемый на диаграмме тренд, направленный
к вершине Fe, вероятно связан с метаморфическими преобразованиями ультрамафитов в коро-вых условиях [25, 26] (см. рисунок 4, в). Состав хромшпинелидов меняется от низкохромистых разновидностей в лерцолитах (#Сг=0,25-0,45) до высокохромистых в дунитах (#Сг=0,6-0,7) (см. рисунок 4, г).
Таблица 2 - Химические составы пироксенов из ультрамафитов массива Сыум-Кеу
№ п/п Ортопироксен Клинопироксен
1 2 3 4 5 6 7
№ образца 8-328 8-337-1 8-302-1 8-301-2 8-328 8-302-1 8-337-1
Кол-во анализов 13 8 11 2 10 10 7
Мас. %
8102 53,74 53,26 56,62 56,48 52,82 53,15 53,65
МяО 33,71 30,65 34,82 23,69 17,37 17,85 18,84
СаО 0,52 6,53 0,51 12,77 24,42 23,49 24,11
ЛЩ 2,17 1,92 1,83 1,07 2,41 2,33 1,70
БеО 6,68 5,32 6,40 2,07 2,13 1,93 1,66
ад 0,40 0,44 0,38 0,32 0,65 0,70 0,52
- - - 0,45 0,05 0,12 0,41
МпО 0,19 0,12 0,19 - - - -
Формульные коэффициенты
№ - - - 0,03 - 0,01 0,03
Мя 1,78 1,62 1,77 1,29 0,94 0,97 1,01
Са 0,02 0,25 0,02 0,50 0,95 0,91 0,88
А1(У1) 0,09 0,08 0,07 0,05 0,10 0,10 0,07
Сг 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,02 0,01
Мп 0,01 - 0,01 - - - -
Бе 0,20 0,16 0,18 0,06 0,06 0,06 0,05
81 1,89 1,87 1,93 1,91 1,92 1,93 1,94
Еп 0,89 0,80 0,90 0,70 0,48 0,50 0,52
Wo 0,01 0,13 0,01 0,27 0,49 0,47 0,45
Fs 0,10 0,13 0,01 0,03 0,03 0,03 0,03
Примечание -1-3, 5-7- лерцолиты, 4 - дуниты. Составы минералов даны в среднем по образцам. Прочерк означает содержание компонентов ниже предела обнаружения
Помимо породообразующих минералов, нами также были изучены редкие акцессорные минералы: пентландит ((NiFe)9S8), маухерит (N111As8), миллерит (N18), халькопирит (CuFeS2), кадмий
содержащий сфалерит ((Zn,Cd)S)), самородная медь, потарит (PdHg), ирарсит ((Ir,Ru,Rh,Pt)AsS) и самородный осмий.
Таблица 3 - Химические составы хромшпинелидов из ультрамафитов массива Сыум-Кеу
№ п/п 1 2 3 4 5 6 7 8
№ образца S-348-1A S-304-1A S-301-2 S-346-2 S-351-D S-302-1 S-328 S-337-1
Кол-во анализов 9 10 6 3 13 6 12 16
Массовые проценты, %
МяО 4,61 7,15 2,87 2,18 8,31 10,68 12,99 12,39
РеА 14,15 11,23 18,68 41,00 7,73 4,94 3,67 11,44
БеО 25,78 22,62 26,99 26,12 20,83 19,87 17,78 18,97
А1А 9,52 11,88 3,02 0,07 11,88 28,00 35,64 32,90
СА 45,09 47,15 45,50 25,56 50,44 36,88 29,66 26,57
ТЮ2 0,47 0,40 0,96 1,22 0,39 0,04 0,03 0,08
VA 0,20 0,17 0,53 - 0,04 0,29 0,29 0,13
МпО 0,76 0,48 0,51 0,81 0,56 0,13 0,07 0,29
Формульные коэффициенты
Мя 0,24 0,35 0,16 0,12 0,41 0,48 0,55 0,52
Бе3+ 0,37 0,29 0,51 1,19 0,20 0,12 0,09 0,31
Бе2+ 0,74 0,63 0,82 0,84 0,58 0,50 0,44 0,44
А1 0,39 0,45 0,13 - 0,46 1,01 1,18 1,09
Сг 1,23 1,24 1,31 0,77 1,33 0,88 0,72 0,59
Т1 0,01 0,01 0,03 0,04 0,01 - - -
Мп 0,02 0,01 0,02 0,03 0,02 0,01 - 0,01
V 0,01 - 0,02 0,00 0,00 0,01 0,01 -
Сг# 0,62 0,62 0,67 0,39 0,67 0,44 0,36 0,30
0,24 0,35 0,16 0,13 0,41 0,49 0,56 0,54
Примечание - 1-5 - дуниты, 6-8 - лерцолиты. Составы минералов даны в среднем по образцам. Прочерк означает содержание компонентов ниже предела обнаружения
Обсуждение и выводы. Оценка степени плавления по диаграмме OSMA (рисунок 5, а) показывает, что перидотиты массива Сыум-Кеу представляют собой рестит от различных степеней частичного плавления пиролита (10-30%), фигуративные точки лерцолитов локализованы в более узком интервале значений 10-20% [27].
Для оценки термодинамических условий образования глубинных пород нами были применены три версии геотермометров для пары оливин-
хромшпинелид и пять версий двупироксеновых геотермометров. Для этого из исходных данных по химическому составу были составлены стехиометрические формулы сосуществующих зерен оливина и шпинели, а также моноклинного и ромбического пироксенов. Далее, по эмпирическим формулам геотермометров были вычислены температуры закрытия обменных реакций в каждой паре минералов.
Рисунок 5 - РТ условия образования минеральных ассоциаций ультрамафитов, где: а - диаграмма оливин-шпинелевой мантийной ассоциации (OSMA) [27]. Условные обозначения: 1 - дуниты, 2 - лерцолиты; б - распределение равновесных температур в парах оливин-хром-шпинелид для лерцолитов и гарцбургитов: геотермометры: 1 - Ono [28], 2 - Fabries [29], 3 - Roeder-Campbell-Jamieson [30]; в - распределение равновесных температур в парах диопсид-энстатит для лерцолитов; геотермометры: 1 - Wood-Banno [31]; 2,3 - Putirka [32]; 4 - клинопироксеновый термометр; 5 - Wells [33]; г - Р-Т диаграмма для мантийных перидотитов, поля проведены по данным работ [33-35] (1 - лерцолиты,); д - диаграмма Cr#-AlogfO2: поля по данным работ [36, 37] (1 - дуниты, 2 - лерцолиты): 1-3 - перидотитовые ксенолиты (1 - примитивные, 2 -слабометасоматизирован-ные, 3 - интенсивно метасоматизированные), 4-5 - абиссальные перидотиты, 6 - надсубдукционные перидотиты; жирными линиями оконтурены поля абиссальных перидотитов и перидотитов островных дуг
Для пары оливин-хромшпинель температуры минеральных равновесий рассчитывались по трем версиям геотермометров [28-30]. Большинство значений находятся в интервале 500-600°С (в среднем 520°С для версии Оно, 596°С -
для Фабри и 859°С - для Роедера-Кэмпбелла-Джеймисона) (рисунок 5, б). Двупироксеновые геотермометры показали более высокие температуры закрытия обменных реакций - большинство значений находится в пределах 700-800 С (в
А
Г
среднем 968°С для версии Вуд-Банно, 820°С -Путирки, 838 С - Вэллса и 695 С - Брей-Ко-лер) (см. рисунок 5, в) [31-33]. Температуры двупироксеновых геотермометров на 150-200 С выше оливин-шпинелевых. Данное несоответствие является характерным для ультрамафитов офиолитовой ассоциации и ксенолитов, и отмечалось многими исследователями [38, 39]. Это объясняется различием скоростей прохождения диффузии катионов Бе2+ и Мя2+ в рассматриваемых парах. Наиболее быстро устанавливается равновесие между пироксенами, тогда как между оливином и хромшпинелидом этот процесс протекает более длительный период времени и прекращается при более низких температурах. Давление может быть оценено для шпинелевых ассоциаций по пироксеновому геобарометру из работы [33] (рисунок 5, г) который дает значения 4-5 кбар (реже до 20 кбар) и, соответственно, глу-
бину 11-15 км. Окислительно-восстановительные условия мантийного минералообразования рассчитаны по оксибарометру из работы [36-38] на основе состава сосуществующих зерен оливинов и шпинелей составляют -0,25...+1,8 Д1оя/02 (FMQ) (рисунок 5, д). Таким образом, полученные данные Р-Т-/02 становления ультрамафитов могут рассматриваться как показатель геодинамической обстановки, характерной для верхней мантии под спрединговой структурой [39]. В то же время, полученные оценки могут характеризовать глубину метаморфических преобразований в нижних горизонтах земной коры. Для более определенных геодинамических интерпретаций необходимо проведение дополнительных исследований.
Финансирование. Работа выполнена в рамках государственного задания по теме №FMRS-2022-0011.
ЛИТЕРАТУРА
1. Савельев Д.Е., Гатауллин Р.А. Лерцолиты Азнагу-ловской площади: состав и Р-Т-/02 условия образования // Вестник АНРБ. 2021. Т. 40. № 3(103). С. 15-25.
2. Савельев Д.Е., Гатауллин Р.А., Гайфуллин Р.Ю. Минералого-геохимические особенности и условия образования ультрамафитов Миндякского массива (Южный Урал) // Вестник АНРБ. 2022. Т. 42. № 1(105). С. 47-57.
3. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979. 262 с.
4. Шмелев В.Р. Гипербазиты массива Сыум-Кеу (Полярный Урал): структура, петрология, динамометаморфизм. Препринт. Свердловск: УрО АН СССР, 1991. 80 с.
5. Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
6. Макеев А. Б., Брянчанинова Н. И. Топоминералогия ультрабазитов Полярного Урала. СПб.: Наука, 1999. 252 с.
7. Гурская Л.И., Смелова Л.В., Колбанцев Л.Р., Лях-ницкая В.Д., Ляхницкий Ю.С., Шахова С.Н. Платиноиды хромитоносных массивов Полярного Урала. СПб.: Изд-во СПб картфабрики ВСЕГЕИ, 2004. 306 с.
8. Перевозчиков Б.В., Плотников А.В., Макиев Т.Т. Природа вариаций состава рудной и акцессорной хромшпи-нели ультрабазитового массива Сыум-Кеу (Полярный Урал) // Известия вузов. Геология и разведка. 2007. № 4. С. 32-39.
9. Перевозчиков Б.В., Булыкин Л.Д., Попов И.И., Орфаницкий В.Л., Андреев М.И., Сначев В.И., Даниленко С.А., Черкасов В.Л., Ченцов А.М., Жарикова Л.Н., Клочко А.А. Реестр хромитопроявлений в альпинотипных гиперба-зитах Урала. Пермь: КамНИИКИГС. 2000. 474 с.
10. Заварицкий А.Н. Перидотитовый массив Рай-Из в Полярном Урале. М.: ГОНТ ГРИ, 1932. 221 с.
11. Молдаванцев Е.П. Тектоника Северного и Полярного Урала // Геология СССР. 1944. Т.12. С. 198-201.
12. Морковкина В.Ф. Габбро-перидотитовая формация Полярного Урала. М.: «Наука», 1967. 280 с.
13. Морковкина В.Ф. Метасоматические преобразования гипербазитов Полярного Урала // Труды ИГЕМ АН СССР. 1962. №77. С. 180-224.
14. Морковкина В.Ф. Метасоматические преобразования гипербазитов в связи с зонами глубинных разломов // Петрографические формации и проблемы петрогенезиса. 1964. С. 66-76.
15. Софронов Г.П. Протерозой и нижний палеозой Полярного Урала // Совещание по унификации стратиграфических схем Урала и соотношению древних свит Урала и Русской платформы. Свердловск., 1956. С. 87-93.
16. Буртман В.В., Молдаванцев Ю.Е., Перфильев А.С., Шульц С.С. Океаническая кора варисцид Урала и Тянь-Шаня // Советская геология. 1974. №3. С. 23-36.
17. Иванов С.Н. Ефимова А.А., Молдаванцев Ю.Е. К происхождению офиолитов Урала // Симпозиум «Офиолиты в земной коре». 1973. С. 49-53.
18. Перфильев А.С., Руженцев С.В. Структурное положение габбро-гипербазитовых комплексов в складчатых поясах // Геотектоника. 1973. №3. С. 14-26.
19. Савельева Г.Н. Метаморфическая зона в ассоциации с гипербазитами Войкаро-Сыньинского массива // Магматизм, метаморфизм и оруденение в геологической истории Урала. Свердловск, 1974. С. 13-17.
20. Добрецов Н.Л., Молдаванцев Ю.Е., Казак А.П., Пономарева Л.Г., Савельева Г.Н., Савельев А.А. Петрология и метаморфизм древних офиолитов. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1977. 220 с.
21. Варлаков А.С. Петрология процессов серпентини-зации гипербазитов складчатых областей. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1986. 224 с.
22. Артемов В.Р., Кузнецова В.Н. Киембайское месторождение хризотил-асбеста. М.: Недра, 1979. 233 с.
23. Дмитриев Л.В., Уханов А.В., Шараськин Л.Я. К вопросу о составе вещества верхней мантии // Геохимия. 1972. №10. С. 1155-1167.
24. 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, 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. № 35. Pp. 219246.
25. Павлов Н.В. Химический состав хромшпинелидов в связи с петрографическим составом пород ультраосновных интрузивов // Труды института геологических наук АН СССР. 1949. №13. С. 10-35.
26. Chazhengina S. Yu., Rybnikova Z. P., Svetov S. A. Scanning Electron Microscopy and Raman Spectroscopy as Combined Methods for Studying Zoning in Minerals: The Case of Spinels from Archean Komatiites // Geology of Ore Deposits. 2016. Vol. 58. No. 8. Pp. 628-635.
27. Arai S. Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: Review and interpretation // Chemical Geology. 1994. Vol. 113. Pp. 191-204.
28. Fabries J. Spinel-olivine geothermometry in peridotites from ultramafic complexes // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1979. Vol. 69. Pp. 329-336.
29. Roeder R.L., Campbell I.H., Jamieson H.E. A ReEvaluation ofthe Olivine-Spinel Geothermometer // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1979. Vol. 68. Pp. 325-334.
30. Ono A. Fe-Mg partioning between spinel and olivine // J. Japan. Assoc. Min. Petr. Econ. Geol. 1983. Vol. 78. Pp. 115122.
31. Wood B.J., Banno S. Garnet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinopyroxene relationships in simple and complex systems // Contr. Mineral. Petrol. 1973. Vol. 42. Pp. 109-124.
32. Wells P.R.A. Pyroxene thermometry in simple and complex systems // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1977. Vol.62. Pp.129-139.
33. Putirka K.D. Thermometers and barometers for volcanic systems // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2008. Vol. 69. Pp. 61-120.
34. Green D.H., Falloon T.J. Pyrolite: A Ringwood concept and its current expression. The Earth's mantle composition, structure and evolution // Cambridge University Press. 1998. Pp. 311-378.
35. Ahmed A.H., Moghazi A.K.M., Moufti M.R., Dawood 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.
36. Ballhaus C., Berry R., Green D.H. 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. Pp. 27 - 40.
37. 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.
38. Ozawa K. Evaluation of olivine-spinel geothermometry as an indicator of thermal history for peridotites // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1983. No 82. Pp. 52-65.
39. Базылев Б.А. Петролого-геохимическая эволюция мантийного вещества в литосфере: сравнительное изучение океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов: дисс. ... д-ра геол-мин.наук. М.: ГЕОХИ, 2003. 371 с.
REFERENCES
1. Saveliev D.E., Gataullin R.A. Lherzolites of Aznagulovo area: composition and P-T-fO2 formation condition. Herald of ANRB. 2021. Vol. 40, Is. 3(103). Pp. 15-25. (in Russian)
2. Saveliev D.E., Gataullin R.A., Gayfullin R.Yu.
Mineralogical and geochemical features and conditions for the formation of ultramafic rocks of the Mindyak massif (Southern Urals) // Herald of ANRB. 2022. Vol. 42, Is. 1(105). Pp. 47-57. (in Russian)
3. Coleman R.G. Ophiolites: ancient oceanic lithosphere? Springer: Berlin, Heidelberg, New York, 1977.
4. Shmelev V.R. Hypermafic rocks ofthe Syum-Keu massif (Polar Urals): structure, petrology, dynamometamorphism. Preprint. Sverdlovsk: UrB AS USSR, 1991. 80 p. (in Russian)
5. Puchkov V.N. Geology of the Urals and the Urals (current issues of stratigraphy, tectonics, geodynamics and metallogeny). Ufa: DizaynPoligrafServis, 2010. 280 p. (in Russian)
6. Makeyev A. B., Bryanchaninova N. I. Topominerology of ultramafic rocks of the Polar Urals. SPb: Nauka, 1999. 252 p. (in Russian)
7. Gurskaya L.I., Smelova L.V., Kolbantsev L.R., Lyakhnitskaya V. D., Lyakhnitskiy Yu.S., Shakhova S.N. Platinoids of chromite-bearing massifs of the Polar Urals. SPb: VSEGEI, 2004. 306 p. (in Russian)
8. Perevozchikov B.V., Plotnikov A.V., Makiyev T.T. The nature of variations in the composition of ore and accessory chrome spinel of the ultramafic massif SyumKeu (Polar Urals) // Izvestiya vuzov. Geologiya i razvedka. 2007. № 4. P. 32-39. (in Russian)
9. Perevozchikov B.V., Bulykin L.D., Popov I.I., Orfanitskiy V.L., Andreev M.I., Snachev V.I., Danilenko S.A., Cherkasov V.L., Chentsov A.M., Zharikova L.N., Klochko A.A., 2000. The register shows of chrome in the alpine-type peridotites of Urals. Ed. Perevozchikov B.V. KamaRICSDI, Perm. 474 p. (in Russian).
10. Zavaritskiy A.N. Rai-Iz peridotite massif in the Polar Urals. M.: GONT GRI, 1932. 221 p. (in Russian)
11. Moldavantsev Ye.P. Tectonics of the Northern and Polar Urals // Geologiya SSSR. 1944. T.12. P. 198-201. (in Russian)
12. Morkovkina V.F. Gabbro-peridotite formation of the Polar Urals. M.: Nauka, 1967. 280 p. (in Russian)
13. Morkovkina V.F. Metasomatic transformations of hypermafic rocks of the Polar Urals // Trudy IGEM AN SSSR. 1962. №77. P. 180-224. (in Russian)
14. Morkovkina V.F. Metasomatic transformations of hypermafic rocks in connection with zones of deep faults // Petrograficheskiye formatsii i problemy petrogenezisa. 1964. P. 66-76. (in Russian)
15. Sofronov G.P. Proterozoic and Lower Paleozoic Polar Urals // Soveshchaniye po unifikatsii stratigraficheskikh skhem Urala i sootnosheniyu drevnikh svit Urala i Russkoy platformy. Sverdlovsk., 1956. P. 87-93. (in Russian)
16. Burtman V.V., Moldavantsev YU.Ye., Perfil'yev A.S., Shul'ts S.S. Oceanic crust of the variscids of the Urals and Tien Shan // Sovetskaya geologiya. 1974. №3. P. 23-36. (in Russian)
17. Ivanov S.N. Yefimova A.A., Moldavantsev Yu.Ye. On the origin of ophiolites of the Urals // Simpozium «Ofiolity v zemnoy kore». 1973. P. 49-53. (in Russian)
18. Perfil'yev A.S., Ruzhentsev S.V. Structural position of gabbro-hyperbasic complexes in fold belts // Geotektonika. 1973. №3. P. 14-26. (in Russian)
19. Savel'yeva G.N. Metamorphic zone in association with hyperbasites of the Voykar-Synya massif // Magmatizm, metamorfizm i orudeneniye v geologicheskoy istorii Urala. Sverdlovsk, 1974. P. 13-17. (in Russian)
20. Dobretsov N.L., Moldavantsev Yu.Ye., Kazak A.P., Ponomareva L.G., Savel'yeva G.N., Savel'yev A.A. Petrology and metamorphism of ancient ophiolites. Novosibirsk: Nauka. SB AS USSR, 1977. 220 p. (in Russian)
А
Г
21. Varlakov A.S. Petrology of serpentinization processes of hyperbasites of folded areas. Sverdlovsk: UNTS AS USSR, 1986. 224 p. (in Russian)
22. Artemov V.R., Kuznetsova V.N. Kiembay chrysotile asbestos deposit. M.: Nedra, 1979. 233 p. (in Russian)
23. Dmitriyev L.V., Ukhanov A.V., Sharas'kin L.Ya. On the question of the composition of the material of the upper mantle // Geokhimiya. 1972. №10. P. 1155-1167. (in Russian)
24. 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, 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. № 35. Pp. 219-246.
25. Pavlov N.V. Chemical composition of chromian spinels in connection with rock composition of ultrabasic intrusions. Trudy Instituta geologicheskikh nauk AN USSR: seriya rudnykh mestorozhdeniy, 1949, vol. 103, Is. 13, pp. 10-35. (in Russian)
26. Chazhengina S. Yu., Rybnikova Z. P., Svetov S. A. Scanning Electron Microscopy and Raman Spectroscopy as Combined Methods for Studying Zoning in Minerals: The Case of Spinels from Archean Komatiites // Geology of Ore Deposits. 2016. Vol. 58. No. 8. Pp. 628-635.
27. Arai S. Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: Review and interpretation // Chemical Geology. 1994. Vol. 113. Pp. 191-204.
28. Fabries J. Spinel-olivine geothermometry in peridotites from ultramafic complexes // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1979. Vol. 69. Pp. 329-336.
29. 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.
30. Ono A. Fe-Mg partioning between spinel and olivine //
© Шабутдинов Тимур Денисович
Инженер-исследователь, Институт геологии,
Уфимский федеральный исследовательский центр
Российской Академии наук,
ул. К. Маркса, 16/2, 450077,
г. Уфа, Российская Федерация,
магистр 1 года обучения,
Уфимский университет науки и технологий,
ул. Заки Валиди, 32, 450076,
г. Уфа, Российская Федерация.
Эл. почта: timurgeolog11@gmail.com
ORCID ID: 0009-0004-2346-1835
© Савельев Дмитрий Евгеньевич
доктор геолого-минералогических наук,
профессор Академии наук Республики Башкортостан;
главный научный сотрудник, Институт геологии,
Уфимский федеральный исследовательский центр
Российской Академии наук,
ул. К. Маркса, 16/2, 450077,
г. Уфа, Российская Федерация.
Эл. почта: savl71@mail.ru
ORCID ID: 0000-0001-8910-6992.
J. Japan. Assoc. Min. Petr. Econ. Geol. 1983. Vol. 78. Pp. 115122.
31. Wood B.J., Banno S. Garnet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinopyroxene relationships in simple and complex systems // Contr. Mineral. Petrol. 1973. Vol. 42. Pp. 109-124.
32. Wells P.R.A. Pyroxene thermometry in simple and complex systems // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1977. Vol.62. Pp.129-139.
33. Putirka K.D. Thermometers and barometers for volcanic systems // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2008. Vol. 69. Pp. 61-120.
34. Green D.H., Falloon T.J. Pyrolite: A Ringwood concept and its current expression. The Earth's mantle composition, structure and evolution // Cambridge University Press. 1998. Pp. 311-378.
35. 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. Pp. 119-139.
36. Ballhaus C., Berry R., Green D.H. 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. Pp. 27 - 40.
37. 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.
38. Ozawa K. Evaluation ofolivine-spinel geothermometry as an indicator of thermal history for peridotites // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1983. No 82. Pp. 52-65.
39. Bazylev B.A. Petrological and geochemical evolution of mantle matter in the lithosphere: comparative study of oceanic and alpine-type spinel peridotites: Dissertation ... Doctor of Geological and Mineral Sciences. M.: GEOKHI, 2003. 371 p.
© Shabutdinov Timur Denisovich
Research engineer,
Institute of Geology,
Ufa Federal Research Center
Russian Academy of Sciences,
st. K. Marksa, 16/2, 450077,
Ufa, Russian Federation,
1st year master's degree,
Ufa University of Science and Technology,
st. Zaki Validi, 32, 450076,
Ufa, Russian Federation.
E-mail: timurgeolog11@gmail.com
ORCID ID: 0009-0004-2346-1835
© Savelyev Dmitry Evgenievich
Doctor of Geological and Mineralogical Sciences, Professor of the Academy of Sciences of the Republic of Bashkortostan;
Chief Researcher, Institute of Geology,
Ufa Federal Research Center
Russian Academy of Sciences,
st. K. Marksa, 16/2, 450077,
Ufa, Russian Federation.
E-mail: savl71@mail.ru
ORCID ID: 0000-0001-8910-6992.
