CC BY
0
ГЕОРЕСУРСЫ / GEORESURSY „к ^ 2023. Т. 25. № 3. С. 175-190
grW\
ОРИГИНАЛЬНАЯ СТАТЬЯ
DOI: https://doi.Org/10.18599/grs.2023.3.21 " УДК 553.2
Модели формирования Ti-Fe-оксидиой минерализации постостроводужных габброидных комплексов северной части Западно-Магнитогорской зоны (Южный Урал)
И.Р. Рахимов1*, A.B. Вишневский2
'Институт геологии УФИЦРАН, Уфа, Россия 2Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, Россия
Проведены детальные минералого-геохимические исследования Ti-Fe-оксидов из габброидов наурузовского и утлыкташского постостроводужных комплексов Западно-Магнитогорской зоны Южного Урала. Установлена полигенная природа Ti-Fe-минерализации в породах Наурузовского силла, Утлыкташского расслоенного лопо-лита и Уразовской интрузии. В Наурузовском массиве преобладает титаномагнетит, кристаллизовавшийся как из Ti-Fe-оксидной жидкости на раннемагматической стадии, так и из остаточного Ti-Fe-обогащённого силикатного расплава на промежуточной и позднемагматической стадиях (-970-800 °С). Наиболее богата Ti-Fe-оксидами (Fe2O3* - до 20.1 мае. %, Ti02 - до 1.6 мае. %, V - до 430 г/т) средняя зона силла, связанная с внедрением магмы, богатой вкрапленниками ортопироксена. В Утлыкташском лополите широко развиты и титаномагнетит, и ильменит, образующие наиболее богатые скопления в нижней части массива (Fe2O3* - до 18.1 мае. %, Ti02-до 2.9 мае. %, V - до 545 г/т) благодаря гравитационному осаждению кристаллизующихся фаз. Габброиды Уразовской интрузии схожи по минеральному и химическому составу, но отличаются от Утлыкташского лополита закономерностями формирования Ti-Fe-минерализации, что требует отдельного изучения. В целом геологические условия формирования Наурузовского силла и Утлыкташского лополита достаточно благоприятны для формирования кондиционных Fe-Ti-руд.
Ключевые слова: геология, петрохимия, расплав, кристаллизация, титаномагнетит, ильменит, термометрия, оксибарометрия
Для цитирования: Рахимов И.Р., Вишневский A.B. (2023). Модели формирования Ti-Fe-оксидной минерализации постостроводужных габброидных комплексов северной части Западно-Магнитогорской зоны (Южный Урал). Георесурсы, 25(3),с. 175-190. https://doi.Org/10.18599/grs.2023.3.21
1.Введение
В Западно-Магнитогорской зоне (ЗМЗ) Южного Урала широко развиты девонские вулканогенно-осадочные комплексы, традиционно относимые к продуктам остро-водужной геодинамической стадии (Серавкин и др., 1992; Пучков, 2000). Они вмещают многочисленные рудные месторождения и проявления, среди которых особой известностью пользуются колчеданно-полиметаллические и золотоносные (Прокин, 1976; Знаменский, 2009). Кроме того, в ЗМЗ распространены многочисленные мелкие и средние по размерам интрузии постостроводужной стадии (Б3-С2), характеризующиеся разнообразным вещественным составом и металлогенической специализацией (Ре, Ре-П, РвЕ-Си-№, Аи) (Салихов и др., 2019). На севере ЗМЗ выделяются наурузовский габброноритовый, утлык-ташский габбро-диоритовый иулугуртауский лампрофир-долеритовый комплексы. Первые два характеризуются наличием довольно крупных конформных тел габброидов, относительно богатых Ре-Тьоксидами, а последний включает многочисленные маломощные дайки, секущие более
* Ответственный автор: Ильдар Рашитович Рахимов e-mail: rigel92@mail.ru © 2023 Коллектив авторов
Контент доступен под лицензией Creative Commons Attribution 4.0 License (https://creativecommons.org/licenses/by/4.0/)
ранние интрузии. С Утлыкташским массивом связано мелкое Канакайское скарново-магнетитовое месторождение (Рахимов и др., 2023), отрабатывавшееся на рубеже XIX-XX вв. и в 2014-2020 гг.
Согласно общим представлениям генезис Ti-Fe-оксидной минерализации в габброидах связан либо с кристаллизацией ферробазальтовой магмы, либо несме-симого высокожелезистого расплава (Hurai et al., 1998; Zhou et al., 2013; Шарков и др., 2018). Реже происхождение Ti-Fe-оксидов связывается с гидротермальными процессами (Zeng et al., 2022). Для обоснования моделей формирования Ti-Fe-минерализации подробно изучаются типы парагенетических минеральных ассоциаций, морфология выделений, особенности их распределения внутри интрузии, а также геохимические характеристики руд и отдельных минералов (Abdel-Karim, 2009; Howarth et al., 2013; Tan et al., 2016; Козлов и др., 2022). Нередко в одних и тех же породных ассоциациях выделяют несколько генераций Ti-Fe-оксидов, связанных с различными процессами, такими как степень дифференциации, дегазации или контаминации расплава (Hurai et al., 1998; Clynne, 1999; Ryabchikov et al., 2012; Liu et al., 2014). Иногда при уточнении условий формирования Ti-Fe-оксидной минерализации особое значение придают изучению степени разнообразия минеральных фаз в структурах распада первичных Ti-Fe-оксидов, величине
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
www.geors.ru ГЕйРЕСУРСЫ
соотношения одной фазы к другой, особенностям их ме-тасоматических изменений (Turner et al., 2008; Xu et al., 2022; Шабашев, 2022).
На Урале известны крупные титаномагнетито-вые и титаномагнетит-ильменитовые месторождения (Качканарская группа, Кусинско-Копанская группа, Первоуральское) рифейского и палеозойского возраста (Иванов, 1997; Холоднов, 2006; Бузмаков, Володина, 2022), приуроченные к рифтогенным расслоенным и концентрически-зональным массивам. В Магнитогорской мегазоне известно крупное месторождение Малый Куйбас, включающее как метасоматические скарново-магнетитовые, так и магматические титаномагнетито-вые руды, и связанное с рифтогенной габбро-гранитной интрузией (Холоднов, 2006). Примеры Ti-Fe месторождений, связанных с постсубдукционной перестройкой геологических структур на Урале, авторам неизвестны. В настоящей статье впервые рассматриваются особенности происхождения Ti-Fe-оксидной минерализации в двух постостроводужных габброидных комплексах северной части Западно-Магнитогорской зоны - наурузовском и утлыкташском. На основе минералого-геохимических исследований обсуждаются модель её формирования и перспективы.
2. Геологическое строение и петрографическая характеристика постостроводужных габброидов Западно-Магнитогорской зоны
Наурузовский комплекс представлен несколькими варьирующими по мощности силлами, приуроченными к западному крылу Верхнеуральской синклинали (рис. 1а). По геологическим данным его возраст принят за D3fm. Всего насчитывается не менее трёх силлов, расположенных в направлении с востока на запад. Крупнейшим является Наурузовский массив, который раньше интерпретировался как лакколит (Рахимов, 2017). Он пересечён р. Урал и, по нашим новым наблюдениям, представляет собой силл протяжённостью 9-10 км по азимуту СВ 30° с мощностью 0.3-0.5 км (рис. 1а). Силл размещается в кремнистых отложениях бугулыгырской свиты (D2) между толщами туфов карамалыташсой свиты (D2) (с запада) и алевропесчаников улутауской свиты (D2_3) (с востока). Восточный контакт силла с алевропесчаниками чёткий, угол его падения 57°, падение юго-восточное.
Основной объём Наурузовского силла выполнен порфировидными норитами и габброноритами (рис. 26) с мелко-среднезернистой габбровой, реже долеритовой структурой (рис. 2а). Долериты развиты вблизи контактов массива с вмещающими породами, а нориты встречены только на вершине холма у с. Науруз в западной части силла. Также в средней части массива в обнажении у дороги в с. Науруз встречено жилообразное тело рогово-обманковых долеритов мощностью около 15 м, которое, судя по его вещественному составу, может быть интрузией более молодого басаевского комплекса (Рахимов, 2017). Главными минералами пород Наурузовского силла являются плагиоклаз (до 80-85 об. %, обычно 70-75%) и ор-топироксен (до 60-65 об. %, обычно 15-20%). Количество клинопироксена редко превышает 5 %, а титаномагнетита
Рис. 1. Геологические карты ареалов распространения наурузовского (а) и утлыкташского (б) комплексов Западно-Магнитогорской зоны по (Анисимое и др., 1978; Кац и др., 1980): 1 —раннепалеозойские офиолиты; 2 — вулканогенно-осадочные комплексы ордовика—силура; 3—9 — вулканогенно-осадочные комплексы девона: 3— ирендыкская свита (О ), 4—уразовскся толща (О ), 5 — карамалыташская свита (О ), 6 — бугулыгыр-ская толща (О ), 7 — улутауская свита (Л ), 8 — мукасов-ская свита (О ), 9 —зипаирская свита (03); 10 — наурузовский габброидный комплекс (Л ), 11 — утлыкташский габброидный комплекс (С1), 12 —разрывные нарушения
варьирует от 1 до 10 об. %, в среднем ~3%. Породы подвержены метасоматизации, выраженной альбитизацией и соссюритизацией плагиоклаза, а также частичным или полным замещением ортопироксена серпентином (реже амфиболом), клинопироксена - хлоритом, титаномагнетита - лейкоксеном.
Утлыкташский комплекс представлен несколькими (не менее семи) субпластовыми интрузиями, локализованными в бортах Пмангуловской мульды (рис. 16). Предположительный возраст комплекса по геологическим данным С^. Крупнейшим массивом является Утлыкташский лополит, вытянутый вдоль Восточно-Утлыкгашского разлома, срезающего восточное крыло Пмангуловской мульды, на 11 км при мощности не менее 0.2 км. Наиболее доступная для изучения южная часть
GEDRESURSY
www.geors.ru
ГЕОРЕСУРСЫ / GEORESURSY
2023. Т. 25. №3. С. 175-190
Рис. 2. Микрофотографии Ti-Fe-минерализованных пород наурузовского (а, б) и утлыкташского (в, г) комплексов: а — норит, б — габбронорит, в—г — габбро. Chi = хлорит, Срх = клинопи-роксен, Ilm = ильменит, Орх = ортопироксен, PI = плагиоклаз, Ti-mag = титаномагнетит
массива выражена холмом с абсолютной отметкой 737 м. Лополит слабо дифференцирован: нижняя часть массива относительно богата клинопироксеном и рудными минералами, а кверху их количество убывает и в привершинной части развиты существенно плагиоклазовые разности. Вмещающими породами интрузий утлыкташского комплекса являются в основном кремнистые и глинистые сланцы мукасовской свиты (D3), а также алевропесчаники и туфопесчаники улутауской свиты (D23).
В нижней части Утлыкташского лополита развиты «классические» среднезернистые габбро с идиоморф-ным плагиоклазом (60-70 об. %), субидиоморфным клинопироксеном (15-25 об. %) и ксеноморфным рудным минералом (5-15 об. %). Большая часть массива выполнена мезократовыми габбро с габброофитовой структурой. В вершинной части развиты лейкократовые породы (плагиоклаза до 90 об. %) с офитовой структурой. Маломощные интрузии (силлы?), локализованные в западном борту Имангуловской мульды (Уразовская, Имангуловская группа), довольно однородны и сложены мезократовыми габбро с габброофитовой структурой. Породы комплекса метасоматизированы, что выражено в альбитизации плагиоклаза, хлоритизации клинопирок-сена и лейкоксенизации рудных минералов.
3. Методика
Геологические маршруты с описанием обнажений и пробоотбором проводились в2013,2018и 2022 гг.
Состав пород определён рентгенофлуоресцентным методом в Институте геологии УФИЦ РАН (Уфа) для 51 пробы при помощи энергодисперсионного спектрометра X-Calibur (Израиль). Пределы обнаружений для петро-генных элементов составляли от 0.01 до 0.02 мае. %, для V, Ni и Cr - в диапазоне 5-10 г/т. Для построения
калибровочных графиков использовались аттестованные государственные образцы магматических пород.
Микроскопические исследования проводились с помощью оптического микроскопа Carl Zeiss Axioskop 40 (Германия) и электронного микроскопа Tescan Vega Compact (Чехия) в ИГ УФИЦ РАН. Определение состава минералов выполнено при помощи ЭДС-детекгора Xplorer 15 Oxford Instruments (Великобритания). При съёмке использованы следующие установки: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток зонда в диапазоне 3-4 нА.
Микрозондовый анализ минералов проводился на приборе JXA-8230 (JEOL, Япония) в Аналитическом центре мультиэлементных и изотопных исследований на базе Института геологии и минералогии СО РАН (Новосибирск). Условия анализа: ток зонда - 50 нА, ускоряющее напряжение - 20 кВ, диаметр пучка 1 цм. Для калибровки в качестве стандартов использовались: чистые металлы, оксиды металлов и синтетические соединения.
4. Результаты
4.1. Химический состав пород
4.1.1. Наурузовский комплекс
В породах Наурузовского силла отмечается выдержанное содержание Si02, в то же время существенно вариативны содержания других петрохимических компонентов (вмас. %): Ti02 - 0.8-1.6; Al2O3 - 10.9-21.5; Fe2O3* - 8.4-20.1 (где Fe2O3* = FeOxl.l 114 + F e2O3); MgO -2.0-8.8; CaO - 3.9-10.0;Na20 - 1.1-4.3; K20 -0.4-2.0. Это обусловлено различными соотношениями между собой главных породообразующих силикатов - плагиоклаза, ортопироксена и клинопироксена, характеризующихся близким содержанием Si02, но разным содержанием других элементов. По соотношению Si02 и суммы щелочных оксидов (Na2O + К20 - 2.0-5.5 мае. %) - это нормально- и умереннощелочные габбро. Коэффициент фракционирования Уэйджера - Дира/(где 100*(Fe2O3 + FeO)/(MgO+Fe2O3 + FeO)) варьирует от 66 до 81 (т.е. достигает значений феррогаббро). Коэффициент тита-нистости kTl = 100xTiO2/(Fe2O3 +FeO) варьирует от 6.7 до 13.1. Содержание TiÖ2 не коррелирует с Si02, отрицательно коррелирует с A12O3 (г = -0.79) и СаО (г = -0.74), и положительно коррелирует с Fe2O3* (г = +0.69), слабо положительно - с MgO (г = +0.48). Эти закономерности характеризуют обеднённость в Ti02 пород, богатых плагиоклазом, и обогащённость - богатых пироксеном, но само количество титана в основном контролируется содержанием Ti-Fe-оксидов. На диаграмме A12O3-Ti02 (рис. За) точки составов образуют один главный тренд и два побочных, резко отклоняющихся от него. В группу наиболее богатых Ti02 и бедных A12O3 входят нориты с высоким содержанием ортопироксена, они же образуют обособленное поле и на диаграмме Fe2O3*-Ti02 (рис. 36). Эти породы также содержат самые высокие концентрации V (до 430 г/т), Cr (до 120 г/т), Ni (до 30 г/т) и имеют самые низкие значения kTl = 6.7-10.9. Химический состав пород представлен в табл. 1.
4.1.2. Утлыкташскийкомплекс
В породах утлыкташского комплекса вариативны содержания всех петрогенных оксидов (в мае. %):
St02 - 45.3-61.
Ti02- 0.8-2.9; A12O3 - 12.2-17.6;
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
Рис. 3. Диаграммы А120—ТЮ2 (а) и Ре 0*—ТЮ (б) для габброидов наурузоеского (Наурузоеский силл) и утлыкташского (Утлык-ташский лополит, Уразовская интрузия) комплексов. Пунктирными линиями показаны точки, отклоняющиеся от общих трендов;
Ре203* = РеО*1.1114 + Ре20}
№ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Элемент D2-13 и18-62 и18-98 и18-103 и18-107 D1-13 D1-16 и18-8 и18-16 и18-35
SiO2 51.73 51.67 48.94 51.58 52.38 61.76 47.21 45.27 48.40 54.41
ТЮ2 1.29 1.25 0.92 1.57 0.85 0.79 2.87 1.75 2.08 2.08
Al2Oз 10.87 17.40 17.41 14.29 21.51 14.90 12.15 16.63 15.95 14.67
Fe2Oз* 19.37 11.49 10.76 14.37 8.39 10.38 18.07 11.67 13.27 11.61
MnO 0.25 0.17 0.18 0.24 0.12 0.24 0.26 0.17 0.24 0.21
MgO 8.79 3.30 5.48 3.36 1.98 0.71 4.29 8.11 4.59 3.53
CaO 5.72 6.98 9.43 7.17 9.42 2.47 8.72 9.27 7.29 5.79
№20 1.12 3.19 2.37 4.28 2.74 4.91 2.77 2.85 4.19 4.58
K2O 0.86 2.04 0.91 1.25 1.21 0.45 0.96 0.82 1.29 0.46
P2O5 0.24 0.28 0.17 0.34 0.28 0.22 0.16 0.38 0.34 0.53
э* <0.01 0.01 <0.01 0.01 0.07 0.01 0.02 0.10 0.01 0.08
ППП 0.43 2.61 3.90 2.08 1.34 2.17 1.90 3.73 2.27 2.27
Сумма 100.67 100.39 100.48 100.55 100.29 99.02 99.38 100.74 99.92 100.21
Сг 120 43 69 65 49 0 0 114 52 21
Ni 30 <10 29 <10 <10 <10 <10 101 <10 <10
V 430 197 132 246 110 89 545 234 300 256
Петрохимические индексы
/ 69 78 66 81 81 94 74 59 74 77
кт' 6.7 10.9 8.6 10.9 10.1 7.7 15.6 15.0 15.6 17.9
Табл. 1. Представительные химические анализы габброидов наурузоеского и утлыкташского комплексов в мае. %, микроэлементы в г/т. Примечание: всё железо представлено в виде Ре20*, вся сера представлена в виде 5*; 1—5 — Наурузоеский силл, 6-9 — Утлык-ташский лополит, 10 — Уразовская интрузия
Ре203* - 8.6-18.1; MgO - 0.7-8.1; СаО - 2.3-10.0; №20 -2.0-5.9; К20 - 0.3-1.5. Согласно соотношению 8Ю2 и суммы №20 + К20 (3.0-7.2 мае. %) они отвечают нормально- и умереннощелочным габбро и диоритам. Коэффициент/составляет 59-94, что частично соответствует феррогаббро, а величина къ составляет 7.7-17.9. Вариации содержаний петрохимических компонентов в габбро Уразовской интрузии перекрываются диапазоном их содержаний в габброидах Утлыкташского лополита, но коррелятивные отношения между ТЮ2 и другими элементами в породах двух массивах сильно разнятся. Содержание ТЮ2 в габбро-диоритах Утлыкташского лополита слабо отрицательно коррелирует с А1203 (г = -0.49) и положительно коррелирует с Ре203* (г = +0.93), М^О (г = +0.58) и СаО (г = +0.74). В то же время в габбро Уразовской интрузии содержание ТЮ2 чётко отрицательно коррелирует с А1203 (г = -0.99), MgO (г = -0.87) и СаО (г = -0.99), положительно - с Ре203* (г = +0.96). Такие различия связаны с тем, что Ре-Тьоксиды в Утлыкгашском
лополите в основном приурочены к донной более мафической части, а в Уразовской интрузии расслоенность не выявлена, и неоднородность содержаний ТЮ2 и Ре203* зависит от других причин, которые предстоит выяснить. На диаграммах А1203-ТЮ2 и Ре203*-ТЮ2 (рис. 3) точки составов габброидов Утлыкташского лополита и Уразовской интрузии образуют единые тренды, однако наиболее кислые разности из верхней части лополита смещены от этих трендов, образуя обособленные поля. Самые высокие концентрации V (до 545 г/т), Сг (до 126 г/т), N1 (до 101 г/т) отмечаются обычно в высокотитанистых породах с къ = 14.6-17.9 и низкими значениями/= 59-82.
4.2. Породообразующие минералы
4.2.1. Наурузоеский комплекс
Состав пород Наурузовского силла определяется соотношениями плагиоклаза и ортопироксена, в меньшей степени оказывают влияние клинопироксен и титаномагнетит.
БЕ^ЕЕ^У
www.geors.ru
ГЕОРЕСУРСЫ / аЕ0ИЕ8Ш8У
2023. Т. 25. №3. С. 175-190
Плагиоклаз встречается в виде таблитчатых фенокри-стов длиной до 10 мм в поперечнике и зёрен основной массы (обычно 0.2-0.6 мм). Также он образует включения с округлыми контурами в ортопироксене. Состав плагиоклаза варьирует от Ап91 в центре зёрен до Ап39 в каймах, большинство анализов отвечают битовниту и Лабрадору (рис. 4а). Среди изученных зёрен встречаются обогашённые калием (количество ортоклазового минала 3.2-5.7 мол. %) и обеднённые (Ог ). Первые характеризуются пониженным содержанием БеО (0.58-0.75 мае. %) и повышенным ТЮ2 (до 0.2 мае. %), а вторые - наоборот (РеО-до 2.3 мае. %, Т102 <0.05 мае. %).
Ортопироксен образует призматические кристаллы размером до 6 мм, иногда встречаются ксеноморфные угловатые выделения в интерстициях кристаллов плагиоклаза. Кроме того, ортопироксен выполняет включения размером до 100 мкм в крупных зёрнах титаномагнетита (рис. 5ж). Основное количество анализов ортопироксе-на на классификационной диаграмме попадают в поле энстатита (рис. 46). Количество энстатитового минала варьирует в диапазоне 43-64 мол. %, ферросилитового -31-55 мол. %, а волластонитового не превышает 9 мол. %. Содержание ТЮ2 и А1203 варьирует от 0.1 и 0.3 (в ферро-силите) до 1.5 и 2.0 мае. % (в энстатите), соответственно.
Клинопироксен обычно образует субидиоморфные и ксеноморфные зёрна в интерстициях, по составу отвечая авгиту (рис. 36): (Шо38_43Еп27_41Р820_30). Содержания ТЮ2 и А1203 в нём варьируют в пределах 0.35-3.13 и 1.48-2.44 мае. %, соответственно.
4.2.2. Утлыкташский комплекс
В породах утлыкташского комплекса первичный плагиоклаз нацело альбитизирован, как в Утлыкгашском лополите, так и в Уразовской интрузии. Это совершенно не отразилось на структуре породы, форма бывшего Са-плагиоклаза отчётлива: это таблитчатые зёрна размером 0.3-8 мм, в среднем 1-2 мм. Все анализы минерала попадают в поле альбита, в небольшом количестве развиты анортоклаз и калишпат (рис. 4а). Клинопироксен образует два типа выделений: 1) субидиоморфные и реже
идиоморфные короткопризматические кристаллы размером от 0.1 до 5 мм, 2) резко ксеноморфные ойкокри-сталлы в интерстициях кристаллов плагиоклаза размером 0.5-3 мм. При этом состав клинопироксена очень выдержан (Шо43 48Еп41_45Рз816): на треугольной диаграмме точки образуют плотный рой в поле диопсида и на границе ди-опсида с авгитом (рис. 46). Примесь ТЮ2 в нём варьирует в пределах 0.68-1.77 мае. %,
а А1203- 1.43-4.08 мае. %.
4.3. П-Ге-оксидная минерализация
4.3.1. Наурузоеский комплекс
В Наурузовском силле обнаружены следующие рудные минералы: титаномагнетит, ильменит, титанит, борнит, кобальтин, халькопирит. Первые два являются первичными и наиболее распространёнными, а третий - продукт их низкотемпературных изменений. Сульфиды рассеяны в породе в виде микронных зёрен (зёрна борнита иногда достигают 50-100 мкм в поперечнике) в силикатной матрице в ассоциации с вторичными минералами (кварцем, альбитом, пренитом). Борнит часто встречается и в виде включений в титаномагнетите, обычно локализуясь в трещинках.
Титаномагнетит является наиболее распространённым П-Бе оксидом Наурузовского силла, который образует три типа выделений: 1) мелкие округлые включения в первичных силикатах - Ti-mag-I, 2) субидиоморфные и реже идиоморфные кристаллы - Ti-mag-II, 3) крупные ксеноморфные зёрна - Ti-mag-III.
1) Ti-mag-I представлен сфероидными и эллипсоидными выделениями размером 10-30 мкм, которые чаще всего тяготеют к каймам кристаллов ортопироксена (рис. 5а-в). В большинстве случаев такие выделения однородны и не затронуты вторичными процессами. Изредка встречаются неоднородные выделения, в которых наблюдаются ламеллиевидные участки (рис. 5а), обогащённые Ре и Zn относительно матрицы. В целом общее количество Ti-mag-I относительно других типов ничтожно мало. Особенностями его химического состава являются умеренная величина Т1/У (6-8) и относительная обогащён-ность Сг203, А1203, ZnO и N¿0 в сравнении с другими
Рис. 4. Треугольные классификационные диаграммы для плагиоклаза (а) и пироксена (б) из габброидов наурузоеского и утлыкташского комплексов
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ ОТ
.ги ГЕОРЕСУРСЫ Мк
Ttn Ti-mag-II a Opx Ti-mag-l^ 15мш ^ Ilm-I °px Opx B ^ P/ Ap ' ч У чЩ Ti-mag-II" p/ Ti-mag-II | 150 мш | *-Ap
Ti-mag-l -*. g Opx Ttn ■ 60 ukm i I Ti-mag-II^-
Г Opx Opx <—- Ti-mag-l 1ИДк. J i pi Ti-mag-III 1 30 мкм | Д llm-l ^ ___ V Cpx 1 8 ¿ШШ i Ti-mag-II Ti-mag-II llm-lpi Chi и™*' PI | 70мкм |
типами титаномагнетитов (табл. 2). Содержание ТЮ2 варьирует в диапазоне 12.1-18.1 мае. % (в одном анализе 7.9 мае. %). На диаграмме Мп0-У205 (рис. 6а) наблюдается чёткая прямая корреляция, не характерная для других типов титаномагнетита. Также прямая корреляция намечается между содержаниями Сг203 и N¿0 (рис. 6в).
2) Ti-mag-II образует рассеянную вкрапленность из субидиоморфных и идиоморфных зёрен ромбододекаэ-дрического облика размером обычно от 50 до 200 мкм и реже скелетных кристаллов, равномерно распределённую в породе между крупными выделениями ортопироксена и плагиоклаза (рис. 2а, б). В количественном отношении это наиболее распространённый тип титаномагнетита. Кристаллы находятся в срастании с мелкими зёрнами плагиоклаза, орто- и клинопироксена (рис. 56, в, д), иногда образуют включения в последнем, встречаются сростки из 2-3 зёрен титаномагнетита. Нередки включения перечисленных силикатов в Ti-mag-II. Особенностью Ti-mag-II является наличие в зёрнах закономерно ориентированных пластинчатых выделений ильменита (рис. 5в, д). Редко встречаются зёрна без выделений ильменита. Иногда в зёрнах Ti-mag-II по трещинам развита ажурная сеть титанита. В Ti-mag-II содержание ТЮ2 варьирует от 7.4 до 19.3 мае. % (в одном анализе 24 мае. %), а величина Т1/У (7-16) вариативнее и выше, чем в Ti-mag-I. Содержания примесей сильно варьируют, что связано с тем, что отдельные зёрна существенно различаются между собой по химическому составу. В частности, на бинарных диаграммах Мп0-У205 и Сг203-№0 (рис. 6а, в) они образуют несколько групп, различающихся пониженными или повышенными концентрациями примесей. Иногда встречаются слабозональные зёрна, в которых кайма обогащена Са, Т1, но обеднена А1 и V относительно ядра. Отметим, что в трёх разных пробах габброидов из разных зон массива состав Ti-mag-II оказался близок.
3) Ti-mag-III обычно слагает более редкие, но крупные ксеноморфные зёрна размером до 2 мм, поэтому в массовом отношении уступает Ti-mag-II не столь значительно. Реже встречаются частично огранённые зёрна, но как правило они мелкие. В этих зёрнах всегда присутствуют разнообразные выделения ильменита, а также многочисленные включения силикатов - ортопироксена, плагиоклаза, клинопироксена, хлорита. В Ti-mag-III широко развиты включения ортопироксена, в которых иногда встречаются включения Ti-mag-I (рис. 5г). Содержание ТЮ2 в Ti-mag-III наиболее стабильно (11.4-16.4 мае. %), величина ШУ (2.0-10.3) варьирует, но в среднем (5.2) самая низкая среди всех типов титаномагнетита. Также ему характерны умеренные (промежуточные между Ti-mag-I и II) содержания многих элементов-примесей (рис. 6а, в).
Ильменит - второй по распространённости ТьРе оксид в габброидах Наурузовского силла, который не образует самостоятельных кристаллов, а встречается лишь в составных зёрнах в срастаниях с титаномагне-титом. Выделено два морфологических типа ильменита: 1) пластинчатые ориентированные выделения с ровными границами - 11т-1 и 2) разнообразные по форме хаотично расположенные выделения - 11т-11.
1) 11т-1 встречается в зёрнах Ti-mag-II, которые традиционно рассматриваются как структуры распада (рис. 5в, д). Изредка 11т-1 представлен более толстыми, чем
Рис. 5. Микрофотографии (BSE) Ti-Fe-оксидов в габброидах Наурузовского силла: (а) и (б) округлые включения титаномагнетита в ортопироксене, (в) субидиоформные выделения титаномагнетита с ламелями ильменита, (г) округлые включения титаномагнетита во включениях ортопироксена в ксе-номорфном титаномагнетите, (д) субидиоморфное и идио-морфное зёрна титаномагнетита с ламелями ильменита, (е) и (ж) ксеноморфные илъменит-титаномагнетитовые срастания. Ар = апатит, Срх = клинопироксен, Ilm = ильменит, Орх = ортопироксен, PI = плагиоклаз, Ti-mag = титаномагне-тит, Ttn = титаномагнетит
в ориентированных ламелях, субпластинчатыми извилистыми выделениями, распределёнными по краям зёрен Ti-mag-II (рис. 5д).
2) Ilm-II как правило резко ксеноморфен, распределён внутри Ti-mag-III неравномерно, при этом нередко содержит угловатые или округлые включения последнего. Иногда Ilm-II образует округлые и частично огранённые зёрна в титаномагнетите (рис. 5е, ж). В краевых частях зёрен Ti-mag-III ильменит образует эвтектические срастания с силикатами (плагиоклазом, ортопироксеном и др. минералами) (рис. 5е).
По химическому составу Ilm-I и Ilm-II очень близки, на диаграмме MnO-V2O5 (рис. 66) они образуют единый тренд, отражающий негативную корреляцию между этими элементами. Существенное их различие обнаружено лишь по содержаниям СаО, определёнными по ЭДС: 0.39 мае. % в Ilm-I и 0.04 мае. % в Ilm-II в среднем соответственно.
4.3.2. Утлыкташскийкомплекс
В габброидах Утлыкташского лополита и Уразовской интрузии выявлены следующие рудные минералы:
ГЕОРЕСУРСЫ / аЕОИЕ8Ш8У
2023. Т. 25. №3. С. 175-190
Титаномагнетит
№ Тип ТЮ2 Бе0 - Бе203 МпО Zn0 Mg0 А1203 БЮ2 СГ203 У205 То1а1
1 I 12.69 42.18 34.94 0.17 0.47 0.03 2.86 0.61 0.37 1.54 92.37
2 I 14.53 44.12 33.50 0.39 0.06 0.16 3.41 0.14 0.51 1.72 95.22
3 I 14.59 43.49 32.56 0.27 0.18 ьш 2.88 0.07 0.39 1.65 92.82
4* I 14.41 43.03 30.88 0.51 0.12 0.40 2.72 0.89 0.28 2.06 92.21
5 II 12.33 42.61 37.10 0.03 0.06 ьш 3.54 0.13 0.81 1.61 94.51
6 II 13.25 43.49 34.65 0.05 0.06 0.04 3.89 0.19 0.83 1.62 94.62
7 II 12.88 43.71 35.62 0.06 0.04 0.02 2.02 0.97 0.76 1.38 93.89
8 II 7.38 40.60 40.24 0.06 ьа1 ьш 0.22 3.59 0.04 1.33 89.43
9 II 10.70 40.63 44.37 0.03 0.13 ьш 1.46 0.08 0.02 0.86 93.83
10 II 11.43 41.18 43.14 0.03 0.04 ьш 1.01 0.08 0.03 0.90 93.53
11 II 18.76 46.79 29.06 1.46 0.23 ьш 1.41 0.07 0.15 1.09 96.11
12 II 19.29 47.18 27.58 1.32 0.04 ьш 0.99 0.10 0.15 1.10 94.99
13 II 15.20 46.88 24.73 0.15 0.15 0.10 1.24 3.14 0.12 1.10 90.34
14 II 16.47 45.51 32.66 0.44 0.19 0.01 1.27 0.18 0.14 1.07 94.67
15 II 13.13 42.97 39.25 0.08 0.19 ьш 1.44 0.15 0.15 1.28 94.71
16* II 16.21 44.93 30.91 0.61 ьа1 0.02 1.50 0.50 0.15 1.58 93.30
17 III 12.40 41.51 39.90 0.13 0.13 ьш 0.96 0.13 0.14 1.09 92.39
18 III 15.58 44.35 33.70 0.88 0.11 ьш 1.83 0.07 0.29 1.38 94.81
19 III 15.29 44.06 33.91 0.89 0.12 ьш 1.89 0.08 0.38 1.53 94.76
20* III 12.54 41.92 37.18 0.27 0.02 0.02 1.64 0.27 0.47 2.47 93.07
Ильменит
21 I 45.52 45.59 0 4.25 0.01 0.03 0.22 1.44 0.06 0.31 97.42
22 I 48.88 46.04 0 3.59 0.01 0.02 0.10 0.09 0.04 0.25 99.02
23* I 47.16 46.76 0 3.18 ьш 0.01 0.11 0.48 ьш 0.62 98.32
24 II 47.47 48.37 0 3.77 0.02 0.01 0.10 0.01 0.06 0.36 100.16
25 II 45.10 46.00 0 4.41 0.02 0.01 0.11 0.51 0.08 0.28 96.52
26 II 47.29 48.50 0 3.41 0.01 0.05 0.12 ьш 0.07 0.39 99.84
27* II 47.52 48.08 0 2.84 ьа1 0.06 0.09 0.18 ьш 0.92 99.69
Формульные коэффициенты, титаномагнетит (0=4)
№ Тип Т1 Бе2+ Бе3+ Мп Zn Mg А1 Сг V То1а1
1 I 0.372 1.375 1.025 0.006 0.013 0.002 0.131 0.024 0.011 0.040 3.000
2 I 0.413 1.395 0.953 0.013 0.002 0.009 0.152 0.005 0.015 0.043 3.000
3 I 0.427 1.416 0.954 0.009 0.005 0 0.132 0.003 0.012 0.042 3.000
4* I 0.421 1.397 0.902 0.017 0.004 0.023 0.124 0.035 0.009 0.053 2.985
5 II 0.353 1.355 1.062 0.001 0.002 0 0.159 0.005 0.024 0.041 3.000
6 II 0.378 1.380 0.989 0.002 0.002 0.002 0.174 0.007 0.025 0.041 3.000
7 II 0.373 1.406 1.031 0.002 0.001 0.001 0.092 0.037 0.023 0.035 3.000
8 II 0.223 1.366 1.218 0.002 0 0 0.010 0.144 0.001 0.035 3.000
9 II 0.310 1.308 1.286 0.001 0.004 0 0.066 0.003 0.001 0.022 3.000
10 II 0.333 1.334 1.258 0.001 0.001 0 0.046 0.003 0.001 0.023 3.000
11 II 0.535 1.484 0.829 0.047 0.006 0 0.063 0.002 0.005 0.027 3.000
12 II 0.558 1.518 0.798 0.043 0.001 0 0.045 0.004 0.005 0.028 3.000
13 II 0.457 1.567 0.744 0.005 0.004 0.006 0.059 0.126 0.004 0.029 3.000
14 II 0.476 1.463 0.945 0.014 0.005 0.001 0.058 0.007 0.004 0.027 3.000
15 II 0.378 1.376 1.131 0.003 0.005 0 0.065 0.006 0.004 0.032 3.000
16* II 0.473 1.457 0.902 0.020 0 0.001 0.069 0.019 0.005 0.041 2.986
17 III 0.367 1.364 1.180 0.004 0.004 0 0.045 0.005 0.004 0.028 3.000
18 III 0.449 1.420 0.971 0.029 0.003 0 0.082 0.003 0.009 0.035 3.000
19 III 0.441 1.411 0.977 0.029 0.003 0 0.085 0.003 0.012 0.039 3.000
20* III 0.368 1.366 1.090 0.009 0 0.001 0.075 0.011 0.014 0.064 2.998
Формульные коэффициенты, ильменит (0=3)
21 I 0.878 0.978 0 0.092 0 0.001 0.007 0.037 0.001 0.005 1.999
22 I 0.934 0.978 0 0.077 0 0.001 0.003 0.002 0.001 0.004 2.000
23* I 0.906 0.998 0 0.069 0 0 0.003 0.012 0 0.010 1.998
24 II 0.895 1.014 0 0.080 0 0 0.003 0 0.001 0.006 1.999
25 II 0.881 0.999 0 0.097 0 0 0.003 0.013 0.002 0.005 2.000
26 II 0.894 1.020 0 0.073 0 0.002 0.004 0 0.001 0.006 2.000
27* II 0.896 1.008 0 0.060 0 0.002 0.003 0.005 0 0.015 1.989
Табл. 2. Химический состав титаномагнетита и ильменита из габброидов наурузовского комплекса, мае. %. Примечание: *средние содержания по данным ЭДС (4, п = 13; 16, п = 31; 20, п = 18; 23, п = 21; 27, п = 14), остальные — анализы ВДС; ** рассчитано по стехиометрии; ЬЛ — ниже предела обнаружения
титаномагнетит, ильменит, магнетит, титанит, пирит, халькопирит, пирротин. Первые два являются самыми распространёнными, а вторые два - обычно продуктами их низкотемпературных преобразований. Среди сульфидов
резко превалирует пирит, который в одном из образцов достигает 1 об. %, образуя кубоидные зёрна и их сростки размером до 1-2 мм, рассеянные в метасоматизированной силикатной матрице.
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
Рис. 6. Бинарные диаграммы для титаномагнетита и ильменита из габброидов наурузовского иутлыкташского комплексов. Сплошными линиями показаны тренды составов минералов, пунктирными линиями показаны группы составов Ti-mag-II в наурузовском комплексе, R2 - величина достоверности аппроксимации
Титаномагнетит несколько преобладает над ильменитом, выделены два его морфологических типа: 1) идиоморфные и субидиоморфные мелкие кристаллы -Ti-mag-I; 2) более крупные ксеноморфные и субидиоморфные зёрна - Ti-mag-II.
1) Ti-mag-I редок и образует хорошо огранённые изо-метричные включения ромбододекаэдрического облика в клинопироксене (рис. 7а). Они имеют размер 20-50 мкм и развиты как в центральных, так и краевых частях зёрен клинопироксена. Иногда зёрна Ti-mag-I лейкоксенизиро-ваны по трещинам. Содержание Ti02 в Ti-mag-I составляет 15.7-16.4 мае. %, величинаTi/V = 18.8-20.1, в нём широко варьирует количество Al2O3 (0.2-3.4 мае. %), характерной особенностью является очень низкая концентрация Мп (ниже предела обнаружения ЭДС (энергодисперсионного спектрометра), данные ВДС (волнодисперсионного спектрометра) отсутствуют).
2) Ti-mag-II развит широко, образуя относительно равномерную вкрапленность из различно огранённых зёрен размером 50-200 мкм в габброидах между кристаллами плагиоклаза (рис. 2в, г). Обычно он находится в срастании с клинопироксеном (часто хлоритизирован-ным) и чаще всего частично или полностью лейкоксе-низирован (рис. 76, в, г). Замещение титаномагнетита титанитом выражено разнообразно: по кайме, по трещинам или пятнами. В почти полностью замещённых кристаллах нередко наблюдаются реликты Ti-mag-II (рис. 7г). Иногда изменённые зёрна представляют собой агрегат из закономерно сросшихся мельчайших кристаллов псевдобрукита, магнетита и титаномагнетита (рис. 7в). В габбро Уразовской интрузии встречаются зёрна
бывшего Ti-mag-II, представленные тонкодисперсной смесью хлорита и титанита, в которой остались закономерно ориентированные выделения ильменита. В обогащённом сульфидами образце габбро Утлыкташского лополита встречаются агрегаты обрастания лейкоксенизированных зёрен Ti-mag-II пиритом. Содержание Ti02 в Ti-mag-II варьирует в диапазоне 7.2-25.3 мае. % (количество ульвош-пинелевой компоненты до 75.2 мол. %), соответственно величина Ti/V также сильно вариативна (137-1103). Стоит отметить, что именно в этом минерале отмечается значительное расхождение между анализами ВДС и ЭДС - по количеству V2O5 - микрозондовый анализ показывает гораздо более низкие содержания (табл. 3). Содержание МпО меняется от 0.3 до 2.1 мае. %, Al2O3 варьирует от 0.04 до 1.02 мае. %, количество Nb2O5 достигает 0.02 мае. % в одном анализе. Несмотря на указанные расхождения по двум аналитическим методикам, на диаграмме MnO-V2O5 поля составов Ti-mag-I и Ti-mag-II полностью обособлены друг от друга (рис. 6а).
Магнетит (Ti02 2.4-5.1 мае. %) встречается внутри изменённых зёрен Ti-mag-II, образуя ксеноморфные выделения среди титанитовой матрицы. Иногда наблюдается в виде мелких червеобразных выделений в структурах распада и разложения титаномагнетита (рис. 7в). Содержание МпО в нём варьирует в пределах 0.0п-0.63 мае. %, а V2O5 - O.On-l.OO мае. % (по данным ЭДС).
Ильменит представлен тремя морфологическими типами выделений: 1) самостоятельными зёрнами Ilm-I, 2) пластинчатыми выделениями в структурах распада титаномагнетита Ilm-II, 3) разнообразными по форме ксеноморф-ными выделениями в срастании с титаномагнетитом Ilm-III.
ГЕОРЕСУРСЫ / GEORESURSY
2023.T.25.№3.C. 175-190
к а ' Ti-mag-l " Срх Р° Г f * * ШПЩ* ,150 мкм, * 6 TJn 4 Chi Ti-mag-II Ti-mag-II 4— Ilm-II Ilm-I II p Ti-mag-II * -Chi—* к _ |100МКМ| Cp>< 1 1
В Psb+Mag+Ti-mag 4 Ilm-II Ilm-II Ttn |100 MKM| г EP m > ^t" Ilm-I II |2оомкЙ|
APM -Ttn | 300 мкм | e Ilm-II i4 Chl+Ttn 1 Ap | 500 мкм |
Рис. 7. Микрофотографии (BSE) Ti-Fe-оксидов в габброидах утлыкташского комплекса: (а) включения идиоморфного ти-таномагнетита в клинопироксене, (б) субидиморфные зёрна титаномагнетита и ксеноморфное выделение ильменита с эвтектической структурой, (в) реликтовая структура распада титаномагнетита в новообразованном титаните, (г) структуры обрастания пиритом титаномагнетита и срастания с ильменитом, (д) идиоморфное зерно ильменита, (е) ориентированные ламели ильменита в хлорит-титанитовом агрегате, заместившем титаномагнетит. Ар = апатит, Chi = хлорит, Срх = клинопироксен, Ер = эпидот, Ilm = ильменит, Mag = магнетит, PI = плагиоклаз, Ро = пирротин, Psb = псевдобрукит, Ру = пирит, Ti-mag = титаномагнетит, Ttn = титаномагнетит
1) Ilm-I образует вытянутые зёрна призматического облика, скелетные кристаллы с различной огранкой (рис. 7а), а также ксеноморфные пойкилитовые выделения. Они обычно ассоциируют с клинопироксеном, а их размеры варьируют от 50 до 200 мкм. В габбро Уразовской интрузии встречаются частично лейкоксенизированные крупные (до 1-1.5 мм) изометричные хорошо огранённые кристаллы Ilm-I с включениями апатита и силикатов (рис. 7д). Особенностями химического состава Ilm-I являются умеренно высокие содержания МпО (5.3-9.8 мае. %), низкое содержание СаО (0.03 мае. % по данным ЭДС) и постоянные примеси Zr02 (0.03-0.10 мае. %) и Nb2O5 (0.03-0.07 мае. %) (табл. 3). В весовом отношении это самый распространённый тип ильменита.
2) Ilm-II представлен ориентированными пластинчатыми или субпластинчатыми выделениями в Ti-mag-II, часто уже находящимися в титанитовой матрице, заместившей титаномагнетит (рис. 7б-г, е). Количество МпО в нём
составляет5.3-8.4мае. %,2г02- 0.05-0.06мае. %,№>205 -0.05-0.10 мае. %, а СаО - в среднем 0.14 мае. %. В весовом отношении этот тип ильменита уступает остальным.
3) 11т-111 встречается в виде резко ксеноморфных выделений размером до 1 мм, образуя эвтектические срастания с силикатной матрицей (рис. 76). Местами 11т-111 нарастает на зёрна Ti-mag-II (рис. 76) и, кроме того, образует срастания с пиритом (рис. 7г). Содержания примесей в нём наиболее вариативны: МпО - 3.3-10.1 мае. %; 2г02 -О.Оп-О.ЗО мае. %; 1ЧЬ205 - 0.0п-0.28 мае. %; а количество СаО в среднем наиболее высокое - 0.21 мае. %. На диаграмме Мп0-У205 (рис. 66) составы всех типов ильмени-тов перекрываются, тогда как на диаграмме КЬ205-2г02 точки 11т-111 обособляются от других (рис. 6г).
Отметим, что по данным ВДС содержание У205 в иль-менитах не превышает 0.07 мае. %, тогда как по данным ЭДС 11т-1 в среднем оно составляет 0.13 мае. %, в 11т-11 -0.19 мае. %, а в 11т-111 - 0.33 мае. %.
4.3.3.Диаграмма «рутил-вюстит-гематит»
На треугольной диаграмме Т1-Ре2+-Ре3+ (рис. 8) в координатах «рутил-вюстит-гематит» (ТЮ2-(Ре2+, Мп, Mg) 0-0.5(Ре3+, А1)203 точки составов Ti-mag-I из Наурузовского силла образуют компактное поле, хорошо привязанное к расчётной линии «магнетит-ульвошпинель». Сходным образом распределены составы Ti-mag-III, тогда как Ti-mag-II характеризуется широкими вариациями состава вдоль линии «магнетит-ульвошпинель» со значительными отклонениями для некоторых составов, вызванными значительной примесью 8Ю2. Точки составов 11т-1 и 11т-11 смещены от точки расчётного состава идеального ильменита в сторону вюстита за счёт большей доли Ре2+, достигающей 1 ф.е., а в сумме с Мп2+ - 1.1 ф.е. Расчётная гематитовая компонента (Ре3+) в ильменитах Наурузовского силла отсутствует.
Диапазон вариаций составов титаномагнетитов из Утлыкташского лополита и Уразовской интрузии по линии «магнетит-ульвошпинель» перекрывает поле составов Наурузовского силла: количество Ре3+ варьирует от 0.5 до 1.6 ф.е. Ильмениты тяготеют к расчётной точке идеального состава с отклонением вдоль линии «ильменит-гематит (титаногематит)» за счёт переменной доли Ре3+, варьирующей от 0.03 до 0.11 ф.е. При этом для 11т-111 характерны более широкие вариации, чем для 11т-1 и 11т-11.
4.3.4. Термо-оксибарометрия титаномагнетит-илъменитовогоравновесия
Расчёты температур кристаллизации титаномагнетита и ильменита, а также фугитивности кислорода были проведены в программе '^пМ^оЬ (Уауиг, 2021), в которой величины Т и^02 рассчитываются по нескольким моделям. Нами использованы значения, полученные по модели (81;огтег, 1983), одной из самых зарекомендованных для рудно-магматических систем, подобным нашим. В наурузовском комплексе для пар Ti-mag-II-Ilm-I (пример на рис. 5д) расчётные температуры варьируют от 736 до 968 °С, величина log/02 находится в диапазоне -16.8... -10.5, а для пар Ti-mag-III-Ilm-II (пример на рис. 5е, ж) - 804-945 °С и -14.1...-11.3, соответственно. В утлыкташском комплексе для пар Ti-mag-II-Ilm-II (пример на рис. 76, верхнее зерно) расчётные температуры составляют 630-881 °С, а величина log/02 -20.0...-13.8.
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
Титаномагнетит
№ Тип ТО2 ZrO2 FeO - Fe2Oз MnO ZnO Al2Oз SiO2 V2O5 Total
1* I 1 6.12 bdl ЬШ 44.95 32.24 bdl bdl 1.31 0.30 0.76 95.69
2 II 7.17 ЬШ ЬШ 36.95 55.73 1.17 bdl 0.07 0.05 0.01 101.14
3 II 9.57 ЬШ 0.02 38.74 51.53 1.77 bdl 0.04 0.05 0.01 101.72
4 II 25.13 bdl bdl 53.03 16.95 0.73 bdl 1.02 0.08 0.07 97.01
5 II 23.80 bdl bdl 50.86 20.70 2.13 0.04 0.55 0.22 0.06 98.36
6 II 24.46 bdl bdl 52.11 19.29 1.01 bdl 0.25 0.10 0.06 97.28
7 II 25.31 bdl bdl 53.38 17.11 0.28 bdl 0.32 0.07 0.07 96.53
8 II 10.18 bdl bdl 39.48 48.73 1.08 bdl 0.18 0.08 0.07 99.80
9* II 14.20 bdl bdl 43.14 37.31 0.51 bdl 0.86 0.25 0.77 97.05
Магнетит
10* 3.97 ЬШ bdl 34.09 57.20 0.36 bdl 0.20 1.10 0.70 97.61
Ильменит
11 I 50.40 0.06 0.04 35.42 4.91 9.78 0.02 bdl 0.00 bdl 100.63
12 I 50.38 0.06 0.06 35.71 4.50 9.51 0.02 bdl 0.03 bdl 100.27
13 I 50.33 0.03 0.06 35.86 4.68 9.28 0.02 bdl bdl bdl 100.27
14 I 50.57 0.05 0.06 35.75 4.37 9.60 0.02 bdl bdl bdl 100.42
15 I 50.09 0.07 0.06 35.10 5.05 9.81 0.03 bdl bdl bdl 100.21
16 I 49.91 0.07 0.07 39.15 5.49 5.68 0.03 bdl 0.03 0.04 100.46
17 I 49.86 0.10 0.03 39.44 5.44 5.34 0.03 bdl 0.02 0.07 100.33
18 I 49.65 0.10 0.05 39.17 6.04 5.40 0.03 bdl bdl 0.07 100.50
19 I 50.46 0.07 0.02 37.93 4.74 7.34 0.03 bdl bdl 0.01 100.60
20 I 50.28 0.04 0.04 37.54 4.66 7.60 0.03 bdl 0.03 bdl 100.23
21 I 50.71 0.05 0.03 38.28 3.91 7.25 0.02 bdl 0.02 bdl 100.27
22 I 50.46 0.06 0.03 38.51 4.17 6.77 0.03 bdl bdl 0.01 100.03
23* I 50.32 bdl bdl 39.49 4.31 5.87 bdl 0.02 0.17 0.13 100.30
24 II 50.13 0.06 0.06 39.27 5.03 5.72 0.04 bdl bdl 0.04 100.34
25 II 49.96 0.06 0.10 39.57 5.63 5.33 0.02 bdl 0.04 0.02 100.74
26 II 50.01 0.06 0.06 37.49 2.91 8.01 0.03 0.15 0.54 0.02 99.27
27 II 50.28 0.05 0.05 36.87 4.27 8.38 0.03 0.01 0.13 0.01 100.08
28 II 50.41 0.06 0.06 36.88 3.90 8.38 0.02 bdl 0.03 bdl 99.75
29* II 50.46 bdl bdl 39.51 5.49 5.77 bdl bdl 0.12 0.19 101.54
30 III 51.82 ЬШ 0.04 36.15 1.62 10.43 0.02 bdl 0.10 bdl 100.18
31 III 51.60 ЬШ 0.04 35.92 1.79 10.52 0.04 bdl 0.16 bdl 100.08
32 III 51.54 bdl 0.05 37.24 2.31 8.99 0.02 bdl bdl 0.02 100.18
33 III 51.50 bdl 0.28 37.39 2.07 8.85 0.02 bdl 0.04 0.01 100.17
34 III 51.50 bdl 0.04 38.29 2.25 7.94 bdl bdl bdl 0.02 100.03
35* III 48.66 0.04 bdl 39.891 5.9549 3.85 bdl 0.04 0.24 0.33 99.00
Формульные коэ ффициенты, титаномагнетит (O=4)
№ Тип ТС Zr Nb Т, 2+ Fe т, 3 + Fe Mn Zn Al Si V Total
1* I 0.474 0 0 1.469 0.948 0 0 0.060 0.012 0.020 2.984
2 II 0.204 0 0 1.168 1.585 0.037 0 0.003 0.002 0 3.000
3 II 0.270 0 0 1.216 1.455 0.056 0 0.002 0.002 0 3.000
4 II 0.727 0 0 1.707 0.491 0.024 0 0.046 0.003 0.002 3.000
5 II 0.682 0 0 1.620 0.593 0.069 0.001 0.025 0.008 0.002 3.000
6 II 0.710 0 0 1.681 0.560 0.033 0 0.012 0.004 0.002 3.000
7 II 0.739 0 0 1.733 0.500 0.009 0 0.015 0.003 0.002 3.000
8 II 0.292 0 0 1.260 1.400 0.035 0 0.008 0.003 0.002 3.000
9* II 0.415 0 0 1.402 1.091 0.017 0 0.040 0.010 0.020 2.994
Формульные коэффициенты, магнетит ф=4)
10* 0.115 0 0 1.098 1.658 0.012 0 0.009 0.042 0.018 2.952
Формульные коэффициенты, ильменит ^=3)
11 I 0.953 0.001 0 0.745 0.093 0.208 0 0 0 0 2.000
12 I 0.956 0.001 0.001 0.753 0.086 0.203 0 0 0.001 0 2.000
13 I 0.955 0 0.001 0.757 0.089 0.198 0 0 0 0 1.999
14 I 0.958 0.001 0.001 0.753 0.083 0.205 0 0 0 0 2.000
15 I 0.951 0.001 0.001 0.741 0.096 0.210 0 0 0 0 2.000
16 I 0.946 0.001 0.001 0.825 0.104 0.121 0 0 0.001 0.001 2.000
17 I 0.946 0.001 0 0.833 0.103 0.114 0.001 0 0.001 0.001 2.000
18 I 0.941 0.001 0.001 0.826 0.115 0.115 0.001 0 0 0.001 2.000
19 I 0.954 0.001 0 0.798 0.090 0.156 0.001 0 0 0 2.000
20 I 0.954 0.001 0 0.792 0.089 0.162 0.001 0 0.001 0 2.000
21 I 0.962 0.001 0 0.807 0.074 0.155 0 0 0 0 1.999
22 I 0.960 0.001 0 0.814 0.079 0.145 0.001 0 0 0 2.000
23* I 0.954 0 0 0.832 0.082 0.125 0 0.001 0.004 0.002 1.999
Табл. 3. Химический состав титаномагнетита, магнетита и ильменита из габброидов утлыкташского комплекса, мае. %. Примечание: *средние содержания по данным ЭДС (1, п = 3 ;9, п = 21; 10, п = 6; 23, п = 6; 28, п = 3; 35, п = 21), остальные — анализы ВДС; "рассчитано по стехиометрии; Ъй1 — ниже предела обнаружения
БЕ^ЕЕ^У
www.geors.ru
ГЕОРЕСУРСЫ / GEORESURSY
2023. Т. 25. №3. С. 175-190
24 II 0.951 0.001 0.001 0.829 0.095 0.122 0.001 0 0 0.001 2.000
25 II 0.945 0.001 0.001 0.832 0.107 0.114 0 0 0.001 0 1.999
26 II 0.955 0.001 0.001 0.797 0.056 0.172 0.001 0.005 0.014 0 2.000
27 II 0.955 0.001 0.001 0.779 0.081 0.179 0.001 0 0.003 0 2.000
28* II 0.961 0.001 0.001 0.782 0.074 0.180 0 0 0.001 0 2.000
29 III 0.944 0 0 0.822 0.103 0.122 0 0 0.003 0.003 1.996
30 III 0.982 0 0 0.762 0.031 0.222 0 0 0.003 0 1.999
31 III 0.979 0 0 0.757 0.034 0.225 0.001 0 0.004 0 2.000
32 III 0.977 0 0.001 0.785 0.044 0.192 0 0 0 0 1.999
33 III 0.978 0 0.003 0.789 0.039 0.189 0 0 0.001 0 1.999
34 III 0.978 0 0 0.808 0.043 0.170 0 0 0 0 1.999
35* III 0.933 0.001 0 0.851 0.114 0.083 0 0.001 0.006 0.006 1.994
Продолжение табл. 3
Полученные результаты отражены на диаграмме T-fO2, где видно, что большинство точек составов ложатся на кривые буферов FMQ (фаялит-магнетит-кварц) и NNO (Ni-NiO) (рис. 9). Причём фигуративные точки пар Ti-mag-III-Ilm-II наурузовского комплекса стройно ложатся на линию буфера NNO, а точки пар Ti-mag-II-Ilm-I - распределяются между кривыми FMQ и NNO. В утлыкташском комплексе точки пар Ti-mag-II-Ilm-II стройно ложатся на линию FMQ.
5. Обсуждение
5.1. Условия концентрирования Fe-Ti-минерализации
Наличие в наурузовском и утлыкташском комплексах обогащённых Fe-Ti-оксидами пород, содержащих повышенные концентрации Ti02 (до 1.6-2.9 мае. %), FeO* (до 18.1-20.1 мае. %) и V (до 430-545 г/т), свидетельствует об их перспективности в отношении Fe-Ti-V-оруденения. В утлыкташском комплексе наиболее интересной в этом плане является нижняя часть Утлыкгашского расслоенного лополита, а в наурузовском комплексе - центральная (средняя) часть Наурузовского силла. Изученные массивы приурочены к трещиноватым терригенно-глинисто-крем-нистым толщам, в некоторых достоверно установлены зоны разломов. Всё это обусловило проницаемость ба-зитовой магмы и могло способствовать ассимиляции осадочных пород. Формирование титаномагнетитовых месторождений в габброидах связывают с ассимиляцией базитовой магмой вмещающих карбонатных пород, что приводит к ферритизации силикатного расплава (Павлов, 1983). Отметим, что в зоне Восточно-Утлыкгашского разлома развиты линзы известняков, и при внедрении магмы на одном из участков восточного контакта Утлыкгашского лополита сформировалось Канакайское скарново-магне-титовое месторождение (Рахимов и др., 2023). Источником Fe для месторождения могли быть и метасоматизирован-ные габброиды, и вмещающие породы, но никаких признаков промышленного титаномагнетитового оруденения в этой зоне не выявлено.
Считается, что положение V-Ti-Fe-минерализованных тел в расслоенном массиве зависит от исходной/02 ро-доначальной магмы (Zhang et al., 2014). Повышенное значение/02 могло привести к ранней кристаллизации титаномагнетита, обуславливая его накопление в придонной части магматического тела с формированием массивной руды, тогда как в верхней части разреза залегают вкрапленные руды, формировавшиеся при пониженной величине /02. Необходимым условием формирования
крупного титаномагнетитового месторождения считается достаточная длительность устойчивой конвективной циркуляции. Это может быть достигнуто либо за счёт множественных импульсов внедрения магмы, либо за счёт стабильного магматического очага и системы разломов, подходящей для циркуляции флюидов в относительно замкнутом пространстве (Zhang et al., 2014). Таким образом, формирование титаномагнетитовых руд, их размеры и структурно-текстурные особенности во многом зависят от геологических условий. В этом отношении
Рис. 8. Положение составов титанамагнетитов и ильмени-тов наурузовского и утлыкташского комплексов на диаграмме «рутил—вюстит—гематит» по (Butler, 1992). Пунктирными линиями соединены анализы из единых выделений
-35
Наурузовский Утлыкташский
//у ■ Ti-Mag-Il & llm-l о Ti-Mag-Il & llm-ll
/ У ■ Ti-Mag-III & Ilm-Ii
400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200
Рис. 9.Диаграмма T—jö2 для титаномагнетит-илъменитовых пар наурузовского иутлыкташского комплекса
НЮЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ ^р
www.geors.ru ПШШИШНШ
геологические условия становления Наурузовского силла и Утлыкташского лополита можно считать достаточно благоприятными, поскольку они оба залегают среди ограниченных по мощности проницаемых осадочных толщ, окружённых относительно непроницаемыми вулканогенными толщами (базальтами, андезибазальтами, дацитами и их туфами). Отсутствие находок кондиционных руд (концентрации FeOt - до 20.1 мае. % и Ti02 - до 2.9 мае. % едва достигают значений убогих/бедных руд) может быть связано с недостаточной детальностью поисково-разведочных работ. Размеры изученных массивов можно считать внушительными (10-11кмв длину).
Изучаемые объекты можно отнести к примерам специфического Ti-Fe магматического оруденения, проявленного в постостроводужной - аккреционно-коллизионной геодинамической обстановке.
5.2. Условия кристаллизации Fe-Ti-оксидов
В изученных габброидах выявлено несколько морфологических типов титаномагнетита и ильменита, имеющих различное происхождение, о чём свидетельствует и их химический состав.
5.2.1. Наурузовский комплекс
Во вкрапленниках ортопироксена Нарузовского силла, в особенности из порфировидных норитов, обнаружены каплевидные включения титаномагнетита (Ti-mag-I, рис. 5а-г), которые являются свидетельством наличия несмесимой Fe-Ti-оксидной жидкости в системе (Liu et al., 2014; Pietruszka et al., 2022). Наличие вкрапленников ортопироксена предполагает связь богатых ими разностей пород с наиболее ранним дифференциатом магмы, вероятно, раскристаллизованным на дне промежуточной камеры. Обогащённость Ti-mag-I Cr, Ni и Zn согласуется с высокой совместимостью этих элементов с Fe-Ti-оксидным расплавом (Hurai et al., 1998), существовавшим на раннемагматической стадии (Т >1000 °С).
Кристаллизация Ti-mag-II, судя по всему, происходила из Fe-Ti-обогащённого остаточного силикатного расплава, о чём свидетельствует морфология зёрен (идиоморфные и субидиоморфные), особенности их распределения в породе (в интерстициях крупных иди-оморфных кристаллов) и типы срастания с породообразующими силикатами (рис. 5в, д). Широкие вариации химического состава Ti-mag-II не противоречат этой модели. Выделение пластин ильменита (Ilm-I) в тита-номагнетите (Ti-mag-II) обычно происходит на более низкотемпературной стадии при субсолидусных превращениях (Tan et al., 2016). Температура образования Ilm-I оценена в диапазоне 968-736 °С.
Образование Ti-mag-III и Ilm-II, вероятно, происходило из остаточного высокожелезистого-высокотитанистого силикатного расплава на позднемагматической стадии. В пользу этого свидетельствует резко ксеноморфная пойкилитовая морфология ильменит-тит аномагнетитовых выделений с обилием включений силикатов и округлыми очертаниями границ, а также эвтектический характер срастаний ильменита с поздними силикатами - кислым плагиоклазом и калиевым полевым шпатом (рис. 5е, ж). Ti-mag-III наиболее беден Cr и Ni, что исключает его возможную связь с Fe-Ti-оксидным расплавом, из которого
произошёл Ti-mag-I. Температура кристаллизации Ti-mag-III и Ilm-II оценена в 945-804 °С.
5.2.2. Утлыкташский комплекс
В зёрнах клинопироксена Утлыкташского лополита обнаружены мелкие идиоморфные включения раннего титаномагнетита (Ti-mag-I, рис. 7а), вероятно кристаллизовавшегося непосредственно из силикатного расплава на раннемагматической стадии (Т >1000 °С). Относительно более поздний Ti-mag-II вместе с Ilm-I кристаллизовались из остаточного силикатного расплава, обогатившимся Fe и Ti. Они образуют сростки с клинопироксеном (рис. 76), также в основном кристаллизовавшимся после раннего плагиоклаза. На более низкотемпературной стадии в границах Ti-mag-II происходил распад твёрдого раствора с выделением ламелей Ilm-II (рис. 76, в, е). Температура данного процесса оценена в 881-630 °С.
Образование Ilm-III нами связывается с кристаллизацией остаточного Ti-Fe- обогащённого силикатного расплава, что обусловило не только ксеноморфный характер индивидов, но местами и эвтектический характер срастаний этого ильменита с силикатной матрицей (рис. 76) -вероятно, наиболее поздними выделениями плагиоклаза и клинопироксена (?), позднее практически полностью замещёнными вторичными силикатами. Срастания Ilm-III с пиритом (рис. 7г) указывают на высокое содержание серы в остаточном расплаве. Температура кристаллизации Ilm-III, вероятно, близка к температуре кристаллизации титаномагнетит-ильменитовых срастаний в габброидах Наурузовского силла (945-804 °С).
5.3 Модели формирования Fe-Ti-минерализованных зон
В Наурузовском силле наиболее богатая Fe-Ti-минерализация выявлена в средней части, в связи с чем мы предполагаем наличие более чем одного акта внедрения магмы при формировании данного массива. Обобщённая модель формирования самого массива и Fe-Ti-минерализации в нём показана на рис. 10а. Первой внедрилась наиболее мафитовая порция магмы, частично раскристаллизованная в промежуточной камере, о чём свидетельствует обилие порфировых вкрапленников ортопироксена. Отметим, что точки составов этих пород на вариационных диаграммах смещены от главных трендов (рис. 3). Вероятно, эта магма содержала капли Fe-Ti-оксидного расплава, но последующие внедрения более фракционированных порций магмы, бол и менее магнезиальных, могли привести к их растворению. В результате свидетельство о существовании раннего титан-железистого расплава сохранилось лишь в виде глобулярных включений титаномагнетита во вкрапленниках. На промежуточной стадии становления массива Fe-Ti-оксиды выделялись из остаточной после кристаллизации породообразующих силикатов магмы. На более поздней стадии вследствие дефицита пространства из Fe-Ti-богатого остаточного расплава кристаллизовались пойкилитовые ильменит-титаномагнетитовые выделения.
Основными факторами, обусловившими Fe-Ti-обогащение пород нижней части Утлыкташского лополита, можно считать гравитационное осаждение и кристаллизационную дифференциацию. Согласно этому,
GEDRESURSY
www.geors.ru
ГЕОРЕСУРСЫ / GEORESURSY ^ 2023. Т. 25. № 3. С. 175-190
gr/A<\
4 ортопироксен ©кпинопироксен плагиоклаз * Ре-"П-оксиды расплав
Рис. 10. Схематические модели становления и Ре-Тг-минерализации Наурузовского сипла (а) и Утлыкташского лополита (б), пояснения в тексте
кристаллизующиеся Fe-Ti-оксиды оседали иа дно интрузивной камеры вместе с клинопироксеном и ранним плагиоклазом, а верхняя её часть обогащалась поздним плагиоклазом (рис. 1 Об). На дневной поверхности вскрыта часть нижней Fe-Ti-минерализованной зоны лополита, но нет данных, насколько значительна эта часть по мощности. В связи с этим открыт вопрос, есть ли на глубине ещё более богатые Fe-Ti-оксидами горизонты пород. В Утлыкташском массиве остаточная высокофракционированная силикатная жидкость более интенсивно обогащалась Ti, нежели в Наурузовском, что и обусловило кристаллизацию ильменита, а не титаномагнетита. Однако это явление не имело массового характера, поскольку распространение позднего пойкилитового ильменита ограничено.
Итак, наблюдаемые различия в характере Ti-Fe минерализации между Наурузовским и Утлыкташским массивами обусловлены как несколько разным составом исходной магмы, так и разными механизмами её миграции и дифференциации. Особенности петрографии и химического состава пород Наурузовского массива свидетельствуют о дифференциации магмы в промежуточной камере. Возможно, при этом часть титана (в виде ильменита?) выпала во фракцию. В случае с Утлыкташским массивом дифференциация происходила in situ. Кристаллизующиеся фазы и фракционированный расплав циркулировали в единой крупной камере.
6. Выводы
Fe-Ti-минерализация Наурузовского силла и Утлыкташского лополита имеет полигенный характер и распределена неравномерно внутри тел, что обусловлено
разными механизмами обогащения пород титаномагне-титом и ильменитом.
В Наурузовском силле наиболее богатая Ре-Ть оксидами (Ре203* - до 20.1 мае. %, ТЮ2 - до 1.6 мае. %, V - до 430 г/т) зона приурочена к средней части тела, связанной с первичным внедрением магмы, обогащённой вкрапленниками ортопироксена и, вероятно, содержавшей несмесимую Ре-Тьжидкость.
Последующие внедрения фракционированной высокоглинозёмистой и низкомагнезиальной магмы могли привести к растворению капель Ре-Тьжидкости с частичным перераспределением рудных компонентов внутри тела.
Обогащение нижней части Утлыкгашского лополита Ре-Тьоксидами (Ре203* - до 18.1 мае. %, ТЮ2 - до 2.9 мае. %, V - до 545 г/т) произошло благодаря гравитационному осаждению кристаллизующихся фаз.
Особенности Ре-Тьминерализации габбро Уразовской интрузии отличают её от Утлыкташского лополита, что требует отдельного изучения.
Геологические условия формирования Наурузовского силла и Утлыкташского лополита достаточно благоприятны для формирования кондиционных Ре-Тьруд.
Финансирование
Работа выполнена в рамках гранта РНФ № 22-77-10049. Литература
Анисимов И.С., Сопко Л.Н., Ямаев Ф.А., Калташева И.Ш., Мухаметов И.Ш. (1978). Отчёт по геологическому доизучению в масштабе 1:50000 объекта «Ургунская площадь» за 1972-1978 гг. Т. 1. Уфа, 416 с.
Бузмаков, В.Н., Володина, Ю.В. (2022). Титаномагнетитовые месторождения как перспективная сырьевая база металлургии Урала (на основе
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ ■
jMlwll
опыта разработки Качканарской группы месторождений). Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Научные чтения памяти П.Н. Чирвинского, Вып. 25, с. 27-33. https://doi.org/10.17072/chirvinsky.2022.27 Знаменский С.Е. (2009). Структурные условия формирования коллизионных месторождений золота восточного склона Южного Урала. Уфа: Гилем, 348 с.
Иванов O.K. (1997). Концентрически-зональные пироксенит-дуни-товые массивы Урала (минералогия, петрология, генезис). Екатеринбург: Издательство Уральского университета, 488 с.
Кац Ш.Н., Тамбовцев В.В., Калташёва И.И., Генина Л.А., Ишмуратова З.У (1980). Отчёт о геологическом доизучении в масштабе 1:50000 Миндякской площади (планшеты №40-70-Г-б-в,г,; №40-71-А и В; №40-82-А-б,в,г и Б) по работам Миндякского геолого-съёмочного отряда и Учалинской геофизической партии за 1975-1980 гг. Уфа, 362 с.
Козлов А.В., Михайлов В.В., Степанов С.Ю., Шиловских В.В., Власенко Н.С. (2022) Магнетит-ильменит-шпинелевые срастания в амфиболовых габбро массива Серебрянского Камня, Средний Урал. Минералогия, 8(4), с. 34-58. https://doi.org/10.35597/2313-545X-2022-8-4-3 Павлов А.Л. (1983). Генезис магматических магнетитовых месторождений. Новосибирск: Наука, 208 с.
Прокин В.А. (1976). Закономерности размещения колчеданных месторождений на Южном Урале. М.: Недра, 176 с.
Пучков В.Н. (2000) Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Гилем, 146 с.
Рахимов, И. Р., Михеев, Е. И., Вишневский, А. В., Кунаккузин, Е. Л. (2023). Минералогия, геохимия и Sm-Nd систематика пород и руд скарново-магнетитового месторождения Канакай (Южный Урал). Вестник ВГУ. Серия: Геология, (1), с. 49-64. https://doi.org/10.17308/ geology/1609-0691/2023/1/49-64
Рахимов И.Р. (2017). Геология, петрология и рудоносность позднеде-вонско-карбонового интрузивного магматизма Западно-Магнитогорской зоны Южного Урала.Дис. ... канд. геол.-мин. наук. Уфа, 181с.
Салихов Д.Н., Холоднов В.В., Пучков В.Н., Рахимов И.Р. (2019). Магнитогорская зона Южного Урала в позднем палеозое: магматизм, флюидный режим, металлогения, геодинамика. M.: Наука, 392 с.
Серавкин И.Б., Косарев A.M., Салихов Д.Н. (1992). Вулканизм Южного Урала. M.: Наука, 197 с.
Холоднов В.В. (2006). Крупные титаномагнетитовые, ильменитовые и скарново-магнетитовые месторождения в рифтогенных структурах Южного Урала: факторы, определяющие их минеральный состав, масштабы и условия формирования. Гжегодник-2005, вып. 153, с. 404—408.
Шабашев В.Я. (2022). Железо-титановое оруденение Ошурковского массива (Забайкалье). Геосферные исследования, (1), с. 48-67. DOI: 10.17223/25421379/22/3
Шарков Е.В., Чистяков А.В., Щипцов В.В., Богина M.M., Фролов П.В. (2018). Происхождение Fe-Ti оксидной минерализации в среднепа-леопротерозойском Елетьозерском сиенит-габбровом интрузивном комплексе (Северная Карелия, Россия). Геологиярудныхместорождений, 60(2), с. 198-230. https://doi.org/10.7868/S0016777018020041
Abdel-Karim M.A.-A. (2009). Pétrographie and chemical characterization of Fe-Ti oxides and sulfides hosted in mafic intrusions, south Sinai, Egypt: Implication for genesis. Journal of Geology and Mining Research, 1(3), pp. 076-093.
Butler R.F. (1992). Paleomagnetism: Magnetic Domains to GeologicTerranes. Boston: Blackwell Scientific Publications, 319 p.
Clynne M.A. (1999). A Complex Magma Mixing Origin for Rocks Erupted in 1915, Lassen Peak, California. Journal ofFetrology, 40(1), pp. 105-132. https://doi.Org/10.1093/petroj/40.l.105
Howarth G.H., Prevec S.A., Zhou M.-F. (2013). Timing of Ti-magnetite crystallisation and silicate disequilibrium at the Panzhihua Mafic Layered Intrusion: implications for ore forming processes. Lithos, (170-171), pp. 73-89. https://doi.Org/10.1016/j.lithos.2013.02.020
Hurai V., Simon K., Wiechert U., Konecny P., Huraiova M., Pironon J., Lipka J. (1998). Immiscible separation of metalliferous Fe/Ti-oxide melts from fractionating alkali basalt: P-T-f 02 conditions and two-liquid elemental partitioning. Contrib. Mineral. Fetrol., (133), pp. 12-29. https:// doi.org/10.1007/s004100050433
Liu P.-P, Zhou M.-F., Chen W.T., Boone M., Cnudde V. (2014). Using Multiphase Solid Inclusions to Constrain the Origin of the Baima Fe-Ti-(V) Oxide Deposit, SW China. Journal of Petrology, 55(5), pp. 951-976. https:// doi.org/10.1093/petrology/egu012
Pietruszka D.K., Hanchar J.M., Tornos F., Wirth R., Graham N.A., Severin K.P., Velasco F., Steele-Maclnnis M., Bain W.M. (2022) Magmatic immiscibility and the origin of magnetite-(apatite) iron deposits. Preprint (Version 1). https://doi.Org/10.21203/rs.3.rs-2156064/vl
Ryabchikov I. D., Kogarko L. N., Kuzmin D. V. (2012). Degassing and redox effects in the magma chamber of the Guli massif (Polar Siberia). EGU General Assembly, Vienna, Austria, p. 1244.
Stormer J.J. (1983). The effects of recalculation on estimates of temperature and oxygen fugacity from analyses of multicomponent-iron-titanium oxides.Amer. Miner., (68), pp. 586-594.
Tan W., Liu P., He H., Wang C.Y., Liang X. (2016). Mineralogy and origin of exsolution in ti-rich magnetite from different magmatic Fe-Ti oxide-bearing intrusions. The Canadian Mineralogist, (54), pp. 539-553. https:// doi.org/10.3749/canmin.1400069
Turner M.B., Cronin S.J., Stewart R.B., Bebbington M., Smith I.E.M. (2008). Using titanomagnetite textures to elucidate volcanic eruption histories. Geology, 36(1), pp. 31-34. https://doi.org/10.1130/G24186A.l
Xu Z.-H., Yang Z.-F., An X.-H., Xu R., Qi J.-N. (2022) Relationship between the Texture and Composition of Titanomagnetite in Hannuoba Alkaline Basalt: A New Geospeedometer. Minerals, 12, 1412. https://doi. org/10.3390/minl2111412
Yavuz F. (2021). WinMIgob: A Windows program for magnetite-ilmenite geothermometer and oxygen barometer. Journal of Geosciences, 66(1), pp. 51-70. http://doi.org/10.3190/jgeosci.319
Zhang Z.C., Hou Т., Li H.M., Li J.W., Zhang Z.H., Song X.Y. (2014). Enrichment mechanism of iron in magmatic-hydrothermal system. Acta Petrol. Sin., 30, pp. 1189-1204 (In Chinese)
Zhou M.-F., Chen W.T., Wang C.Y., Prevec S.A., Liu P. P., Howarth G. (2013). Two stages of immiscible liquid separation in the formation of Panzhihua-type of Fe-Ti-V oxide deposits, SW China. GeoscienceFrontiers, 4(5), pp. 481-502. https://doi.Org/10.1016/j.gsf.2013.04.006
Zeng L.-P., Zhao X.-F., Spandler С., Ни H., Ни В., Li J.-W., Hu Y. (2022). Origin of high-Ti magnetite in magmatic-hydrothermal systems: evidence from iron oxide-apatite (IOA) deposits of Eastern China. Economic Geology, 117(4), pp. 923-942.
Сведения об авторах
Ильдар Рашитович Рахимов - кандидат геол.-минерал. наук, старший научный сотрудник, Институт геологии УФИЦ РАН
Россия, 450077, Уфа, ул. Карла Маркса, д. 16/2 e-mail: rigel92@mail.ru
Андрей Владиславович Вишневский - кандидат геол.-минерал. наук, старший научный сотрудник, Институт геологии и минералогии СО РАН
Россия, 630090, Новосибирск, пр. Ак. Коптюга, д. 3
Статья поступила вредакцию 17.03.2023;
Принята к публикации 15.08.2023; Опубликована 30.09.2023
original article
Origin of Ti-Fe-oxide mineralization ofpost-island-arc gabbroid complexes in the northern part ofthe West Magnitogorsk zone (Southern Urals)
I.R. Rakhimov1*, A.V. Vishnevskij
'Institute ofGeology ofthe UfaFederalResearch Centre of the Russian Academy ofSciences, Ufa, RussianFederation
2Sobolev Institute of Geology andMineralogy ofthe SiberianBranch of theRussian Academy ofSciences, Novosibirsk, RussianFederation
*Corresponding author: IldarR. Rakhimov, e-mail: rigel92@mail.ru
rEOPECyPCbl / GEORESURSY
Abstract. Detailed mineralogieal and geoehemieal studies of Ti-Fe oxides from gabbroids of the Nauruz and Utlyktash post-subduetional complexes, West Magnitogorsk Zone, South Urals, have been carried out. The polygenic nature of Ti-Fe mineralization in Nauruz sill, Utlyktash layered lopolith and Uraz intrusion rocks has been established. The Nauruz massif is dominated by titanomagnetite, which crystallized both from the Ti-Fe-oxide liquid at the early magmatic stage and from the residual Ti-Fe-enriched silicate melt at the intermediate and late magmatic stages (~970-800°C). The most rich in Ti-Fe oxides (Fe2O3* up to 20.1 wt %, Ti02 up to 1.6 wt %, and V up to 430 ppm) is the middle zone of the sill associated with intrusion of magma enriched in orthopyroxene phenocrysts. Both titanomagnetite and ilmenite are widespread in the Utlyktash lopolith, forming the richest accumulations in the lower part of the massif (Fe2O3* up to 18.1 wt %, Ti02 up to 2.9 wt %, and V up to 545 g/t) due to gravitational settling of crystallizing phases. The gabbroids of the Uraz intrusion are similar in mineral and chemical composition, but differ from the Utlyktash lopolith in the patterns of formation of Ti-Fe mineralization, which requires a special study. In general, the geological settings for the formation of the Nauruz sill and Utlyktash lopolith are quite favorable for the formation of economic Fe-Ti ores.
Keywords: geology, chemistry, melt, crystallization, titanomagnetite, ilmenite, thermometry, oxybarometry
Recommended citation: Rakhimov I.R., Vishnevskiy A.V. (2023). Origin of Ti-Fe-oxide mineralization of post-island-arc gabbroid complexes in the northern part of the West Magnitogorsk zone (Southern Urals). Georesursy = Georesources, 25(3), pp. 175-190. https://doi. org/10.18599/grs.2023.3.21
Acknowledgements
The work was carried out within the framework of the Russian Science Foundation grant no. 22-77-10049.
References
Abdel-Karim M.A.-A. (2009). Petrographic and chemical characterization of Fe-Ti oxides and sulfides hosted in mafic intrusions, south Sinai, Egypt: Implication for genesis. Journal of Geology and Mining Research, 1(3), pp. 076-093.
Anisimov I.S., Sopko L.N., Yamaev F. A., Kaltasheva I.S., Mukhametov I.S. (1978) Report on geological additional study on a scale of 1:50000 ofthe object "Urgun area" for 1972-1978. V. 1. Ufa, 416 p. (In Russ.)
Butler R.F. (1992). Paleomagnetism: Magnetic Domains to GeologicTerranes. Boston: Blackwell Scientific Publications, 319 p.
Buzmakov V.N., Volodina Y.V. (2022). Titanomagnetite deposits as a promising raw material base for the metallurgy of the Urals (based on the experience of developing the Kachkanar group of deposits). Problems of mineralogy, petrography and metallogeny: Scientific readings in memory of P.N. Chirvinsky, 25, pp. 27-33. (In Russ.) https://doi.org/10.17072/ chirvinsky.2022.27
Clynne M.A. (1999). A Complex Magma Mixing Origin for Rocks Erupted in 1915, Lassen Peak, California. Journal of Petrology, 40(1), pp. 105-132. https://doi.Org/10.1093/petroj/40.l.105
Howarth G.H., Prevec S.A., Zhou M.-F. (2013). Timing of Ti-magnetite crystallisation and silicate disequilibrium at the Panzhihua Mafic Layered Intrusion: implications for ore forming processes. Lithos, (170-171), pp. 73-89. https://doi.Org/10.1016/j.lithos.2013.02.020
Hurai V., Simon K., Wiechert U., Konecny P., Huraiova M., Pironon J., Lipka J. (1998). Immiscible separation of metalliferous Fe/Ti-oxide melts from fractionating alkali basalt: P-T-f 02 conditions and two-liquid elemental partitioning. Contrib. Mineral. Petrol., (133), pp. 12-29. https:// doi.org/10.1007/s004100050433
2023. T. 25. №3. C. 175-190
Ivanov O.K. (1997). Concentric-zonal pyroxenite-dunite massifs of the Urals (mineralogy, petrology, genesis). Yekaterinburg: Ural University Press, 488 p. (In Russ.)
Kats S.N., Tambovtsev V. V., Kaltasheva I.I., Genina L.A., Ishmuratova Z.U. (1980). Report on the geological additional study on a scale of 1:50000 of the Mindyakskaya area (plates No. 40-70-G-b-c, d,; No. 40-71-A and C; No. 40-82-A-b, c, d and b) based on the work of the Mindyak geological survey team and the Uchaly geophysical team for 1975-1980. Ufa, 362 p. (In Russ.)
Kholodnov V.V. (2006). Large titanomagnetite, ilmenite and skarn-magnetite deposits in the rift structures of the Southern Urals: factors determining their mineral composition, extent and conditions of formation. Yearbook-2005, (153), pp. 404-408. (In Russ.)
KozlovA.V., Mikhaylov V.V., Stepanov S.Y., Shilovskikh V.V., Vlasenko N.S. (2022). Magnetite-ilmenite-spinel intergrowths in amphibole gabbro of the Serebryansky Kamen intrusion, Central Urals .Mineralogy, 8(4), pp. 34-58. (In Russ.) https://doi.org/10.35597/2313-545X-2022-8-4-3
Liu P.-P., Zhou M.-F., Chen W.T., Boone M., Cnudde V. (2014). Using Multiphase Solid Inclusions to Constrain the Origin of the Baima Fe-Ti-(V) Oxide Deposit, SW China. Journal of Petrology, 55(5), pp. 951-976. https:// doi.org/10.1093/petrology/egu012
Pavlov A.L. (1983). Genesis of igneous magnetite deposits. Novosibirsk: Nauka, 208 p. (In Russ.)
Pietruszka D.K., Hanchar J.M., Tornos F., Wirth R., Graham N.A., Severin K.P., Velasco F., Steele-Maclnnis M., Bain W.M. (2022) Magmatic immiscibility and the origin of magnetite-(apatite) iron deposits. Preprint (Version 1). https://doi.Org/10.21203/rs.3.rs-2156064/vl
Prokin V.A. (1976). Patterns of placement of pyrite deposits in the South Urals. Moscow: Nedra, 176 p. (In Russ.)
Puchkov V.N. (2000). Paleogeodinamics of the Southern and Middle Urals. Ufa: Gilem, 146 p. (In Russ.)
Rakhimov I. R., Mikheev E. I., Vishnevskiy A.V., Kunakkuzin E.L. (2023). Mineralogy, geochemistry and Sm-Nd systematics of rocks and ores of the Kanakay iron skarn deposit (Southern Urals). Vestnik Voronezhskogo gosudarstvennogo universiteta. Seriya: Geologija = Proceedings of Voronezh State University. Series: Geology, (1), pp. 49-64. (In Russ.)
Rakhimov I.R. (2017). Geology, petrology and ore content of Late Devonian-Carboniferous intrusive magmatism in the West Magnitogorsk zone ofthe Southern Urals. Cand. geol. and mineral, sci. diss. Ufa, 181 p. (In Russ.)
Ryabchikov I. D., Kogarko L. N., Kuzmin D. V. (2012). Degassing and redox effects in the magma chamber of the Guli massif (Polar Siberia). EGU General Assembly, Vienna, Austria, p. 1244.
Salikhov D.N., Kholodnov V.V., Puchkov V.N., Rakhimov I.R. (2019). Magnitogorsk zone of the Southern Urals in the late Paleozoic: magmatism, fluid regime, metallogeny, geodynamics. Moscow: Nauka, 392 p. (In Russ.)
Seravkin I.B., Kosarev A.M., Salikhov D.N. (1992). Volcanism of the SouthernUrals. Moscow: Nauka, 197p. (In Russ.)
Shabashev V.Y. (2022). Iron-titanium mineralization of the Oshurkov massif (Transbaikalia). Geosphere Research, (1), pp. 48-67. (In Russ.) DOI: 10.17223/25421379/22/3
Sharkov E.V., Chistyakov A.V., Shchiptsov V.V., Bogina M. M., Frolov P. V. (2018) Origin of Fe-Ti Oxide Mineralization in the Middle Paleoproterozoic Elet'ozero Syenite-Gabbro Intrusive Complex (Northern Karelia, Russia). Geol. Ore Deposits 60, 172-200. https://doi.org/10.1134/ S1075701518020046
Stormer J.J. (1983). The effects of recalculation on estimates of temperature and oxygen fugacity from analyses of multicomponent-iron-titanium oxides.Amer. Miner., (68), pp. 586-594.
Tan W., Liu P., He H., Wang C.Y., Liang X. (2016). Mineralogy and origin of exsolution in ti-rich magnetite from different magmatic Fe-Ti oxide-bearing intrusions. The Canadian Mineralogist, (54), pp. 539-553. https:// doi.org/10.3749/canmin.1400069
Turner M.B., Cronin S.J., Stewart R.B., Bebbington M., Smith I.E.M. (2008). Using titanomagnetite textures to elucidate volcanic eruption histories. Geology, 36(1), pp. 31-34. https://doi.org/10.1130/G24186Al
Xu Z.-H., Yang Z.-F., An X.-H., Xu R., Qi J.-N. (2022) Relationship between the Texture and Composition of Titanomagnetite in Hannuoba Alkaline Basalt: A New Geospeedometer. Minerals, 12, 1412. https://doi. org/10.3390/minl2111412
Yavuz F. (2021). WinMIgob: A Windows program for magnetite-ilmenite geothermometer and oxygen barometer. Journal of Geosciences, 66(1), pp. 51-70. http://doi.org/10.3190/jgeosci.319
Zeng L.-P., Zhao X.-F., Spandler C., Hu H., Hu B., Li J.-W., Hu Y. (2022). Origin of high-Ti magnetite in magmatic-hydrothermal systems: evidence from iron oxide-apatite (IOA) deposits of Eastern China. Economic Geology, 117(4), pp. 923-942.
HAyMHO-TEXHHIECBiii JKyPHAT ■
mMmssSm1.
Zhang Z.C., Hou T., Li H.M., Li J.W., Zhang Z.H., Song X.Y. (2014). Enrichment mechanism of iron in magmatic-hydrothermal system. Acta Petrol. Sin., 30, pp. 1189-1204 (In Chinese)
Zhou M.-F., Chen W.T., Wang C.Y., Prevec S.A., Liu P. P., Howarth G. (2013). Two stages of immiscible liquid separation in the formation of Panzhihua-type of Fe-Ti-V oxide deposits, SW China. GeoscienceFrontiers, 4(5), pp. 481-502. https://doi.Org/10.1016/j.gsf.2013.04.006
Znamenskiy S.E. (2009). Structural Conditions for the Formation of Collision Gold Deposits on the Eastern Slope of the Southern Urals. Ufa: Gilem, 348 p. (In Russ.)
Manuscript received 17March 2023;
Accepted 15 August 2023; Published 30 September 2023
About the Authors
IldarR. Rakhimov- Cand. Sci. (Geology and Mineralogy), Senior Researcher, Institute of Geology of the Ufa Federal Research Centre of the Russian Academy of Sciences 16/2 Karl Marks st., Ufa, 450077, Russian Federation
Audrey V. Vishnevskiy - Cand. Sci. (Geology and Mineralogy), Senior Researcher, Sobolev Institute of Geology and Mineralogy of the Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences
3 KoptyugAve., 630090, Novosibirsk, Russian Federation
GEDRESURSY
www.geors.ru
