CC BY
34
27 ш яа> м 7м ю
Температура, V
Области устойчивости главных самородных и сульфидных фаз, включая платину и платиноиды, на диаграмме соотношений логарифма летучести серы и температуры. Здесь же приводятся данные по зависимости содержания РеЭ (мол.%) в сфалерите в равновесии с пиритом и пирротином [1]. Положение линий перехода самородных и сульфидных форм для платины и платиноидов приводится по В.В.Дистлеру, 1986 [5]. Линии А,В,С и Д определяют условия перехода от железа к пирротину, от пирротина к пириту, от пирита к сере и от халькопирита к борниту и пириту
образования, причем источником меди может быть региональный процесс серпентинизации дунитов, а цинк изначально мог содержаться в кристаллической решетке хромшпинелидов [4] и выноситься оттуда при процессах их метаморфизма.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
L
1. Бартон П.Б., Тулмин П. Экспериментальные исследования реакции халькопирит + сера — пирит + борнит при температуре от 350 до 500"С. Фазовые отношения сфалерита в системе Fe-Zn-S // Термодинамика постмагматических процессов. - М.: Мир, 1968. - С.230-289.
2. Бегизов В.Д., Завьялов E.H. Платина //Минералогия Урала. - Свердловск: УрО АН СССР, 1990. - 390 с.
3. Бетехтин А.Г. Платина и другие минералы платиновой группы. - М., 1935. - 148 с.
4. Бетехтин А.Г., Кашин С. А. Минералогия Халиловских месторождений хромистого железняка на Южном Урале //Хромиты СССР, т. 1. - М-Л. : Изд. АН СССР, 1937.- С. 157-246.
5. Дистлер В.В., Крячко В.В., Лапутина И.П. Эволюция парагенезисов платиновых металлов в альпинотипных гипербазитах //Геология рудных месторождений. - 1968.- 28, N5. - С. 16-23.
6. Малахов И.А., Савохин И.В., Сычева Г.А. О генезисе платинового оруденения в зональных массивах Платиноносного пояса Урала (на примере Нижнетагильского массива) //Известия Уральского горного института. Сер.: Геология и геофизика. - Вып.2. - Екатеринбург: УГИ, 1993.- С. 104-115.
7.Рудашевский Н.С., Жданов В.В. Петрогенезис в платиноносных ультрамафитах //Записки Всесоюзного минералогического общества. - 1983. - Вып. 4. - С. 398-411.
8. Юшко-Захарова O.E. Платиноносность рудных месторождений .- М.: Недра, 1975. - 248 с.
9. Юшко-Захарова O.E., Иванов В.В., Соболева Л.Н. Минералы благородных металлов. - М.: Недра,
1986. - 272 с.
W.Kullerud G. The FeS-ZnS system, a geological thermometer. Norsk. Geo!. Tidsskr., 32, 1953, p. 61
-147.
УДК 552.321 /470.5/
СТРУКТУРА И ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ СВЕТЛОБОРСКОГО ПИРОКСЕНИТ-ДУНИТОВОГО МАССИВА В ПЛАТИНОНОСНОМ ПОЯСЕ
УРАЛА
Светлоборский дунит-пироксенит-дунитовый массив находится в Нижнетуринском районе Свердловской области в 3 км к югу от пос.Косья, непосредственно к западу от горы Качканар в пределах Платиноносного пояса Урала (рис.1). Хотя по составу и строению массив близок к классическому представителю формации концентрически-зональных (КЗУМ) пироксенит-дунитовых массивов - Нижнетагильскому массиву, он вызывает интерес некоторыми петрологическими особенностями, не известными в других объектах этой формации: прежде всего аномально высокой платиноносностью, связанной с
O.K. Иванов
массивом Исозской россыпи, широким развитием флогопитовых ультрамафитов, даек клинолирок-сенитов 8 дунитах и присутствием горнблендитов.
ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ МАССИВА
Первоначально, после работ А.М.Зайцева в 1898 г. и А.А.Краснопольского в 1909 г., массив рисовался как составная часть Качканарского массива и на геологических картах обозначался оли-виновыми породами и перидотитами. Эпохой в изучении массива была съемка, проведенная в 1902 г. Н.К.Высоцким [1], выделившим основные типы пород и установившим концентрически-зо-нальноестроениемассива. В 1928 г. А.Н.Заварицкий считал его составной частью Качканарского массива. С 1920 по 1950 гг. основное внимание уделялось платиноносности массива. В 1922 г. К.К.Матвеев предложил выделять хромитовые поля и полосы, обогащенные хромитовыми «шлирами», и сам выделил такое поле в верховьях Травяного лога. А.Г.Бетехтин в 1924 году подтвердил полное сходство массива с Нижнетагильским. А. А.Корепов в 1929 г. высказал мнение о слабой эродирован-ности массива. В 1930 г. В.М.Сергиевский предпринял картирование дунитового ядра массива в масштабе 1:10000, которое из-за сложности и нелогичности не нашло признания. При геологической съемке Качканарского плутона В.А.Решитько [12] захватил и северо-восточную часть Светлоборского массива, уточнив его контакты. В 1982 г. массив был закартирован О.К.Ивановым ^ В.А.Пономаревым в масштабе 1:25000 с выделением главных петрографических типов пород. Впервые было установлено широкое развитие апатитовых горнблендитов [4,5,11], флогопитовых ультрамафитов [8] и определен возраст пород массива [10].
ПОЛОЖЕНИЕ, ФОРМА И СТРУКТУРА МАССИВА
Рис.1. Схема положения Качканарского комплекса в Пла-тиноносном поясе Урала. Условные обозначения: крап - палеозойская Уральская эв-геосинклиналь (Р1), косая штриховка - габбро-плагиогранитные массивы Платино-носного пояса, черное - пироксе-нит-дунитовые массивы (КЗУМ), горизонтальная штриховка - аль-пинотипные серпентиниты Серов-ско-Маукского пояса. ЦУП - Цен-трально-Уральс-кое поднятие, Мг - мезо-кайноэой-ские отложения Зауралья
Светлоборский массив является составной частью Качканарского интрузивного комплекса (рис.2), состоящего из Вересовборского и Светлоборского пироксенит-дунитовых массивов, Качканарского и Гусевогорского пироксенитовых, Качканарского габбрового и небольших плагиогранитных массивов к северу от Качканарского плутона [9,12].
Рис.2. Схематическая геологическая карта (а) и разрез (б) Качканарского комплекса Условные обозначения: 1 - аллювий, 2 - вулканиты андезитового состава, Б,, 3 - порфириты базальтовые и андезито-базальтовые, в,, 5 - зеленые сланцы с прослоями ,терригенного материала, Ом, б -терригенные отложения Центрально-Уральского поднятия, С1>-01, 7 - роговики и кытлымиты, 8 -плагиограниты, 9 - анортитовые габбро и анортозиты, 10 - конжакиты и метасоматические габбро, 11 -габбро-нориты, пироксеновые и роговообманковое габбро, 12 - милонитизированные клинопироксени-ты, 13 - магнетитовые и мономинеральные клинопи-роксениты, 14 - оливиновые клинопироксениты с телами оливинитов и верлитов, 15 - дуниты. А -Светлоборский массив
а
N г
ч
Ччч •ч в
Качканарский комплекс входит в Платиноносный пояс Урала, располагающийся в западной части Тагильского прогиба (блока) среди терригенно-вулканогенных отложений 03- (см.рис. 1). Вмещающие породы Светлоборского массива представлены порфиритами основного состава, туффитами и туфами с прослоями карбонатных, реже кремнистых пород, метаморфизованных в условиях зеленосланцевой фации. Вблизи массива зеленокаменные вулканиты метаморфизованы в условиях амфибол-роговиковой фации в микроамфиболиты и кытлымиты (см.таблицу).
Компоненты
БЮ, ТЮА Сг203
Йьз
МпО
N¡0
СоО
МдО
СаО
к26
Н,0+
ч
Сумма Г
Химический состав пород Светлоборского массива
Состав вмещающих и метаморфизованных пород
зеленые сланцы к ы т л ы м и т ы роговики
18126 18514 18308 4960 18416 18120 13298
48.62 45.04 45.12 49.52 49.52 53.96 50.66
0.99 0.92 1.07 1.24 0.66 1.25 0.94
16.73 13.52 18.28 13.43 17.36 16.45 17.18
0.016 0.023 0.056 - 0.044 0.127 0.016
2.22 4.57 3.17 1.94 1.33 4.79 1.26
9.10 4.26 7.95 13.45 6.81 4.68 8.59
0.14 0.21 0.19 0.52 0.11 0.14 0.17
0.01 0.01 0.008 н.о. 0.01 0.03 0.005
0.006 0.005 0.006 - 0.005 0.006 0.009
6.39 6.95 6.40 5.68 0.36 5.00 5.39
7.38 20.86 10.53 8.19 9.56 4.78 8.80
3.46 1.20 3.40 - 2.78 6.71 3.52
0.52 0.13 0.57 3.36 1.74 0.46 0.53
3.60 1.65 2.40 1.47 3.00 1.18 2.20
- - - 0.05 0.11 -
<0.10 0.10 0.10 - <0.10 <0.10 <0.10
0.08 0.07 0.08 0.07 0.025 0.07 0.06
99.27 99.40 99.34 99.67 99.78 99.38
49.3 40.4 48.6 92.6 50.3 50.3
Компоненты
Состав
серпентинизированных
протодуниты
Продолжение таблицы
д у н и т о в
ею, тю!
сЙ йь0'
МпО
N¡0
СоО
МдО
СаО
N3,0
К26
н.о+ но-
v2d5
РА_________
Суммз ?
Ст.серп.,%
ЯО^Ю,
К,%
17027 17075 18220 18228 18291
37.72 40.57 36.32 39.36 37.70 36.60 37.60
0.08 0.09 0.07 0.08 0.05 0.04 0.04
1.06 1.14 0.30 0.33 0.57 0.34 0.29
0.35 0.38 0.43 0.47 0.53 0.67 0.48
1.88 2.02 3.31 3.59 1.67 2.69 2.64
8.04 8.65 6.57 7.12 6.00 6.59 5.25
0.07 0.08 0.10 0.11 0.16 0.18 0.14
0.22 0.24 0.17 0.18 0.17 0.14 0.18
0.014 0.015 0.014 0.015 0.022 0.019 0.018
42.42 45.62 44.63 48.36 44.70 43.80 43.91
0.68 0.74 0.26 0.281 0.43 0.65 0.76
0.34 0.37 0.06 0.06 0.10 0.05 0.07
0.06 0.06 0.05 - 0.04 0.04 0.02
6.92 - 7.64 - 6.50 6.87 8.00
0.52 - 0.16 - 0.03 0.15 0.18
0.24 - 0.24 - 0.18 0.47 0.29
0.03 0.03 0.02 0.02 - -
0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02
100.66 100.01 100.31 99.99 98.95 99.30 99.86
11.4 10.7 8.56 10.35 8.87
42 48 1.93 1.98 1.91
1.89 2.05 38 42 48
17.4 31.2 21.8 29.0 33.5
Компо- Состав серпентинизированных дунитов протодуниты дуниты мелкозернистые
18336 18096 18151 18156 17012 18035
ею, 37.16 38.44 37.70 37.36 36.70 37.62
тю? 0.06 0.05 0.04 0.09 0.24 0.04
а\А 0.49 0.44 0.37 0.88 2.98 0.25
СгО 0.39 0.52 0.45 0.26 0.48 0.18
2.70 2.45 2.55 2.27 3.62 1.61
п*Ь3 7.49 4.54 7.24 6.96 6.10 7.74
МпО 0.05 0.13 0.17 0.17 0.13 0.10
N¡0 0.11 0.18 0.11 0.11 0.18 0.02
СоО 0.025 0.018 0.020 0.016 0.014 0.015
МдО 43.50 45.13 43.39 43.13 38.00 44.89
СаО 0.22 0.33 0.65 0.87 1.85 0.81
N3,0 0.15 0.12 0.07 0.16 0.47 0.12
к26 <0.05 0.03 <0.02 0.10 0.13 0.05
н,о+ 6.82 9.10 7.30 7.00 8.50 6.00
н'о 0.12 0.02 0.10 0.12 0.19 0.62
сЬ, 0.41 0.18 0.18 0.47 0.26 0.35
УД _ - - 0.02
»■К <0.02 <0.02 0.02 0.02 0.04 0.009
Сумма 99.69 99.68 100.34 99.97 99.88 100.37
Рлор. 11.3 7.7 11.0 10.5 12.12 10.3
Ст.серп 41 54 44 42 58 38
РЮ.-БЮ, 1.96 1.94 1.92 1.92 1.79 1.98
к,% 26.5 35.0 26.0 24.6 37.2 15.6
Продолжение таблицы
Компо- Состав серпентинизированных дунитов
ненты--------------------------------------
мелкозернистые дуниты среднезернистые дуниты
18050 18089 18289 18438 18129 18134 18148 18219
БЮ, 37.20 37.46 36.69 38.42 37.74 36.80 37.86 37.22
тю' 0.06 * 0.07 0.03 0.04 0.09 0.12 0.04 0.05
А1 0 0.63 0.50 0.45 0.37 0.75 1.19 0.42 0.35
_ 2 _3 Сг 0 0.59 0.42 0.46 0.09 0.35 0.54 0.23 0.19
Ре О 1.89 1.79 2.48 1.55 1.88 2.88 1.81 1.50
РеЬ 5.68 5.68 6.40 5.54 7.31 4.97 5.39 6.39
МпО 0.12 0.13 0.14 0.05 0.15 0.13 0.13 0.15
N¡0 0.18 0.20 0.15 0.18 0.17 0.17 0.19 0.20
СоО 0.019 0.016 0.018 0.016 0.018 0.018 0.015 0.016
МдО 44.00 45.09 43.42 45.25 43.99 41.10 44.71 44.41
СаО 0.33 0.76 0.22 0.33 0.65 1.19 0.48 0.76
N3,0 0.20 0.12 0.13 0.11 0.14 0.21 0.12 0.08
К26 0.03 0.05 0.04 0.05 0.03 0.03 0.03 0.04
н,о+ 8.20 6.90 8.20 7.30 5.80 10.30 7.72 7.80
но 0.24 0.09 0.29 0.10 0.11 0.18 0.15 0.14
с Ъ2 0.80 . 0.18 0.29 0.23 0.11 0.23 0.23 0.29
Ы 0.03 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02
- - - - - - "" ~
Суммз 99.60 99.46 99.41 99.62 99.29 100.03 99.55 99.59
Г ,% 8.60 8.3 10.1 7.9 10.3 9.4 8.1 9.0
Ст^п,% 50 42 50 44 35 62 47 47
ЯО: БЮ 1.92 1.95 1.96 1.90 1.93 1.93 1.91 1.95
к,% 25.0 24.0 27.9 21.9 20.5 36.7 25.1 19.0
Компо- Сое та в серпентинизированных д у н и т о в
ненты дуниты среднезернистые дуниты крупнозерн истые
17019 17022 18776 18913 18404
SiO, 36.40 37.78 37.29 37.74 37.88
TÍO.2 0.04 0.04 0.08 0.06 0.09
А1Д 0.64 0.30 0.85 0.51 0.62
Сг 0 0.60 0.37 0.39 0.35 0.65
FeO 2.67 1.66 2.27 2.22 2.14
Feb3 5.55 7.16 5.96 5.11 5.68
MnO 0.06 0.08 0.09 0.07 0.06
N¡0 0.33 0.25 0.19 0.15 0.23
СоО 0.014 0.009 0.018 0.019 0.02
MgO 45.56 45.67 44.60 44.89 45.46
CaO 0.25 0.32 0.22 0.22 0.77
Na,О 0.08 0.09 0.16 0.11 0.15
K2Ó <0.05 <0.05 0.07 0.04 0.05
н,о+ 7.20 6.00 6.80 7.82 5.90
но 0.76 0.30 0.08 0.08 0.05
0.35 0.24 0.11 0.26 0.23
Ы 0.02 0.05 <0.02 <0.02 <0.03
ф: 0.011 0.014 - - -
Сумма 100.54 100.33 99.18 99.65 99.93
Fnop 8.9 9.6 9.1 8.1 8.6
Ст.серп. 47 37 41 47 35
R0:Si02 2.05 1.99 1.96 1.93 1.95
к,% 30.2 17.3 27.6 30.3 27.4
Продолжение таблицы
Компо- Состав рудных хромшпинелидов
ненты 2268 2269 2270
S¡02 0.20 • 0.16 - 0.35 -
тю, 0.55 0.55* 0.52 0.52* 0.45 0.45*
v2°s 0.10 0.10 0.10 0.10 0.08 0.08
А|А 9.20 9.27 9.60 9.59 8.50 8.52
Сг203 50.60 50.96 50.80 50.74 51.10 51.22
Fe203 11.50 11.58 10.70 10.69 12.40 12.43
FeO 15.80 15.57 17.10 17.03 17.50 17.43
MnO 0.24 0.24 0.26 0.26 0.27 0.27
NiO 0.07 0.07 0.10 0.10 0.04 0.04
СоО 0.01 0.01 0.02 0.02 0.03 0.03
MgO 11.80 11.64 11.10 10.95 9.90 9.52
CaO <0.20 - 0.20 - 0.20 -
н2о+ 0.04 - 0.22 - 0.02 -
H20- 0.26 - 0.04 - 0.06 -
Сумма 100.11 99.99 100.68 100.00 100.64 99.99
a ,A o7 8.3274 8.3246 8.330
* Пересчет на чистое вещество
Продолжение таблицы
Компо- Состав верлитов
18011 18159 18283 18483
БЮ, 44.10 40.08 41.86 46.70
тю, А|Д 0.17 0.17 0.75 0.19
1.83 3.16 5.28 2.16
Сгг03 0.35 0.222 0.32 0.14
Ре О РеЬ' 2.72 3.07 3.95 2.82
7.81 6.10 8.33 6.39
МпО 0.18 0.15 0.16 0.08
N¡0 0.17 0.09 0.11 0.05
СоО 0.018 0.015 0.014 0.013
МдО 32.42 33.45 25.24 24.86
СаО 7.60 3.96 9.44 12.73
N3,0 к,о 0.40 0.57 0.79 0.30
0.03 0.25 0.25 <0.05
н,о+ 2.40 7.82 2.54 2.44
но уД_________ 0.11 0.12 0.07 _
<0.11 <0.35 <0.10 <0.10
0.02 0.02 0.05 0.02
Сумма 100.44 99.57 99.15 98.89
пор. 15.1 11.7 20.9 25.6
Продолжение таблицы
Компо- Состав ОЛИ в и н О в Ы X к л и н о п ироксенитов
ненты _
18294 18447 18281 18397 17030 3158* 18103 18112
510, 50.52 51.62 50.66 49.99 48.84 49.64 48.90 48.84
0.20 0.35 0.19 0.29 0.21 0.22 0.16 0.39
А|Д 1.56 2.29 1.57 2.49 1.58 1.25 1.46 4.47
Сг,03 0.13 0.08 0.20 0.14 0.20 - 0.27 0.22
^А 2.19 1.39 1.25 1.99 1.45 1.65 1.99 2.34
РеО 4.33 4.67 4.54 4.48 5.50 5.82 4.83 4.83
МпО 0.12 0.09 0.11 0.07 0.10 0.21 0.12 0.13
N¡0 0.03 0.01 0.04 0.03 0.09 н.о. 0.06 0.03
СоО 0.006 0.006 0.009 0.006 0.009 - 0.011 0.006
МдО 20.00 18.29 20.87 19.39 21.77 20.63 24.98 17.69
СаО 19.00 18.66 18.14 18.34 18.26 19.33 15.75 18.14
N3,0 0.18 0.39 0.29 0.34 0.25 - 0.21 0.58
кг6 0.04 <0.05 0.04 =^0.05 0.10 0.27 0.08 0.17
н,о+ 1.36' 1.20 1.30 1.57 0.76 0.93 1.20 1.40
но - - н.о. 0.07 0.24 - 0.12 0.02
<0.10 <0.10 <0.10 0.11 <0.20 - <0.10 <0.10
ы 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.05
РА - - - - 0.009 сл. - -
Сумма 99.69 99.07 99.21 99.33 99.39 100.72 100.09 99.31
13.1 15.4 13.2 15.3 15.0 16.0 12.9 18.0
31.3 21.1 19.8 32.5 19.2 21.1 34.6 38.2
* Материалы В.А.Решитько
Продолжение таблицы
Компо- Состав амфиболовых соссюритизированных габбро
18121 18314 18420 18032 Средний составгаббро-
норитов пояса (24 х.а.)
S¡02 45.94 43.70
TiO 0.86 1.02
ALÓ, 17.49 19.09
Cr О 0.054 0.015
Fe О 1.43 4.04
FeO 5.82 7.52
MnO 0.11 0.19
NiO 0.03 0.006
CoO 0.005 0.008
MgO 10.47 6.40
CaO 11.40 11.29
Na О 2.68 2.85
КО 0.26 0.38
HO+ 3.68 2.80
КО - 0.04
CO, 0.10 0.10
УД 0.05 0.06
PA
Сумма 100.07 99.36
F 27.6 49.5
44.49 44.75 49.69
0.96 0.90 0.81
13.38 14.50 18.31
0.04 0.059 0.02
2.23 3.47 2.45
9.61 7.81 8.71
0.17 0.16 0.07
0.01 0,03 0.008
0.008 0.006 0.005
10.47 10.00 4.79
11.82 9.72 9.93
2.00 2.62 2.97
1.05 1.47 0.79
2.92 3.50 0.91
- 0.25 -
0.11 0.10 -
0.07 0.08 0.06
- - 0.11
99.33 99.40 _
38.4 38.0 55.1
Продолжение таблицы
Компо- с о с т а в гор н б л е н д и т о в
ненты
мелкозернистые тонкозернистые
18113 18346 18551 18107 18347 18546 18540
sío. ' 41.12 39.12 37.66 38.12 41.96 35.14 36.76
tío; 1.16 1.62 2.00 1.52 1.42 1.60 1.79
AIjo 11.79 9.94 7.98 9.99 9.28 13.01 13.02
cr?2033 0.05 0.05 0.02 0.03 0.04 0.02 0.03
Fe O 6.72 10.82 11.30 10.28 8.07 9.21 6.99
Feb' 7.81 6.10 7.74 9.37 5.96 9.90 10.04
MnO 0.11 0.17 0.19 0.12 0.14 0.17 0.15
NiO 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01
CoO 0.009 0.008 0.009 0.011 0.008 0.013 0.010
MgO 14.10 10.47 11.09 12.28 10.34 14.10 12.31
CaO 13.36 19.44 19.87 13.58 20.85 10.90 12.70
Na,o 1.27 0.33 0.39 1.17 0.40 1.80 1.95
k2ó 1.04 0.05 0.05 0.61 0.05 0.97 1.06
h,0+ 1.65 0.92 0.76 2.10 0.72 2.04 2.50
но - н.о. 0.04 0.01 0.05 - 0.09
VOs 0.02 0.09 0.07 0.18 0.06 0.12 0.10
pa - - - - - 0.64 -
Сумма 100.34 99.29 99.28 99.38 99.39 99.63 99.55
F лор. 35.6 45.9 47.6 46.0 41.7 42.0 42.7
Окончание таблицы
Ком по- Апатитовые горнблендиты Горнблендит-пегматиты центы --------------------------------------------------------------------------------
18548 18549 18846 18406 18492 18494 18558
ею. 38.40 35.60 35.25 43.84 34.58 34.60 38.58
тю. 1.43 1.87 1.74 0.98 1.51 1.48 1.20
А|Д 13.31 6.63 12.28 9.15 12.99 12.89 11.30
Сг203 0.026 0.58 0.038 0.093 0.082 0.014 0.03
Йь0' 6.72 14.39 9.49 3.54 8.83 9.46 4.79
9.01 8.13 9.47 8.66 10.96 10.04 8.38
МпО 0.17 0.18 0.12 0.20 0.15 0.17 0.15
N¡0 0.01 0.01 <0.05 0.01 0.01 0.01 0.01
СоО 0.011 0.011 0.020 0.010 0.015 0.011 0.009
МдО 12.02 11.66 12.60 13.46 10.85 10.29 14.24
СаО 12.89 18.02 12.15 15.64 12.91 14.86 14.92
N3,0 1.75 0.61 1.69 1.17 1.67 1.65 1.70
К г6 1.02 0.18 0.97 0.55 0.97 0.90 1.21
Н.О+ 2.00 1.70 3.11 2.00 2.70 2.34 2.32
нД 0.03 0.06 0.06 0.01 0.10 0.08 ,0.01
0.14 0.09 0.12 0.08 0.16 0.14 0.10
РА 1.43 - 2.75 - 2.39 2.65 -
Суммз 100.57 99.25 101.87 99.36 100.98 101.58 99.04
? пор. 41.2 50.3 44.5 33.0 49.4 50.3 33.3
Массив размером 7,5x4,5 км в плане имеет крутолинзовидную форму, согласную с ССЗ простиранием вмещающих пород, и состоит из дунитового ядра размерами 6,7x2,4 км и клинопироксе нитовой оболочки шириной от 0 до 1,4 км. Вокруг массива располагается внутренняя кытлымитовая оболочка шириной до 600 м и внешняя микроамфиболитовая, шириной до 500 м. Среди кытлымитов или на контакте с клинопироксенитами располагаются отдельные тела габброидов (рис.3). Пространственная форма массива неизвестна. Предполагается, что это линзовидная пологопадающая апофиза Качканар-ского плутона, не фиксирующаяся гравиметрически, что свидетельствует о ее небольшой мощности или сильной серпентинизации дунитов [3]. Реально устанавливается крутое восточное падение восточного и пологое восточное западного контакта.
Прикровлевая часть массива интерпретируется как пологий двойной дунитовый купол, окруженный клинопироксенитовой оболочкой с пологим восточным и более крутым западнь м контактами. В пользу этого свидетельствует большая ширина пироксенитовой оболочки на восточном контакте и аномально широкая мощность протодунитов восточной части дунитового ядра (см.рис.3). Подтверждением существования двойного купола служит перемычка, сложенная протодунитами в средней части дунитового ядра, и существование двух четко выраженных полей перекристаллизованных дунитов в северной и южной частях массива, приуроченных к повышенным частям рельефа. В то же время сравнительно широкое поле клинопироксенитов в западной части массива обусловлено тектоническим скучиванием и надвигом пироксенитов на зеленые сланцы. Отстройки разрезов с учетом строения дунитового ядра позволяют оценить уровень эрозионного среза дунитов в 100-150 м, что подтверждает качественные оценки А.А.Корепова. Мощность клинопироксенитовой оболочки оценивается от 200 до 500 м, в эродированной кровле массива - более 700 м.
Тектонизация массива выражается в образовании ослабленной зоны вдоль контакта массива с вмещающими вулканитами, трассированной линзовидными телами амфиболовых габбро, дроблением клинопироксенитов оболочки западного и восточного контакта с образованием блоков, закатанных в кытлымиты, катаклазе и милонитизации клинопироксенитов и в субгоризонтальном перемещении части клинопироксенитовой кровли массива в западном направлении с амплитудой до 1-2 км. Это привело к образованию горнблендит-пироксенитового покрова на зеленых сланцах к западу от массива. Тем не менее общая форма массива, пироксенитовой оболочки и дунитового ядра сохранились, что позволяет оценивать общую тектонизацию массива как сравнительно слабую.
В пределах массива выделяется четыре последовательные ассоциации горных пород: ультрамафическая, габброидная, серпентинитовая, а также гипергенная.
Рис.3. Схематическая геологическая карта (а) и разрез (б) Светлоборского массива. Условные обозначения: 1 - аллювий, 2 - зеленые сланцы О,, 3 - микроамфиболиты, 4 -кытлымиты и амфиболовые роговики, 5 - габбро амфиболовые, 6 - горнблендиты, флогопитовые горнблендиты и апатитовые горнблендиты, 7 - клинопироксениты милонитизироваиные, 8 -клинолироксениты мономинеральные среднезернистые, 9 - клинопироксениты оливиновые, 10 - верлиты, 11 - протодуниты, 12 - дуниты мелкозернистые серпентиниэированные, 13 - дуниты среднезернистые серпентиниэированные, 14 - дуниты крупнозернистые серпентинизированные, 15 - хромитовые жилы, 16 - тектонические контакты и зоны надвигов, 17 - флогопитовые и магнетит-флогопитовые клинопироксениты
УЛЬТРАМАФИЧЕСКАЯ АССОЦИАЦИЯ
К ультрамафической ассоциации отнесены первичные ортомагматические ультрамафиты, представ-«емные перекристаллизованными дунитами и клинопироксенитами, а также хромитоаые жилы и дайки ->роксенитов в дунитах. Ультрамафические ассоциации образуют две крупных структурных единицы -л.»битовое ядро и клинопироксенитовую оболочку.
Дунитовое ядро. В пределах дунитового ядра выделяется несколько типов дунитов, развитые по ним _~убахиты, серпентиниты, хромитовые жилы и сложная по составу жильная серия.
Среди дунитов выделяются протодуниты и перекристаллизованные дуниты, представленные ••епкозернистыми, среднезернистыми и крупнозернистыми разностями. Протодуниты развиты по -«ериферии дунитового ядра, наиболее широко - вдоль восточного контакта и в средней части массива, '¿е их ширина достигает 2 км при обычной 100-500 м. Перекристаллизованные дуниты образуют два «рупных поля размерами до 2x2 км в северной и южной половинах массива. При этом мелкозернистые дуниты слагают периферию этих полей, а среднезернистые - несколько небольших участков в их центре общими размерами до 0,9x0,9 км. Крупнозернистые дуниты пользуются ограниченным распространением s верховьях Восточного Ильинского лога и в единичных случаях встречены по левому скалистому берегу р.Ис. Непосредственных взаимоотношений между различными типами дунитов обычно не наблюдается, «отя местами видны секущие расплывчатые метасоматические жилки среднезернистых дунитов среди мелкозернистых.
Петрографический состав дунитов Светлоборского массива ничем не отличается от аналогичных типов дуиита, описанных нами ранее в Нижнетагильском массиве. Хромитовые концентрации в отличие от Нижнетагильского массива пользуются ограниченным распространением и представлены микрошлирами крупнозернистого и среднезернистого полиэдрического хромита, тонкими хромитовыми жилками и оливин-хромитовым агрегатом. Хромитовые концентрации отчетливо эпигенетичны по отношению к дуниту, секут его, метасоматически замещают или содержат явные или резорбированные ксенолиты дунитов размером до первых сантиметров. Мощность жил составляет первые десятки сантиметров до 0,5 м, длина по простиранию - первые метры. Всего в северном поле закартировано около 20 жил, в южном - 43. Большая часть из них располагается по периферии поля развития среднезернистых дунитов, единичные - среди протодунитов.
Ультрамафические пегматиты в массиве не встречены, однако А.Г.Бетехтин в 1924 г. наблюдал в дунитах на восточном склоне горы Светлый Бор выделения белого хлорита, напоминающие ему аналогичные выделения в дунитах Нижнетагильского массива, интерпретированные нами как дунит-пегматиты.
Клинопироксенитовая оболочка сохраняется почти по всей периферии массива. Оболочка сложена клинопироксенитами и продуктами их рекристаллизации и горнблендитизации. Первичные породы представлены диопсидовыми дунитами, верлитами, оливиновыми, олиеинсодержащими, мономинеральными, флогопитовыми и магнетитовыми клинопироксенитами. Клинопироксениты среднезернистые полиэдрические, гипидиоморфнозернистые и сидеронитовые [8]. Строение оболочки зональное. В тех условиях, когда отсутствует тектонизация, близ контакта с дунитами располагаются диопсидовые дуниты и верлиты, чаще оливиновые или оливинсодержащие клинопироксениты. По периферии или ближе к контактам с вмещающими породами располагаются мономинеральные и магнетитовые клинопироксениты. Флогопитовые пироксениты встречены на небольших участках в восточном контакте массива [8]. Ширина клинопироксенитовой оболочки неравномерна. В северной части массива она достигает 250 м, в пологой восточной - 800 м и снижается до нуля на сильно тектонизированных контактах. Местами на контакте с вмещающими клинопироксенитами и сланцами, реже на контакте с дунитами развиты тонкозернистые милонитизированные или порфйрокластические клинопироксениты всех петрографических типов, образующие широкие полосы, линзовидные и неправильные в плане тела с максимальной шириной до 200-300 м.
С ультрамафической ассоциацией генетически связаны клинопироксенитовые дайки, залегающие в дунитах ядра. Дейки сложены клинопироксенитами, магнетитовыми клинопироксенитами с магнетитовыми обособлениями, хромдиопсидовыми и флогопит-хромдиопсидовыми породами. Мощность даек от 0,2 до 1 м. Дайки выполняют линейные трещины и зоны дробления северо-западного, реже широтного простирания. Часто наблюдаются пересечения даек и ксенолиты дунита в дайках.
ГАББРОВАЯ АССОЦИАЦИЯ
Габбровая ассоциация имеет сравнительно ограниченное распространение в массиве и представлена мелкими интрузивными телами габбро, дайками в дунитах, иситами, штубахитами, горнблендитами и офит-пенниновыми жилками.
Интрузивные габброиды образуют мелкие линзовидные тела размером до 250x50 м, сложенные
мелко- и среднезернистым амфиболовым соссюритизированным габбро.Тела располагаются по периферии пироксенит-дунитового массива, тяготея к его контактам, и окружены ореолом кытлымитов и амфиболовых роговиков. Габброиды отличаются низким содержанием ТЮ2(0,9-1,0%) и повышенным содержанием воды.
Дайки габброидов развиты в средней части дунитового ядра, обнажаясь в Ильинском, Травяном, реже Седьмом и Втором логах. Мощность даек до 1-2 м, простирание широтное, реже северо-восточное. Дайки сложены мелко- и среднезернистым, часто полосчатым амфиболовым габбро, в редких случаях габбро-пегматитом. Иногда габбро содержит развальцованные ксенолиты мелкозернистого горнбленди-та. Наблюдались случаи пересечения габброидами даек клинопироксенитов. Поздние поперечные трещины разрыва в дайках выполнены смешаннослойными минералами, монтмориллонитом и томсони-том.
Иситы, впервые выделенные Л.Дюпарком, пользуются широким распространением в северной периферической части массива. Мощность иситовых жил от сантиметров до 10 см. Связь с дайками габбро не установлена. Простирание от меридионального до северо-восточного. Падение крутое до вертикального. Возраст иситов по амфиболу соответствует возрасту горнблендитов и флогопитовых ультрамафитов и составляет 426-432 млн.лет, что наряду с составом подтверждает правильность их отнесения к габбровой ассоциации.
Горнблендиты развиты только в западном и восточном контактах клинопироксенитовой оболочки, в зонах ее максимальной тектонизации. Горнблендиты тяготеют к контакту клинопироксенитов с кытлымитами, реже располагаются внутри пироксенитовой оболочки в виде линз и полос до 250 м шириной. Горнблендиты мономинеральные, магнетитовые и флогопитовые, мелко- и среднезернистые, местами порфировидные с реликтами клинопироксена или явными признаками развития по клинопирок-сениту [4,8]. I
Дайки горнблендита в дунитах сравнительно редки и наблюдались в срединных частях массива. Мощность даек редко превышает 0,2 м. Чаще горнблендит развивается метасоматически вдоль контактов клинопироксенитовых даек и по зонам дробления.
СЕРПЕНТИНОВАЯ АССОЦИАЦИЯ
Все дуниты массива серпентинизированы на 35-62%, в среднем 45%, составляя 44% для протодунитов, 47% для мелкозернистых дунитов, 46% для среднезернистых. Серпентиниты «лизарди-товые» стандартные. Наименее серпентинизированные дуниты развиты в северной половине массива в обнажениях по р.Ис и в районе горы Светлый бор. Спорадически развиты чисто офитовые жилы, реже жилы «черных серпентинитов», аналогичные таковым Нижнетагильского массива.
НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ МАССИВА
Стандартный набор пород и классическое зональное строение хорошо вписывается в предложенную автором [5] общую схему формирования КЗУМ, трактуемых как последовательные интрузии дунитов и габброидов, сопровождавшихся активными постмагматическими процессами [5]. При этом воздействие дунитов на вмещающие вулканиты приводило к формированию контактово-метасоматических магнезиальных скарнов магматической стадии, представленных оливиновыми клинопкроксенитами, клинопирок-сенитами и магнетитовыми клинопироксенитами [5,6], а воздействие флюидов, связанных с габброидами, наклинопироксениты приводило к образованию горнблендитов [4]. Принципиально важными для массива вопросами, кроме вещественных, являются тектонизация, магматическое или тектоническое положение массива и характер наложений тектонизации [3].
Как известно, Светлоборский массив рассматривался ранее как составная часть Качканарского плутона, самостоятельное магматическое тело [9] и как тектонический блок или мегабудина [2].
Первое предположение сейчас оставлено, так как Светлоборский массив отделен от Качканарского зоной кытлымитов шириной от 0,4 до 2 км. В пользу второго свидетельствует, кроме изолированности массива: 1) закономерное «лепестковое» расположение Светлоборского и Вересовоборского массивов вокруг гравиметрического максимума, фиксированного Качканарско-Гусевогорским плутоном, расположенным над подводящим каналом, 2) согласное залегание Светлоборского массива среди полосчатых терригенно-вулканогенных вмещающих пород, 3) существование кольцевого контактового роговикового ореола вокруг массива, аналогичного таковому вокруг нормальных интрузивных гипабиссальных тел, 4) существование вокруг массива почти непрерывной, слабо тектонизированной оболочки магнезиальных (клинопироксенитовых), реже известковых скарнов, 5) конформная внутренняя структура дунитового ядра, свидетельствующая об автономности массива и не несущая признаков раскалывания или откалывания от более крупных тел.
Против того, что это мегабудина или блок, отколотый от Качканарского плутона, кроме вышепри-
?еденных доводов, свидетельствуют совершенно различная морфология восточного контакта Светлобор-осого массива и западного контакта Качканарского плутона в зоне их предполагаемого отделения, а *акже резко различный петрографический состав зоны предполагаемого раскола. Предположение о заполнении пространства между двумя блоками роговиками находится за пределами нашего понимания.
В то же время явные признаки тектонизации массива и его надвигания на запад несомненны, хорошо <артируются, но произошли много позже формирования обоих массивов и накладываются на готовые автономные структуры. Основной процесс тектонизации связывается нами с герцинским тектогенезом и общеуральским шарьированием [3]. Более активная, чем на Нижнетагильском массиве, тектонизация обусловлена дополнительным воздействием на Светлоборский массив крупного жесткого моноблока -Качканарского плутона.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Высоцкий Н.К. Месторождения платины Исовского и Нижнетагильского районов на Урале // Тр. Геол. Ком. Нов. серия. 1913. Вып. 62. -694 с.
2. Ефимов A.A. Горячая тектоника в гипербазитах и габброидах Урала //Геотектоника. - 1977. -N1. - С.24-40.
3. Иванов O.K. Тектонизация концентрически-зональных пироксенит-дунитовых массивов Платино-носного пояса Урала (роль, возрастные датировки, генезис) //Тектоника, магматизм и металлогения зоны сочленения Урала и Восточно-Европейской платформы. - Миасс, 1985.
4. Иванов O.K. Новый тип апатитового оруденения в концентрически-зональных ультрамафических массивах Урала //Материалы к минералогии рудных районов Урала. - Свердловск: УрО АН СССР, 1988. -С. 106.
5. Иванов O.K. Концентрически-зональные ультрамафические массивы складчатых областей (на примере Урала): Автореферат дис. ... д-ра геол. - мин.наук. - СПб: СПб Горный институт, 1990. - 44 с.
6. Иванов O.K. Новые генетические типы магнезиальных скарнов магматической стадии в связи с уль трамафитами //Современные проблемы минералогии и сопредельных наук. - СПб, 1992. - С. 132-143.
7. Иванов O.K. Проблемы рудоносности Качканарского рудного поля //Горн.ж. - 1993. -N6.-C.43-
53.
8. Иванов O.K., Вилисов В.А. Флогопитовые ультрамафиты в концентрически-зональных дунит-пироксенитовых массивах Пла тиноносного пояса Урала //Известия Уральского горного ин-та. Сер. геол. и геоф. - 1993. - Вып. 2 - С. 95-104.
9. Иванов O.K., Зворская С.А. Новые данные о структуре Качканарско-Гусевогорского габбро-пироксенитового плутона (Урал) //ДАН СССР. - 1990. - Т. 313, N4. - С. 931-935.
10. Иванов O.K., Калеганов Б.А. Новые данные о К-Аг возрасте ультрамафитов Платиноносного пояса Урала //Докл.РАН. - 1993. - Т.328, N6. - С.720-724.
11. Иванов O.K., Ширяева Л.А., Хорошилова Л.А. Оксиапатит из горнблендитов Светлоборского массива //Мат-лы к минералогии Урала. - Свердловск: У О В МО. 1990. С. 42-52.
12. Решитько В.А. Геологическое строение Качканарского габбро-перидотитового массива на Среднем Урале //Мат-лы первой научной конф.аспирантов. - Ростов: Ростовский ун-т, 1959. - С.58-64.
УДК 553.552.3 (234.851)
В.Н. Довгополый
*V*i
ТУЛИТИЗИРОВАННОЕ ГАББРО ПРОЯВЛЕНИЯ КУШВОЖ
(ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ)
В последнее время заметно возрос интерес к цветному камню. Особенно это касается нового нетрадиционного поделочного сырья, к которому уверенно можно отнести проявления тулитизирован-ного габбро.
Прерывистая зона тулитизации габброидов сравнительно недавно выявлена на Полярном Урале юго-восточнее гипербазитового массива Рай-Из. Она протягивается в северо-восточном направлении от р.Хараматолоу на юго-западе до подножия г.Черная, где обнажается по правым и левым притокам р.Макар-Рузь.
Геологически описываемый район располагается в пределах северо-восточной части Войкарского синклинория, относящегося к Тагило-Магнитогорскому прогибу. В основании разреза залегает раннепа-леозойская офиолитовая ассоциация, представленная дунит-гарцбургитовой и дунит-клинопироксенит-
