CC BY
28
грекчированные разности нередко со значительной долей нерудного материала. Наиболее шчреас распространены три генетических типа терригенно-осадочных руд: а) турбидиты; б) флюксотур-гчлиты; в) подводный коллювий.
Одним из ключевых вопросов теории колчеданного рудообразования является объяснсьг.; грччин его связи с определенными вулканогенными формациями, по классическим предстазле-^им которая объясняется мантийно-коровыми процессами. Приведенные автором данное позволяют связывать ру д ообразован*е не только непосредственно с глубинными мантийно-жоровыми процессами, но и с продуктами их становления в экзогенной обстановке через цепь саимосвязанных процессов (рис.2).
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Прокин В.А. Закономерности размещения колчеданных месторождений на Южном Урале. - М.: -ждра, 1977. - 176 с.
2. Рудни1рсий В.Ф. О новом типе метаморфических изменений пород на уральских колчеланных жсторожлениях//До клады АН СССР. - 1981. -Т.260, N2. - С.440-443.
3. Рудницкий В.Ф. Положение колчеланных залежей в разрезе вулканогенно-осадочных пород Тжлъгинского рудного поля (Южный Урал)//Гсолотя рудных месторождений. - 1983. - N'1. - С.40-49.
4. Рудницкий В.ф. Гидротермально-метасоматические изменения пород колчеданных месторождений Уэельгинекого рудного поля (Южный Урал) //Известия АН СССР, сер. геолог. - 1983. - N1. -С101-111.
5. Рудницкий В.Ф. Особенности ореола околорудных изменений Сибайского мелноколчеданного .шесторожлсния//Геология рудных месторождений. -1985. - N2. С94-100.
6. Рудницкий В.ф. Миграция вещества при формировании уральских колчеданных месторождений ; Геохимия. - 1987. - N6. - С.813-823.
7. Рудницкий В.ф. Палеогеографические условия образолания южноуральских колчеланных место-жждений //Литология и полезные ископаемые. - 1988. - N2 - С.109-121.
8. Рудницхий В.ф., Путинцева ЕЛ. Текстурная зональность руд Учалинского мелноколчеданного К деторождения (Южный Урал) //Доклады АН СССР. - 1988. - Т.302, N2. - С.403-406.
ЛК 321.6+553.491.8+662.5/470.5/
И.А.Малахов, П.Л.Бурмако
ТЕМПЕРАТУРА ФОРМИРОВАНИЯ ДУНИТОВ И ХРОМИТОВ ЗОНАЛЬНЫХ МАССИВОВ УРАЛА
Проводившееся в последние годы детальное геолого-петрографическое и геохимическое [ изучение ряда наиболее крупных и интересных в промышленном отношении зональных массивов Урала позволило детально разобраться на основе полученных многочисленных микрозондовых [ данных с составом оливинов и хромшпинелидов в дунитах и в ассоциирующих с ними различных текстурных типах хромитов, часто несущих богатую платиновую минерализацию (4.5]. С другой стороны, в геологической литературе за последние два-три десятилетия появился целый ряд геотермометров, позволяющих на основе оливин-хромшпинелевых разновесий вполне надежно определять температуру образования слагающих их пород и руд. Правда, обычно не рассматри-»аются принципиально важные вопросы, характеризуют ли эти равновесия первичные или зторичиые минеральные равновесия, образующиеся в результате наложенных процессов метаморфизма, столь характерные для ультраосновных массивов 11латипоносного пояса Урала.
83
Как свидетельствуют полученные нами многочисленные микрсэондовые данные по состалм оливинов и акцессорных и рудных хромшпинелидов в трех наиболее крупных и интересных в! промышленном отношении зональных массивов Пояса - Нижнетагильском, Светлоборскоу * I Вересовоборском [51, состав рудных хромшпинелидов в платиноносных хромитах отличается сг! хромитов - наиболее распространенных на Урале альпинотипных дунитов и ассоциирующих ш ними руд аномально высокой железистостью^ также долей трехвалентного железа средД содержащихся в них трехвалентных оксидов, что с одной стороны свидетельствует о специфичес-! ких условиях их кристаллизации, происходящей в условиях повышенной фугитивности кислород^! а с другой, их образование должно было происходить при сравнительно невысокой температуреЛ поскольку доля парциального давления кислорода последовательно увеличивается по мере! понижения температуры кристаллизации любых минеральных парагенезисов, в том числе ш характерных для ультраосновных пород и генетически связанных с ними хромитовых руд.
Использование состава тнпоморфных минералов для оценки Р-Т условий формирования ультраосновных пород и хромитовых руд
Наиболее статистически вероятные оценки температур и давлений можно получать лишьгтр« использовании минералогических термометров и барометров, основанных на зависим ости! коэффициентов распределения характерных элементов между сосуществующими, т.е. равновес-1 ными минералами при изменении температуры, давления и состава минералов. Теоретические! основы минеральной термобарометрии в свое время были всесторонне рассмотрены;! Л.Л.Перчуком [6], сформулировавшим принцип «фазового соответствия».
Как отмечали В.И.Ваганов и С.В.Соколов [1], существенной разницы между минеральным*! термометрами и барометрами нет. Практически любое равновесие чувствительно как к темпе-1 ратуре, так и к величине равновесного давления, варьирует лишь степень чувствительности. Если I константа реакции в большей степени зависит от Т, чем от Р, тс мы имеем потенцих\ьныи! термометр, если наоборот, - то барометр. Поэтому в принципе любая пара независимых! минеральных равновесий в рамках одного парагенезиса может служить комплексным термомег-ром и в зависимости от формы представления функции Кд= Г(Т,Р) решаться либо графически ! либо аналитически в виде двух уравнений.
Представляется оптимальным для выявления условий образования пород и руд использование! двух независимых реакций, одна из которых зависит только от температуры, а другая - от! давления. К сожалению, такие идеальные сочетания в настоящее время практически неизвестны. Имеется лишь ряд равновесий - термометров, которые относительно слабо зависят от давлений, т.е. температуру мы можем определять независимо. В отличие от термометров, аналогичных независимых барометров практически не существует. Все равновесия, которые используют в целях барометрии, почти в той же степени контролируются температурой. Этим диктуется и обычный ! способ определения Т и Р условий: сначала независимо оценивается температура равновесия, затем (с подстановкой найденной величины) давление.
В соответствии с минеральным составом различных фаций глубинности существует целый ряд термометров, предложенных различными исследователями у нас в стране и за рубежом. Для изучения условий формирования беспироксеновых пород типа дунитов, характерных для платиноносных зональных массивов, и ассоциирующих с ними хромитов первостепенное значение имеет изучение оливин-шпинелевых равновесий, впервые рассмотренных в качестве потенциального геотермометра Т.Н.Ирвайном (10]. Э.Д.Джексон [11) дал первую калибровку оливин-шпинелевого термометра, использовав имеющиеся на тот период термодинамические данные. Им было выведено следующее уравнение:
Тк =5800 а+ 10180 - 1720 у+ 2400 , 0,90а + 2,560 -3,08у + 1пКд
где а,р,у - коэффициенты в формуле шпинели Ре2+)(Сгв, А^, Реу5*)204
В 1979 г. Дж.Фабри предложил новую калибровку оливин-шпинелевого термометра и вывел соответствующее уравнение, приведенное ниже. Следует лишь отмстить, что в выведенном им
84
«ении величина Ka представляет собой нормализованный параметр, скорректированный на без Fe5"* и равный /пКдо=?пКд-4,0У,1>(>. При этом коэффициент 4,0 им был взят у .Ирвайна [10]. Поданным П.Редера [13] этот коэффициент равен 2,0 при 1200 °С. Однако, мнению Дж.Фабри эта разница в силу низкого содержания Fe** в шпинелях из шпинелевых ^отитов не имеет существенного значения и приводит лишь к незначительному (10-50*0) <ению расчетных температур. Однако, поскольку в акцессорных и рудообразующих шнелидах из дунитов зональных массивов содержание трехвалентного железа аномально отмеченную поправку при расчете Кд° обязательно следует вводить. По полученным систематическим новым данным о составе оливина и сосуществующего с ним тинелида, а также на основе предыдущих исследований [4] и с привлечением целого ряда курных данных [2,3] было произведено около 150 расчетов температур оливин-<елевых равновесий по трем наиболее используемым в настоящее время геотермометрам: уравнению Дж.Фабри [9], имеющему вид:
1^0= [(4250Уо + 1343)/(/nKpe+l,825Yc.+0,571)] - 273 ,
"PC - расчетная температура в градусах Цельсия, У0 - доля хрома среди трехвалентных оксидов i громшпинелидах, пересчитанных на стехиометрический состав, а Кр° характеризует соотноше-двухвалентного железа и магния между сосуществующими хромшпинелидом и оливином. Однако, как указывал сам автор этого геотермометра, предложенное им уравнение зляет надежно определять лишь нижний предел температур образования хромшпинелидов I ;ливин-шпинелевых равновесий. Таким образом, если относить полученные цифры к темпера-—Те образования самих минералов, то они будут явно заниженными. Интересно в связи с этим | лгметить, что оценка по усредненным данным оливин-хромитовых равновесий во включениях их I «лмазах дает расчетную температуру образования включений и самих алмазов лишь 930°С, т.е. оно за пределами температур образования алмазов в кимберлитах, определяемых B.C. и [К 3-Соболевыми [7] в интервале температур от 1200 до 1400*С.
Выполненная нами коррекция уравнения Фабри, исходя из оптимальной температуры [образования оливиновых и хромитовых включений в алмазах около 1350*0, позволила несколько грнизировать его уравнение. В этэм случае оно имеет вид (Малахов, устное сообщение):
Т>С= [(6300 УСг+ 1343)/(1 пКр°+1,825УСг+ 0,571)]- 273
хлет вполне правдоподобные цифры по температуре образования хромшпинелидов в дунитах хромитах зональных массивов Урала.
Комбинированный геотермометр О Нила, Уолла [12], в дальнейшем усовершенствованный »узом, Берри и Грином [8], ниже обозначаемый как геотермометр ОЫ\УВВС, имеет более {ый вид:
Т= [6530+ 280Р+(7000+10BP)x(l-2Fa)-1960x(Xs?Mí- Х5^) + 16150Х%,+
Сг
+ 25150Х\н + 27500X%J / [R/пКд +4,705] , Т в К,Р в GPa, Fa - мольная доля фаялита в оливине, Xs?p.2-=Fe2^ /(Fe2* +Mg) в хромшпинелиде
= 1-^2-, и Х5^*- - соответственно Сг/ТЯ* и Ре5*/!Я5* в хромшпинелиде, Кд=(Х°'
х Х5^ - количество катионов *П в формуле шпинели в расчете на три
она, Я - газовая постоянная, равная 8,31441 Дж/град.хмоль. Так как влияние давления на етные значения температур очень незначительное (менее 2°С на 1кб), для всех случаев оно ло принято равным 1 в Ра. Проведенное сопоставление расчетных величин железистости у чествующих оливинов и хромшпинелидов в породах и рудах разноформационных ультрама-в позволило выявить два основных тренда закономерного изменения их состава. В частности, ультраосновных породах расслоенных габбро-ультрамафитовых серий, обладающих явно матичсским генезисом, отмечается как в дунитах и гарцбургитах, так и в хромитах номерное увеличение их железистости по мере последовательной их кристаллизации, занной с понижением температуры. Подобная прямая корреляционная зависимость измене-
85
них величины определяемая увеличением величины Ро2, по мере понижения температур* приводит к закономерному возрастанию в минералах доли железа и снижению количества магния р и в принципе характеризует сущность магматического тренда
Напротив, при метаморфизме сосуществующих оливин-хромшпинелевых минеральных фаз, что наиболее четко фиксируется во вкрапленных хромитовых рудах, отмечается повышение железистосги хромшпинелидов, а оливин, напротив, приобретает более магнезиальный состав. Такого рода М£-Ре обменные реакции постоянно фиксируются, в частности, в хромитовых рудах Алапаевского, Ключевского, Кемпирсайского месторождений альпинотипных массивов Урала и характеризуют метаморфический тренд.
На представленной на рис.1 диаграмме зависимости железистосги оливинов и равновесных
с ними хромшпинелидов в дунитах и хромитах трех изученных зональных массивов отмечается типичный магматический тренд изменения состава оливинов и хромшпинелидов Характерно, что он четко фиксируется и в л -»породах и рудах Вересовоборского массива.
подвергшегося в дальнейшем наиболее сущес-
_ твенным вторичным изменениям. Однако ли-
Л. ния, соответствующая изменению равновесных оливин-хромшпинелевых систем в дунитах и хромитах этого массива,располагаете* выше кривых подобного соответствия в других зональных массивах - Светлоборском и Нижнетагильском. Иными словами, при одном и том же составе оливина железистость равно-
>1
т 1
ч. I 7
«О
ИГ
-вг
I XI
Рис.1. Зависимость железистости оливинов и равновесных с ними хромшпинелидов в дунитах и хромитах зональных массивов Урала
I-
о л
101 *!
г \ / \
//
»1 /
\ / \ч
А
900
1®б ШК-зяс-
Т ямп ере тур». °С.
весны х хромшпинелидов в Светлоборском массиве будет несколько выше, а в Бересовоборско* - существенно выше, чем в Нижнетагильском, что определяется более низкой температурой их кристаллизации и соответственно более высокой величиной парциального давления кислорода-1
Рассмотрим теперь полученные с помощью различных геотермометров данные о температурах их кристаллизации. Кривые распределения полученных расчетных температур оливин-хромшпинелевых равновесий в дунитах и хромитах трех изученных зональных массивов, представленные на рис.2,3,4, свидетельствуют о широком диапазоне и значительной неоднородности установленных данных, относящихся как к температурам их кристаллизации, так и к температурам окончания обменных реакций. Так, для Нижнетагильского массива устанавлизается бимодальное распределение расчетных значений температур (см. рис,2) с максимальными цифрами для температуры окончания обменных реакций, полученными с помощью геотермометра Фабри, порядка 675 и 815°С. По модернизированному геотермометру Фабри, в результате пересчетов, по которым мы получаем температуру кристаллизации,
также отслеживается два соизмеримых по интенсивности максимума - на уровне 920 и 1120°( По геотермометру ОНила-Больхауза получено хорошее соответствие с геотермометром Фабри, но | кривая распределения первого разложилась на два примерно равных по интенсивности максимума, причем наибольший из них илюет довольно широкие границы 620-840>С, небольшую правую асимметрию и пик в районе температуры 825°С. Второй максимум, гораздо меньше» шггенсивности, приходится на 930°С.
Для кривых распределения температуры оливин-шпинелевого равновесия Светлоборског
86
Рис.2. Кривые распределения расчетных температур оливин-хромшпинелидовых равновесий » дунитах и хромитах
Нижнетагильского массива: 1 - по геотермометру фабри; 2 - по модернизированному геотермомстру Фабри; 3 - по геотермометру О Нила-Уолла-Больхауза-Берри-Грина
*
42
я
~ *
: эо
I» I* 18 14
Ю «,
а!
«во
хс вое 9оо шоо um 1200
ш
{Ч4С.З. Кривые распределения расчетных температур оливин-хромшпинелидовых равновесий в дун птах и хромитах Светлоборского массива. Условные обозначения см. на рис.2
_ 42
массива характерно мономодальное распределение (см.рис,3) с очень интенсивным максимумом. который по геотермометру Фабри располагается в районе 760°С, по модернизированному геотермометру Фабри на уровне 1070°С, а по геотермометру ONWBBG имеет небольшую травую асимметрию с наиболее интенсивным максимумом в районе телшературы 815°С.
Кривые распределения телшературы окончания обменных реакций и кристаллизации Вересо-воборского массива имеют бимодальный характер л по геотермометру Фабри наиболее интенсивный аз них приходится на 600°С, второй же максимум очень слабо проявлен и растянут в интервале от SS0 до 960С. По модернизированному геотермометру Фабри также выявляется очень интенсивный максимум с четкой левой асимметрией и -аиболее распространенными значениями на уровне температуры 875°С, второй значительно менее «нтенсивный максимум падает, на 1155°С. По геотермометру ОНила-Больхауза мы подучили гчмодальную кривую с левой асимметрией и очень интенсивным одним максимумом на уровне t-KXC и максимумом значительно меньшей интенсивности на уровне 870ЭС (см.рис.4).
Итак, кривые распределения температуры образования зональных массивов, рассчитанные
по трем геотермометрам, характеризуются широкими пределами колебаний - по Фабри: для Нижнетагильского массива от 600 ло 1100°С, Светлобородого массива от 620 до 1 leO^C и Вересовобор-ехого массива от 540 до 960*С. По модернизиро-ванному геотермометру Фабри: Нижнетагильский массив 880-130043, Светлоборский массив - 910-1290°С и Вересовоборский массив от 800 до 1230*0 И, наконец, по геотермометру ONWBBG пределы колебаний составляют Нижнетагильский массив -570-980°С, Светлоборский массив - 600 -108043, Вересовоборский .массив - 570 - 930*0
Все кривые распределения для Нижнетагильского и Вересовоборского массивов, в отличие от кривых распределения Светлоборского массива, имеют бимодальное строение. Следует также отметить, что температура окончания обменных ре-
[VT......г—— '■-»• акций, рассчитанная по уравнению Фабри, а также
Условные обозначения см. на рис 2 ' г г
температура, определенная по уравнению
NWBBG, где учитывается очень много различных факторов, в том числе и содержание титана,
ют не только одинаковый вид, но и максил\альные значения, по двум кривым отличаются для
воборского массива на 90°, для Светлоборского - на 60', а для Нижнетагильского массива
всего на 10°С. В Светлоборском массиве кривая распределения температур, рассчитанная по
рмометру ONWBBG, смещена в сторону меньшей температуры относительно температуры
скончания обменных реакций, а для Всресовоборского массива картина прямо противоположная.
Такие различия в первую очередь можно объяснить относительно повышенным содержанием
титана в хромшпинелидах Вересовобсрского массива, где оно доходит до 2% и более.
Таким образом, если учесть, что все три изученные зональные массивы Плати поносного пояса обладали единой природой и близким первоначальным строением, то фиксируемая в целом довольно существенная разница расчетных температур их формирования свидетельствует о существенной роли и влиянии вторичных высокотемпературных мстасоматических процессов на жачения расчетных температур их кристаллизации -наиболее низких для пород и руд Вересово-
87
ЮОС UOO 1200 Тшмрвтур». *С.
Рис.4. Кривые распределения расчетных температур оливин-хромшпи-нелидовых равновесий в дунитах и хромитах Бересовоборского массива. Условные обозначения см. на рис 2
борсхого массива. Одновременно следует учесть, что при понижении температуры образование акцессорных и рудных хромшпинелидов существенно возрастала величина фугитивности кисло рода, что в свою очередь предопределяло изменение их исходного состава и повышение железисгосги.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Ваганов В.И., Соколов С.В. Термобарометри* ультраосновных парагенезисов. - М: Недра, 198i - 149 с.
2. Иванов O.K. Концентрически-зональные пироксенит-дунитовые массивы Урала (Минералогих. петрология, генезис). - Екатеринбург. Уральский госуниверситст, 1997. - 488 с.
3. Малахов И А., Малахова Л.В. Нижяе-Тагильский пироксенит-дунитовый массив и вмещающие его породы//Тр. ИГиГ УФАН СССР, вып.83. -Свердловск, 1970. - 167 с.
4. Малахов И А., Вилисов ВА., Савохин И.В. Состав, особенности формирования и генезис плати новометальной минерализации в Нижнетагильском массиве на Среднем У рале//Актуальные проблемы магматической геологии, петрологии и рудообраэования: Сб. статей. - Екатеринбург. Уралгеол-ком, 1995. - С55-68.
5. Малахов И А., Савохин И.В., Бурмако ПА Платиноносные хромиты зональных массивов Урал-и возможности комплексного их испольэования//Горный журнал. Уральское горное обозрение. - 1997. -N 3-4. - С48-54. '
6. Перчух Л.Л., Лаврентьева И.В. Изменение состава магматического и метаморфического флюила с глуби ной//Флюидный режим земной коры и верхней мантии: Сб. - Иркутск, 1977. - С. 11-14.
7. Соболев В.С., Добрецов НА, Соболев Н.В. Эксперил*ентальные данные и классификация глубинных ксенолитов//Глубииные ксенолиты и верхняя мантия. - Новосибирск: Наука, 1975. - С.5-1".
8. Ballhaus С., Berry R., Green D. High pressure experimental calibra-tion of the olivine-orthopyroxene-spinel oxygen geobarometer implications for the oxidation state of the upper mantle//Contrib. Mineral. PetroL 1991. V. 107, N1. P. 27-40.
9. Fabries I. Spinel-olivine geothermometry in peridotite from ultra mafic compexcs. - Contrib.Mineral. Petrol, 1979. V. 69, N4. P.329-336.
10. Irvine T.N. Chromian spinel as a petrogenetic indicator. Pt.l.Theory. - Can ad. 1. of Earth Sci., 1965. V.2, N6. P. 648-672.
11. Jackson E.D. Chemical variation in coexisting chromite and olivine in chromite zones of the Stillewater Complex. - In: Magma tie ore deposite a Symp. Econ. Geol., Mon. 4, 1969. P.41-71.
12. 0*Neill H., Wall V. The olivine-orthopyroxcne-spinel oxygen geobarometer, the nickel precipitation curve, and the oxygen fugacity of the Earth upper mantle//J. Petrol. 1987/ V. 28, N6. P. 1169-1191.
13. Roeder P.L., Campbell I.H., Jamieson H.E. A re-evaluation of the olivine-spinel geothermometer/ /Contrib.Mineral. Petrol. 1979. V.68.P.325-334.
