CC BY
20
УДК 551,461 +553,491:321,6(470,5)
H.A. Малахов, A.B. Алексеев
ВЛИЯНИЕ ПРОЦЕССОВ МЕТАМОРФИЗМА НА СОСТАВ РУДООБРАЗУЮЩИХ ХРОШПИНЕЛИДОВ ХАЛИЛОВСКОГО АЛЬПИНОТИПНОГО МАССИВА
НА ЮЖНОМ УРАЛЕ
В последние годы в свчзи с поисками промышленных хромитовых руд на Южном Урале уделяется серьезное внимание мннералого-петрографическим и геохимическим исследованиям на Халиловском дунит-гарцбургитовом массиве, располагающемся в той же структурной зоне, что и Кемпирсайский ультраосновной массив, в пределах которого сосредоточено наиболее крупное хромитовое оруденение в мире, пространственно и генетически связанное с одним из наиболее крупных альпннотипных массивов в пределах Уральского региона. Высокохромистые руды на Халиловском массиве были известны еще с 30-х годов прошлого столетия благодаря исследованиям К.К.Станкевича, а затем А.Г.Бстехтина и С.А.Кашина [1,2]. Всего в процессе проведения поисковых и геологоразведочных работ здесь было выявлено более 120 мелких месторождений и рудопроявлений хромитовых руд, в основном сложенных высокохромистыми хромшпинелидами, по составу очень сходными с кемнирсайскими.
Как показали исследования последних лет, рудоносность подобных альпннотипных массивов, в том числе и на Урале, во многом зависит от геодинамики их становления и последующего метаморфизма. Их первоначальное внедрение в пределах всей уральской подвижной зоны происходило в стадию спрединга - в виде перидотитовых тектонитов реститогенного происхождения в нижнем и среднем ордовике и контролировалось Главным Уральским глубинным разломом (ГУГРом) и рядом других региональных разломов в зонах сочленения крупных региональных структур. В последующий субдукционный этап, когда происходило насыщение их летучими, мог происходить процесс их частичного или полного расплавления, сопровождавшийся выносом флюидом, содержащим хлор, хром, железо и ряд других элементов, включая платину и платиноиды, в верхние структурные горизонты ультрамафитовых массивов с образованием хромитовых жил и сегрегаций.
Необходимо в связи с этим отметить, что при образовании подобным путем ультрамафитов и последующим их перемещением в супрасубдукционное пространство, выше зоны Беньофа-Заварицкого, могли возникать явления зональности, когда формировалась своеобразная метасоматическая колонна, верхняя часть которой была представлена в основном гарцбургитами, а нижняя - дунитами, в соответствии с реакцией (Mg,Fe)2Si20é = (Mg.Fe^SiO.) + SiOj. Образующийся при этом кремнезем выносился флюидами, состоящими в основном из Н20, в верхние части массива, где происходило образование энстатититовых жил и гнездообразных тел. Образующийся избыток кремнезема мог также участвовать в процессах низкотемпературной серпентинизации, сопровождаться процессами низкотемпературного окварцевания, а также частично мигрировать за пределы ультраосновной части массива.
Уместно отметить, что значительная часть хрома и большая часть алюминия в гарцбургитах изначально входили в кристаллическую решетку энстатита, а в лерцолитовых фациях альпинотипных ультрамафитов - и в состав диопсида. Наряду с этим существенная часть хрома могла концентрироваться в виде постмагматических сплошных хромитовых шлиров и убого- и бедновкрапленных рудных сегрегаций. Поэтому при образовании метасоматической колонны из гарцбургитов и дунитов одновременно происходила кристаллизация относительно низкохромистых и высокоглиноземистых хромшпинелидов в гарцбургитах и высокохромистых хромшпинелидов в дунитах.
Согласно выполненным нами ранее расчетам (3), на долю силикатного хрома в гарцбургитах альпинотипных масссивов Урала приходится около трети от суммарного его содержания, а в составе оксидов, то есть в составе акцессорных и рудных хромшпинелидов - до 2/3 от суммарного его содержания. По данным же C.B. Москалевой [7], практически весь хром дунитов и пространственно и генетически связанных с ними хромитов первоначально содержался в силикатной форме в гарцбургитах и лерцолитах и перешел в оксидную форму при процессах последующей оливинизации.
Отсюда следует, что рудные хромшпинелиды по существу обладали пневматолит-гидротермальным происхождением и их образование - следствие высокотемпературного метаморфического процесса, связанного с перераспределением хрома и алюминия, а также магния и железа, между силикатами и шпинелями.
В настоящее время в специальной геологической литературе приводится много конкретных данных по расчетным оливин-хромитовым и оливин-энстатитовым равновесиям, позволяющим весьма надежно оценить температуру формирования гарцбургитов, дунитов и ассоциирующих с ними хромитовых руд [4,5,6]. В большинстве случаев она оценивается интсрвапом от 800 до 1300 °С, причем для сплошных руд чаще устанавливается диапазон более высоких температур, чем для вмещающих их ультрамафитов, что связано с явлениями высокотемпературного диафтореза. более интенсивно проявленного в породах, чем в ассоциирующих с ними хромитовых рудах.
Как следует из результатов проведенных исследований, принципиальное различие процессов изменения состава ультраосновных пород и генетически связанных с ними хромитовых руд при магматических и метаморфических процессах заключается прежде всего в том, что в первом случае в >ххювиях регрессивного процесса, то есть при понижении температуры, мы имеем дело с синхронным повышением железистости как у оливинов и энстатитов, так и у хромшпинелидов. При метаморфизме же, по мере понижения температуры, происходил процесс перераспределения магния и железа между оливином и хромшпинслидом, причем последний как в самих ультрамафитах, так и в хромитах становился более железистым, а находящийся с ним в равновесии оливин - более магнезиальным. Следует также отметить, что по мере понижения температуры существенно падала емкость кристаллической решетки акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов в отношении присутствия в ней целого ряда рассеянных элементов - никеля, кобальта, цинка, титана, ванадия, а также платиноидов, что, в частности устанавливается по данным систематических замеров их микротвердости (результаты приводятся в таблице). Характерно, чте при относительно незначительном проявлении процессов метаморфизма наблюдаются относительно слабые колебания величины микротвердости, что связано с появлением в зернах хромшпинелидов зон и участков с неравномерным распределением легирующих элементов, а уж затем происходил интенсивный их вынос. В таких зернах хромшпинелидов обычно наблюдается более четко выраженная зональная картина колебания величины микротвердости. Поскольку состао хромшпинелидов по содержанию главных рудогенных элементов остается практически стабильным, изучение полированных шлифов хромитовых руд в отраженном свете для оценки степени их метаморфизма оказывается чалоэффекти вн ы м.
Что касается часто наблюдаемой зональности в зернах акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов с обрастанием их по периферии каймами вторичного магнетита или титаномагнетита, то такой тип замещения в первую очередь характерен для прогрессивных процессов водного метаморфизма и, в частности, сопутствует столь характерным для алышнотипных >льтрамафитов процессам антигоритизации.
Для хромитов Халиловского массива, как и для ряда других ультраосновных массивов Урала, характерен процесс высокотемпературного их метаморфизма, связанный с увеличением в <ристаллической их решетке содержания хрома и уменьшения количества алюминия. Для хромшпинелидов из руд, генетически связанных с гарцбургитами, этот процесс обусловлен в первую очередь перераспределением алюминия между шпинелью и ромбическим пироксеном или между шпинелью и амфиболом - с увеличением его содержания в силикатах. Он в принципе аналогичен часто наблюдаемым явлениям перераспределения элементов в более барофильных и высокотемпературных гранатовых перидотитах, где высокоглиноземистая фаза представлена гранатом, а равновесный с ним энстатит содержит очень ограниченное количество глинозема. В шпинелевых же перидотитах - при столь же высоких температурах, но гри более умеренных давлениях, алюминий перераспределяется в пироксены или амфиболы, а шпинель становится вследствие этого более хромистой.
Поскольку в дунитах и в ассоциирующих с ними вкрапленных хромитовых рудах подобный процесс из-за отсутствия пироксенов и амфиболов невозможен, во многом определяющим фактором их метаморфизма, по мере понижения температуры, является величина парциального давления кислорода, вследствие чего происходит частичное окисление двухвалентного железа до трехвалентной формы. При этом вследствие несмесимости трехвалентного железа и алюминия, как
хорошо видно на диаграмме [8] П.В. Павлова, отражающей их состав, значительное количество алюминия мигрирует из кристаллической решетки хромипинелидов, вследствие чего возрастает их хромистость. В таких хромшпинелидах иногда также отмечаются вторичные хлоритовые каймы по периферии их индивидов, на что в свое время обратил внимание А.Г. Бетехтин [1].
Микротвердость как критерий метаморфизма хромшпинелндов
Имеются серьезные основания считать, что наиболее ранними хромитовыми обособлениями в альпинотипных ультраосновных массивах как на Урале, так и в других складчатых областях, изначально сложенных реститогенными гарцбургитами и соответствующими им по составу тектонитами, были немногочисленные хромитовые шлиры и сегрегации существенно магнезиального и высокоглиноземистого составов. Лишь в дальнейшем, в условиях островодужного режима, происходило формирование дунитов и связанного с ними хромитового оруденения. Именно с этого времени проявлялись процессы метаморфизма, которые приводили к изменению состава акцессорных и рудных хромшгинелидов. Эти изменения могли существенно сказываться на качестве руд, поэтому установление степени метаморфизма и его характера является одной из важных задач в процессе проведения подобных исследований.
Наиболее характерным при процессах метаморфизма является постепенный вынос из зерен хромшпинелидов основных минеральных компонентов (хрома, магния, элементов-примесей) и повышение доли железа, что выражается в последовательно развивающемся процессе замещения по периферии зерен хромшпинелндов вторичным магнетитом. Микроскопически этот процесс виден на средних и поздних стадиях водного метаморфизма, когда зоны замещения хорошо определяются по более высокой отражательной способности. Однако на ранних этапах высокотемпературного метаморфизма, когда уже осуществляется вынос элементов, каймы магнетита практически неопределимы: вариации содержаний главных рудогенных элементов, слагающих хромшпинелиды, были несущественны, отражательная способность, судя по наблюдением под микроскопом, практически не меняется, как и магнитные их свойства. Тем не менее даже на ранних стадиях метаморфизма происходило изменение ряда химических и физических свойств хромшпинелидов, и в первую очередь - их микротвердости, являющейся хоэошим индикатором степени и характера метаморфизма хромшпинслидов.
Определение микротвердости производилось на стандартном микротвердомсрс типа МТМ-3. Его калибровка предварительно осуществлялась по кристаллу каменной соли (гапиту). Хотя, согласно инструкции, определение микротвердости необходимо было проводить с грузом 200 г, для того, чтобы можно было осуществлять большее количество замеров при минимальном шаге между замерами и для того, чтобы избежать выкрашивания зерен, определения проводились с грузом 100 г.
Проводимые массовые замеры микротвердости хромшпинелидов в пределах исследуемых зерен в дальнейшем сопровождались определением их химического состава с помощью рентгеновского микроспектрального анализатора типа Сатеса (оператор В.Н. Ослоповских). По данным определения химического состава с помощью ми<розонда, проведенного в различных частях исследуемых зерен, нетрудно рассчитать на основе количественных соотношений его минеральных составляющих и данных их средней микротвердости по справочнику для каждого из расчетных миналов [8] теоретическую величину микротвердости.
Сопоставление расчетной и средней замеренной микротвердости дает возможность судить о степени проявления наложенных процессов метаморфизма: в практически не измененных зернах хромшпинелидов присутствие даже в небольших количествах легирующих элементов-примесей может существенно повышать величину замеренной микротвердости, поэтому расчетная ее величина оказывается, как правило, меньше замеренной; при слабом проявлении процессов метаморфизма легирующие примеси (цинк, титан, ванадий, платина и платиноиды) выносятся из кристаллической решетки хромшпинелидов в первую очередь, и обе величины близки либо совпадают; и. наконец, при дальнейшем метаморфизме и выносе или при перераспределении основных элементов расчетная характеристика получается более высокой, чем замеренная (из-за нарушения кристаллической решетки хромшпинелида вплоть до аморфного состояния). Следует подчеркнуть, что при интерпретации полученных замеренных и расчетных данных мы имеем дело с их соотношениями, которые мало подвержены ошибкам и более устойчивы.
Для оценки метаморфизма хромшпинелидов Халиловского массива были проведены «следования микротвердости и химического состава в первую очередь массивных и густовкрапленных руд. Уже при визуальном и микроскопическом наблюдениях в рудах отмечаются ряд характерных особенностей: интенсивно проявленные процессы тектонического дробления, в результате чего для многих руд характерны брекчиевидные разнозерн истые текстуры, микроскопически в таких хромистых шпинелях часто отмечаются магнетитовые каймы и тонкие прожилки магнетита; в ряде аншлифов "совмещены" зерна хромшпинелидов, резко отличающиеся по степени полируемости, при этом какой-либо закономерности в их распределении не выявляется. В ■оследнем случае при микрозондовом определении была установлена практически полная идентичность составов разнополирусмых зерен, без процессов их магнетитизации.
Результаты полученных данных по замерам микротвсрдости хромшпинелидов и сопоставление их с расчетными данными приводятся в таблице. Анализ позволил выявить следующие их особенности: в ряде аншлифов (№1, 213/1, 249/1) замеренная .микротвердость превышает расчетную, что свидетельствует об отсутствии или слабом проявлении процессов метаморфизма.
В интенсивно дислоцированных рудах (№91) или при анализе зерен из зон трещиноватости •Уе 208/4) с отчетливыми каймами и прожилками магнетита расчетная величина получается выше смеренной, что свидетельствует о существенном метаморфизме хромшпинелидов. Однако следует считывать, что в данном случае процессы преобразования осуществлялись более интенсивно из-за дробления и высокой проницаемости хромитовых тел вследствие их тектонической нарушснности.
В случае совмещения зерен разной полируемости (М'» 213/1-1,2) присутствуют оба типа соотношений микротвердости, но магнетитовых кайм у зерна с "метаморфическим" отношением чикротвердости не наблюдается, по химическому же составу они идентичны, за исключением зариаций в содержании окисного и закисного железа, что косвенно свидетельствует о проявлении метаморфизма.
Из особенностей проанализированных зерен хромшпинелидов следует также отметить, что индивиды с "метаморфическим" отношением, как правило, ксеноморфны, обладают округлыми очертаниями, даже если они расположены в серпентинитовой матрице. Вероятно, вследствие интенсивного динамомстаморфизма зерна, уже подвергшиеся метаморфизму, были "растащены" и перемешаны или включены в менее измененную и более однородную рудную массу.
Следует отметить, что величина микротвердости указывает только на степень метаморфизма, но не свидетельствует об его характере. На рис. 1 и 2 показаны колебания содержаний элементов в отдельных зернах по профилям. При этом отчетливо видно, что типы процессов метаморфизма в обоих случаях несколько отличаются:
На рис. 1 представлен первичный высокотемпературный метаморфизм, приведший к выносу из краевых частей зерна алюминия и магния и существенному привносу железа. Поведение хрома неясно, вероятнее всего он инертен, но возможен и его привнос наравне с железом.
На рис. 2 представлен процесс наложенного водного метаморфизма, приводящий к увеличению содержания железа и выносу хрома при инертном поведении магния и алюминия. В данном примере этот тип метаморфизма проявлен в тектонически нарушенных зонах в виде тонких прожилков (толщина их порядка 1 мкм), секущих зерна хромшпинелидов, они хорошо выделяются по более высокому показателю отражения. Следует указать, что в зоне прожилков микротвердость понижается, причем на расстоянии около 10 мкм.
Таким образом, в хромитовых рудах Халиловского массива можно четко диагностировать по меньшей мере два этапа метаморфических преобразований: на первом (высокотемпературном) происходил вынос алюминия и соответственно увеличение концентрации хрома и (на первых порах) магния. Если сравнивать с рудами Кемпирсайского месторождения, то в нашем случае хромшпинелиды обладают высокомагнезиальным составом, не исключено наличие самостоятельных магнийсодержащих минералов, например периклаза. Последующий процесс наложенного водного метаморфизма проявился более локально в нарушенных зонах и привел к увеличению количества железа и сопровождался выносом легирующих элементов и хрома при относительно стабильном поведении алюминия.
аз' шаг шпз? шшш» УШ6 шж8
Рис. 1. Изменение микротвердости по площади зерна хромшпинелида из массивных руд (а) и график изменения содержания главных рудогенных элементов по профилю I - I (б). Аншлиф №91:
Условные обозначения: 1 - <900; 2 - 900-1100; 3 - 1100-1300:4 - 1300-1400; 5 - 1400-1500; 5 - 1500-1600: 6- 1500-
1600:7- 1600-1700: 8->1700 ед. УМ
(НУ ПТПП2 ПШШ*
Рис. 2.Изменение микротвердости по площади зерна хромшпинелида из массивных руд (а) и график изменения содержания главных рудогенных элементов по профилю I - 1(6). Аншлиф № 208/4: Условные обозначения: 1 -<1100:2- 1100-1200:3- 1200-1300:4- 1300-1400; 5 ->1400 ед. УНМ
Состав и микротвердость хромшпиислидов из массивных руд Халиловского массива
11оказатели 91-1 91-2 91-3 208/4 208/4 1-1 1-2 213/1-1-1 213/1-1-2 213/1-2-1 213/1-2-2 218/1-1 218/1-2 249/1-1 249/1-2
ТЮ2 0.17 0.15 0.18 0.19 0.18 0.10 0.09 0.23 0.13 0.12 0.20 0.10 0.10 0.15 0.17
Л1,0, 12.40 11 87 12.50 11.38 11.33 12.16 12.98 13.09 12.83 12.58 12.48 14.23 14.31 10.06 10.14
Сг,(), 58.63 58.24 57.60 57.39 56.94 59.85 58.73 57.02 57.32 57.73 59.00 55.66 52.22 58.47 59.47
Fe,О, 2.83 4.49 4.46 6.10 6.94 2.91 3.55 4.17 4.56 4.30 2.07 3.92 4.39 6.73 5.06
FeO 10.69 944 9.23 9.08 8.35 8.30 7.35 9.54 8.95 9.26 11.36 11.11 10.90 8.60 10.00
МпО 0.26 0.22 0.28 0.21 0.20 0.20 0.12 0.20 0.21 0.20 0.24 0.20 0.21 0.20 0.10
ZnO 0.22 0.06 0.00 0.07 0.06 0.05 0.06 0 0У (»09 0.11 0.09 0.10 0.09 0.12 0.03
MgO 15.09 15.97 16.19 16.20 16.68 16.72 17.47 16.07 18.37 16.12 14.76 15.08 15.23 16.33 15.54
Сумма 100.29 99.44 100.44 100.62 100.68 100.29 100.33 100.41 102.46 100.42 100.20 100.40 97.45 100.66 100.51
Пересчет на основные минеральные группировки (миналы)
Ульвошнинель 0.60 0.54 0.64 0.66 0.65 0.36 0.30 0.82 0.47 0.41 0.71 0.34 0.34 0.53 0.60
Шпинель 23.03 21.95 23.01 21.02 20.85 22.36 23.68 24.04 23.56 23.18 23.21 26.23 26.34 18.68 18 92
Магнохромит 47.82 52.74 52.37 54.67 5684 55.45 56.94 50.63 52.49 51.95 46.20 44.09 44.57 58.00 54.46
Хромит 25.20 19.47 18.74 16.45 13.49 18.41 14.93 19.62 18.14 19.40 27.41 24.73 23.60 14.80 20.00
Магнетит 3.35 5.30 5.24 7.19 8.15 3.42 4.14 4.89 5.35 5.06 2.46 4.61 5.16 7.98 6.03
Основные расчетные парамет ры
Железистость % 28.5 24.9 24.2 23.9 21.9 21.8 19.1 25.0 23.5 24.4 30.2 29.2 28.6 22.8 26.5
Хромистость % 76.0 76.7 75.6 77.2 77.1 76.8 75.2 74.5 75.0 75.5 76.0 72.4 72.1 79.6 79.7
Доля железа % 3.4 5.3 5.3 7.2 8.2 3.4 4.2 4.9 5.4 5.1 2.5 4.6 5.2 8.0 6.1
Расчетная 1410 | 1393 | 1400 1370 | 1370 1415 | 1420 1406 | 1405 1405 | 1416 1420 | 1417 1356 1369
Расчетная в среднем 1401 (3) 1370(2) 1417.5 (2) 1405,5(2) 1410.5(2) 1418.5(2) 1362.5(2)
Измеренная (число опрелсл.) 1420±280(480 1170±95(69) 1460*100(36) 1437*65(75) 1260*110(87) 1356±70(191) 1409*153 (76)
Как неоднократно уже отучалось, метаморфические изменения хромшпинелидов наиболее отчетливо проявлены в зонах интенсивной дислокационной тектоники, если же рассматривать ненарушенные участки, то степень и характер метаморфизма не определяются визуально под микроскопом или по данным микрозондового анализа. Поэтому единственно надежным критерием в этом случае является изменение физических свойств хромшпинелидов и, в частности, их микротвердости.
Заключение
Детальное изучение состава и микротвердости рудообразу ющих хромшпинелидов Халиловского массива пространственно и генетически связанных с дунитами, образующими ряд субмеридионально вытянутых полос в поле гарцбургитов, показало, что решающая роль при их образовании принадлежит процессам высокотемпературного метаморфизма.
Как видно из приведенных в таблице данных по их составу, они обладают не просто высокохромистым, а аномально хромистым составом. Содержание триоксида хрома в них достигает почти 60 %, а по ранее полученным данным - даже 65-67 % Сг20;, что вполне соответствует хромистым шпинелям алмазной субфации в кимберлитах, образующим включения непосредственно в алмазах [5].
Приведенное изучение микротвердости хромшпинелидов в сплошных и густовкрапленных рудах показало, что величина замеренной микротвердости обычно превышает расчетную, что свидетельствует о том. что в целом процессы высокотемпературного метаморфизма, связанные с выносом из кристаллической решетки легирующих элементов, проявляются не столь существенно. Хромшпинелиды, подвергшиеся процессам высокотемпературного метаморфизма, характеризуются чаще всего зональным строением: в "ядрах" присутствуют реликты первичных высокоглиноземистых хромшпинелидов. содержащих повышенное количество шпинелевой составляющей с самой высокой микротвердостью. Однако, поскольку большая их часть слагается магнохромитовой составляющей, обладающей микротвердостью в среднем около 1350 VHN, то в целом такие высокохромистые участки характеризуются более повышенной микротвердостью (см. рис. 1 ). Наиболее существенно влияние наложенных низкотемпературных процессов метаморфизма фиксируется в рудах, претерпевших процессы наложенного динамометаморфизма (см. рис. 2), сопровождавшегося процессами последующего низкотемпературного их изменения.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Бетехтин А.Г. Халиловские месторождения хромистого железняка на Южном Урале // Хромиты СССР. Т. 2. - М: Изд-во АН СССР. 1940. - С. 285-339.
2. Кетехтин А.Г., Кашин С.А. Минералогия Халиловских месторождений хромистого железняка на Южном Урале // Хромиты СССР. Т. 1. - М.: Изд-во АН СССР, 1937. - С. 157-245.
3. Малахов И.А. О содержании и формах нахождения хрома в ультрабазитах Урала // Мат-лы 1 Уральской конф. молодых геологов и геофизиков.-Свердловск: УФ АН СССР, 1967.-С. 27-29
4. Малахов И.А. Закономерности оливин-хромитовых парагенезисов в альпинотипных гипербазитах // Петрология гипербазитов и базитов Сибири, Дальнего Востока и Монголии. -Новосибирск: Наука, 1980.-С. 120-131
5. Малахов И.А. Петрохкмия главных формационных типов ультрабазитов. - М.: Наука, 1983.-223 с.
6. Малахов И.А., Бурмако П.Л. Температура формирования дунитов и хромитов зональных массивов Урала // Известия УГГГА. Серия: Геология и геофизика. - 1998. - №8. - 1998. - С. 83-88
7. Москалева C.B. Гипербазиты и их хромитоносность. - Л.: Недра, 1974. - 247 с
8. Павлов Н.В. Хромиты Кемпирсайского плутона. - М.: АН СССР. 1968. - 178 с.
9. Справочник - определитель рудных минералов в отраженном цвете / Чвилева Т.Н., Безсмертная М. С., Спиридонов Э. М. и др. - М.: Недра. 1988. - 504 с.
