Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Состояние исследований в области петрологии и геодинамичесїсих условий формирования мантийных гипербазитов
1.1. Офиолиты - основные положения (строение, состав, петрогенезис) 9-17
1.2. Очерк истории геологических исследований в юго-восточной части Восточного Саяна 17-25
Глава 2. Геологическое строение юго-восточной части Восточного Саяна
2.1. Тектоническое районирование 26-40
2.2. Геологическое строение Оспинского гипербазитового массива 40-50
2.3. Геологическое строение массива Улан-Сарьдаг 50-53
Глава 3. Петрологическая характеристика пород
3.1. Деформационные микроструктуры 54-64
3.2. Реститовые гипербазиты 65-74
3.3. Ультрамафит-мафитовые кумулаты 74-76
Глава 4. Особенности вещественного состава метапе-ридотитов офиолитового комплекса
4.1. Минералогия 77-112
4.2. Петро-геохимические особенности пород 112-128
4.3. Фугитивность, оценка Р-Т равновесий 128-133
Глава 5. Факторы, контролирующие состав минералов 134-146
Заключение 147
Список литературы 148-172
- Очерк истории геологических исследований в юго-восточной части Восточного Саяна
- Геологическое строение Оспинского гипербазитового массива
- Реститовые гипербазиты
- Петро-геохимические особенности пород
Введение к работе
Актуальность исследования. Согласно теории тектоники литосфер-ных плит метаперидотиты офиолитовых комплексов представляют собой тектонически выведенные на поверхность фрагменты океанической верхней мантии, испытавшей один или несколько этапов частичного плавления. Конечный (наблюдаемый) состав реститовых гипербазитов офиолитов и слагающих их минералов определяется исходным составом океанической верхней мантии, степенью её плавления, а также процессами взаимодействия расплавов и/или флюидов с окружающими мантийными породами в процессе их (расплавов, флюидов) транспортировки из области генерации в верхние горизонты коры или на поверхность. Динамические напряжения, связанные с движением литосферных плит или перемещением крупных литосферных блоков, сопровождаются пластическим течением гипербазитов, петрографическим свидетельством которого являются деформационные микроструктуры, повсеместно развитые в породах рестито-вого комплекса офиолитов. На уровне макрокомпонентного состава пород этот процесс имеет в целом изохимический характер, однако состав породообразующих (оливин) и акцессорных (хромшпинель) минералов претерпевает изменения, направленность и масштаб которых во многом не ясны. Вместе с тем, роль каждого из перечисленных факторов, в формировании конечного состава минералов, как правило, не оценивается, что делает дальнейшие петрологические построения и геодинамические реконструкции, в значительной мере, неопределёнными.
Целью проведённых исследований являлась количественная оценка влияния пластических деформаций и взаимодействия расплав/порода на состав породообразующих и акцессорных минералов мантийных гипербазитов.
Для достижения указанной цели решались следующие задачи: 1. Изучить геологическое строение, петрографические и минералого-геохимические особенности гипербазитов Оспинского массива (юго-восточная часть Восточного Саяна).
Выявить зависимость состава минералов реститовых гипербазитов (на примере Оспинского массива) от модального состава пород.
Установить взаимосвязь между степенью пластических деформаций, отражающихся в деформационных микроструктурах пород, и составом породообразующих и акцессорных минералов.
Оценить P-T-fo2 параметры минеральных равновесий гипербазитов и установить определяющие их факторы.
Выявить иерархию процессов, влияющих на состав породообразующих и акцессорных минералов реститовых гипербазитов офиолитов.
Фактический материал и методы исследования.
Работа основана на результатах изучения гипербазитов Оспинского массива и массива Улан-Сарьдаг (Восточный Саян). В сопоставительных целях использованы литературные данные по гипербазитам Байкало-Муйского пояса (Цыганков, 2005) и некоторым наиболее детально изученным офиоли-товым комплексам Мира.
Полевое изучение гипербазитовых массивов Восточного Саяна проводилось автором совместно с сотрудниками лабораторий магматического ру-дообразования ГИН СО РАН в 1996 и 1998 годах и в составе лаборатории петро- и рудогенеза во время полевых работ 2000 года. Часть образцов, использованных в работе, любезно предоставлены Т.Т. Врублевской и Д.А, Ор-соевым.
Общий химический анализ пород (120 проб) был проведен методом «мокрой» химии и сопровождался рентген-флюоресцентным (Си, Rb, Ва, Sr, Zr, Nb, Y, Ni) и атомно-абсорбционным (Cr, Co, V) определением элементов-примесей. Химический состав минералов определён на модернизированном микроанализаторе МАР-3 (более 300 определений). Выше указанные аналитические работы проведены в ГИН СО РАН. Анализ редкоземельных элементов выполнен нейтронно-активационным методом в Аналитическом центре ГИН РАН (ООО "ЭКО-ДАЙН"), г.Москва, а также ICP-MS методом в ИПТМ РАН, П.Черноголовка и в Институте геохимии СО РАН, г.Иркутск
(всего 7 определений). Петрографическая характеристика пород основана на результатах изучения около 250 прозрачных шлифов, 15 полированных пластин и шлифов. При петрографических исследованиях особое внимание уделено идентификации деформационных микроструктур. Обработка геохимических данных проводилась с помощью компьютерных программ Minpet 2.0, Excell, Statistica 5.0.
Защищаемые положения:
Пластические деформации оливина мантийных гипербазитов сопровождаются возрастанием его магнезиальности (Fo) на 2 - 3 %; при этом в хромшпинелидах уменьшается содержание AI и Mg, что приводит к существенному (0.2 - 0.3) увеличению отношения Cr/(Cr + А1).
Взаимодействие базальтовых расплавов с реститовыми гарцбургитами (с образованием дунитов) практически не влияет на состав оливина (мольная доля Fo увеличивается слабо) и сопровождается снижением хроми-стости (Cr'= Cr/(Cr + А1) акцессорных хромшпинелидов.
Основным фактором, определяющим валовой состав реститовых гипербазитов офиолитов и состав слагающих их минералов, является степень парциального плавления. Пластические деформации и взаимодействие порода/расплав оказывают значительно меньшее влияние, однако их совокупный «вклад» приводит к существенному изменению состава акцессорных хромшпинелидов и в меньшей мере оливина.
Новизна и практическое значение работы.
Выявлена зависимость состава породообразующих и акцессорных минералов гипербазитов Оспинского массива от модального состава пород, установлены особенности состава минералов ультрамафитовых кумула-тов, отличающие их от одноимённых минералов реститовых гипербазитов.
Установлена зависимость состава оливина и хромшпинели реститовых гипербазитов (гарцбургитов, дунитов) от степени пластических деформаций.
3. Получены свидетельства изменения состава минералов реститового парагенезиса в результате взаимодействия с просачивающимся расплавом. Результаты исследований, изложенные в работе, могут быть использованы для более корректной интерпретации минералогических и геохимических данных, которые, в свою очередь, важны для дальнейших геодинамических и петрогенетических реконструкций.
Апробация работы.
По теме диссертации опубликовано 14 печатных работ. Основные положения диссертации докладывались на научных совещаниях и конференциях: XVIII Всероссийской молодёжной конференции «Геология и геодинамика Евразии» (Иркутск, 1999); IV международном научном симпозиуме студентов, аспирантов и молодых ученых имени академика М.А, Усова «Проблемы геологии и освоения недр» (Томск, 2000); II ежегодной научной конференции «Петрология магматических и метаморфических комплексов», посвященной 80-летию со дня рождения М.П. Кортусова (Томск, 2001); V Всероссийской петрографической конференции «Петрология магматических и метаморфических комплексов» (Томск, 2005); на международной конференции «Ульт-рамафит-мафитовые комплексы складчатых областей докембрия» (Энхалук, Бурятия, 2005); на международных конференциях «The Deep Earth: Theory, Experiment and Observation» Италия (1999 и 2003) и Португалия (2001); «Geochemistry of Crustal Fluids: Fluids in the Crust and Chemical Fluxes at the Earth's Surface», Испания (2000) и Австрия (2002), а также на ежегодных научных конференциях Геологического института СО РАН, г. Улан-Удэ.
Объём и структура работы.
Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы. Общий объем работы - 181 машинописных страниц, в том числе 47 рисунков, 12 таблиц. Список литературы состоит из 269 наименований.
Благодарности.
Работа выполнена в лаборатории петро- и рудогенеза ГИН СО РАН под руководством д.г.-м.н. А.А. Цыганкова, которого автор искренне благо-
дарит за помощь в проведении исследований, поддержку и советы при подготовке диссертации. Полевые исследования проводились в сотрудничестве с Б.Ц. Цыреновым, А.В. Травкиным, Н.И. Ласточкиным, к,г.-м.н.: Т.Т. Вруб-левской, Д.И. Орсоевым, Е.В. Кисловым, А.И. Черных, д-г.-м.н. А.А. Цыганковым. Автор выражает свою признательность к.г.-мл-і. Т.Т. Врублевской, к.г.-м.н. А.А. Меляховецкому, д.г.-м.н, Ф.Г. Рейфу за предоставленную литературу, консультации при описании шлифов и выполнении работы. Особую благодарность автор выражает заведующему кафедрой петрографии Томского государственного университета, д.г.-м.н., профессору А.И. Чернышеву, под руководством которого автор проходила стажировку по теме «Петрография гипербазитов, типизация деформационных микроструктур оливина, освоение методик петроструктурного анализа». Автор признателен А.И. Чернышеву за предоставленный обширный материал по Оспинскому массиву и возможность использования отдельных анализов в диссертационной работе.
Автор благодарит Н.С. Карманова, СВ. Канакина и Ґ.Н, Загузина за проведение высококачественных микрозондовых анализов. Аналитические работы выполняли Б.Ж. Жалсараев, А.А. Цыренова, Э.М. Татьянкина, В.А. Иванова, И.В, Боржонова, Г.И. Булдаева, Н.Л. Гусева, Т.И. Казанцева, О,Г-Цыганкова и другие сотрудники лаборатории ФМА и ХСМА Геологического института СО РАН, а также СМ. Ляпунов (аналитический центр ГИН РАН г.Москва), сотрудники лаборатории под руководством В.К. Карандашева (ИПТМ РАН П.Черноголовка), Е.В. Смирнова (ИГХ СО РАН г.Иркутск). Автор благодарит всех перечисленных коллег.
Очерк истории геологических исследований в юго-восточной части Восточного Саяна
Массивы Восточного Саяна издавна привлекают внимание геологов как научно-исследовательских, так и производственных организаций. Первые географические сведения об истоках рек Иркута, Китоя, Онота и Белой были приведены уже в 1835 году Ковригиным (инициалы этого первопроходца неизвестны), в которых подробно описаны 12 видов «горнокаменных» пород с местами их распространения. Описывая известняки и мраморы, Ковригин упоминает, что никаких раковин в них не встречено. Первая фауна в этом районе будет найдена более чем через 100 лет. Первое описание исследователем змеевикового камня и упоминание о находках асбеста предвещало открытие Ильчирского асбестового месторождения. Ковригин был первым, кто упомянул о саянском нефрите.
Дальнейшая история исследований юго-восточной части Восточного Саяна связана с легендарными именами П. Кропоткина (1867г.), А. Чеканов-ского (1872-1874гг.), И.Д. Черского (1873-1876гг.), Л.А. Ячевского (1888-1899гг.), В.А. Обручева (1890г.), П.П. Преображенского (1914г.), Б. Куплет-ского (1923г.). В 1843 г. топограф И.В. Крыжин провел первую в регионе топографическую съемку с описанием особенностей геологического строения территории. Существенный вклад в познание геологии Восточного Саяна внесли исследования В.Н. Лодочникова, А.В. Львова, Н.Д. Соболева. В.Н. Лодочников не только изучил серпентиниты, но также выделил иркутную и ильчирскую свиты и установил несогласное, с конгломератами в основании, залегание иркутной свиты на древних «плейрогнейсах» Гарган-ской глыбы (Лодочников, 1936, 1941). Неоднократно исследовал этот район А.В. Львов (1904-1930), полагавший, что Окинское нагорье и Тункинские альпы сложены преимущественно мезозойскими породами (Львов, 1930), но не давший никакого обоснования этой точке зрения.
С 1916-1955 гг. изучение геологии и петрографии гипербазитовых массивов Восточного Саяна связано с поисками асбеста. В связи с изучением потенциальной асбестоносности гипербазитов Восточного Саяна в 1929-1932 гг. ряд массивов комплекса исследовал Н.Д. Соболев. Им описаны ру-допроявления асбеста и других полезных ископаемых, а также даны геологическая и петрографическая характеристики пород Тункинских и Китайских альп (Соболев, Ї934, 1940). Н.Д. Соболев указал на противоречивость геологических описаний А.В. Львова, показал необоснованность главного тектонического вывода о том, что никаких складчатых хребтов в юго-восточном Прибайкалье не существует. Н.Д. Соболев предположил, что Тун-кинские и Китойские альпы построены по типу многослойного шарьяжа, корни которого расположены в Юго-Восточной Монголии. В настоящее время сходные представления о структуре юго-восточной части Восточного Саяна прослеживаются в работах А.А. Федотовой и Е.В. Хаина (Федотова, Хаин, 2002).
А.Г. Гокоев изучал в 1932 г. рудопроявления асбеста в Оспинском и Хара-Нурском массивах, а также впервые дал более полную характеристику этим массивам (Гокоев, 1932). Первые детальные исследования геологического положения, структуры и петрографии Оспинского и Уяан-Саръдагского массивов, а также стратиграфии вмещающих толщ были проведены в 1934-1940 гг. М.Ф. Шес-топаловыми А.С. Ивановым (Шестопалов, 1937, 1938). В 1952-1954 гг. ОспинскиЙ массив изучали И.В. Белов и М.В. Боги-даева. Они подробно описали петрографию ультраосновных пород, а также сделали некоторые выводы о генезисе и возрасте массива (Белов, Богидаева, 1962). С 1964г. на Оспинском и Хара-Нурском массивах Р.С. Замалетдино-вым, Н.Ф. Певченко, И.С. Якшиным, А.Н. Сутуриным проводились работы по поискам и разведке нефрита. Ими составлены крупномасштабные схематические карты массивов и выяснен ряд генетических вопросов, связанных с нефритом и другими метасоматическими образованиями.
В 1964-1965 гг. на Оспинском и Улан-Сарьдагском массивах О.М. Глазуноввім были проведены поисково-оценочные работві на хромиты. Дана геохимическая характеристика пород, выделены рудные зоны, рассмотрены генетические вопросы, связанные с хромититами.
Результаты геолого-петрографического изучения гипербазитов обобщены в работе Г.В. Пинуса и Ю.Н. Колесника (Пинус, Колесник, 1966). Систематизировав весь имевшийся к 60-м годам материал, авторы дали характеристику геологического строения вмещающих гипербазиты толщ, тектонической позиции массивов ильчирского комплекса, их петрографии и генезиса.
Историю развития взглядов на тектонику юго-восточной части Восточного Саяна можно условно разделить на два периода. Первый период охватил конец XIX столетия и продлился примерно до 70-х годов XX века. В это время возникла дискуссия между сторонниками концепций байкалид и каледонид южного складчатого обрамления Сибирской платформы. Начало второго этапа связано с новыми палеонтологическими находками, а также с новым пониманием происхождения пород офиолитовой ассоциации, которые стали считаться фрагментами литосферы палеоокеанов.
В начале первого периода геологических исследований Восточного Саяна появились разные направления, возникшие благодаря идеям И.Д. Черского, Э. Зюсса, и В.А. Обручева, и во многом противоположенная система взглядов, сложившаяся несколько позже под влиянием работ Л. де Лоне, М.М. Тетяева, А.А. Борисяка и в дальнейшем развившаяся благодаря работам Я.С. Эдельштейна, Д.В. Наливкина, А.Д. Архангельского.
Согласно первой концепции Юго-восточная часть Восточного Саяна относится к архейской материковой глыбе, неподатливой для дальнейшей складчатости, реагировавшей на движения в соседних геосинклиналях только формированием разломов и превратившаяся в сушу к началу позднего кембрия. Согласно второй концепции рассматриваемая территория относится к каледонской складчатой зоне, К началу 40-х годов, несмотря на разногласия, было признано, что в истории формирования Восточного Саяна проявились несколько эпох складчатости (Молчанов, 1934), однако по-прежнему резко различаются мнения о времени проявления завершающей складчатости на юго-востоке этой территории - докембрийском (Флоренсов, 1941) или палеозойском (Обручев, 1942, 1949).
В конце 60-х годов точки зрения многих исследователей оказались во многом сходными, считалось установленным, что территория испытала не менее трех этапов складчатости, и что формирование юго-восточной части Восточного Саяна завершилось в середине или второй половине кембрия. Об этом свидетельствовала первая для этого региона находка археоциат, сделанная Д.В. Титовым в 1946 г. в бассейне р. Сархой. Разногласия стали касаться в основном терминологического вопроса: к какой эпохе относить события этого времени - к байкальской, салаирской, или раннекаледонской.
Геологическое строение Оспинского гипербазитового массива
Выходы офиолитов, представленные породами Верхнеонотского покрова (Дунжугурская островная дуга) (Кузьмичев, 2004) образуют два прерывистых пояса, обрамляющих с трех сторон Гарганскую глыбу (см. рис.2.2). Сливаясь вблизи восточного окончания глыбы, они являются фрагментами единого деформированного и эродированного аллохтона, надвинутого на глыбу с севера - северо-запада. Останцы покрова присутствуют также и на самой глыбе. Структура офиолитового аллохтона имеет существенные различия на двух участках, расположенных по разные стороны от Гарганской глыбы (рис.2.3). Наиболее полный и детально изученный разрез офиолитов расположен западнее Гарганской глыбы в районе нижнего течения р. Боксон (Дунжугурский участок). Офиолиты детально изучены Е.В. Скляровым (1984, 1986), Н.Л. Добрецовым (1985, 1985а, 1986), А.Б. Кузьми-чевым (1996, 2004), А.А. Федотовой, Е.В. Хаиным (1997, 2002) и др. Доказано, что расчешуенные офиолиты Дунжугурского участка надвинуты на чехол Гарганского континентального блока и были сформированы в обстановке юной островной дуги.
К востоку от Гарганской глыбы в междуречье Онота, Саган-Сайра и Горлык-Гола офиолиты практически не подверглись расчешуиванию и слагают деформированный и эродированный тектонический покров мощностью не менее 2 км. На большей части площади покров залегает на породах ос-пинской свиты. Офиолитовый покров более чем на 80 % сложен серпентини-зированными гарцбургитами и дунитами. Выходы пород полосчатого, габ-брового, дайкового и вулканического комплексов приурочены к основанию покрова.
В области восточной периклинали Гарганской антиформы - в районе Оспинско-Китойских гольцов, в виде относительно полого залегающего аллохтона, расположен Оспинский массив (см. рис.2.3), представляющий собой самую крупную пластину Верхнеонотского (офиолитового) покрова. Благодаря относительно пологому залеганию пластины в области перикли-нального замыкания Гарганской антиформы и глубокому эрозионному врезу отчетливо проявлены совместные деформации автохтона и аллохтона. Установлено, что гранито-гнейсы, образующие ядра многочисленных куполов, деформируют покровы офиолитов и содержат их ксенолиты (Хаин, 1989).
Западное и восточное окончания массива представляют собой тектонический меланж, мощностью порядка 100-200 м, сложенный серпентинитами, тальк-карбонатными метасоматитами и вмещающими сланцами. Среди меланжа встречаются блоки массивных апогарцбургитовых серпентинитов (рис.2.5). На выветрелой поверхности этих пород хорошо видны контуры замещенного ортопироксена черного цвета, содержание которого составляет 10-20%. В породах отчетливо наблюдаются структуры течения. В зоне меланжа хорошо фиксируется смятие пластины в крутые изоклинальные складки (углы падения 50-60).
Глыбы массивных серпентинизированных гипербазитов в серпентинитовом матриксе. В нижней части рисунка - крупная глыба, поперечный размер которой составляет 1.5 м. На севере с ультрамафитами контактируют существенно сланцевые породы оспинской свиты. Они представлены мусковит-биотит-кварцевыми, углисто-кварц-амфиболовыми сланцами, амфиболитами и мраморизован-ными известняками. В зоне экзоконтакта они интенсивно рассланцованы и смяты в систему мелких складок. С юга ультрамафиты обрамляются мрамо-ризованными известняками горлыкской свиты и песчано-сланцевыми породами безымянной толщи с прослоями метаэффузивов, а с северо-запада по тектоническому шву соприкасаются с гранитоидами сумсунурского комплекса (Чернышов, 1999).
Северная пластина Оспинского массива, в отличие от Южной, характеризуется лучшей сохранностью слагающих её первично магматических пород. Типоморфными для Северной пластины, как и для всего массива, являются гарцбургиты, среди которых встречаются прослои или горизонты ду-нитов и клинопироксенсодержащих гарцбургитов, условно названных "лер-цолитами". Гарцбургиты тесным образом связаны с дунитами, что выражается в частой перемежаемости этих пород. Переходы между ними очень постепенные и обуславливаются уменьшением содержания ортопироксена в гарцбургитах до полного его исчезновения.
Дуниты более характерны для южной части Северной пластины, тогда как в северной они встречаются реже. Клинопироксенсодержащие гарцбургиты, или, так называемые, "лерцолиты", судя по данным А.Н. Сутурина (1978) приурочены к центральной части массива, но в целом, их положение в структуре массива неясно. На выветрелой поверхности этих пород отчётливо видны крупные бурые и зелёные зёрна Орх и Срх и мелкозернистые сахаровидные оливин и шпинель. "Лерцолиты" слабо трахитоидные, по трещинкам идёт интенсивная графити-зация. Графитизированные прожилки небольшой мощности, порядка 1-2 см. Часто гипербазиты подвергаются процессу лиственитизации с образованием лиственитов и тесно с ними связанных кварц-карбонатных, тальк-серпентиновых пород. Мощность зон лиственитизации достигает порядка 150-200 м. Листвениты сопровождаются многочисленными ветвящимися кальцитовыми прожилками.
Краевая зона пластины представлена серпентинитовым меланжем. Мощность зоны меланжа неодинакова и варьирует в южной части Северной пластины от 50 до 200 м, тогда как в северной части зона явно выраженного меланжа практически отсутствует, что можно рассматривать как свидетельство перемещения гипербазитового аллохтона в северо-северо-восточном направлении. С удалением от контакта меланжированные гарцбургиты плавно сменяются массивными разностями. Внутри гипербазитовой пластины наблюдаются зоны срыва. По таким зонам развиваются милониты, сложенные мелкими разлинзованными обломками черных серпентинитов в светло-зеленом серпентин-тальк-хлоритовом матриксе.
Южная пластина существенно отличается от Северной прежде всего более сильным меланжированием, видимая мощность которого в северной части достигает местами 500 м и более, а также широким развитием метасо-матических процессов с образованием мощных (сотни метров) горизонтов тальк-карбонат-серпентиновых сланцев, проявленных в Северной пластине относительно локально.
Среди первичных пород также преобладают гарцбургиты. Местами наблюдается ритмичное чередование дунитов и перидотитов. В северозападной части Южной пластины обнаружены довольно свежие "лерцоли-ты". Они имеют такую же, как и дуниты желтовато-бурую корку выветривания, но на выветрелой поверхности отчетливо различаются Орх и Срх. Характерно, что с "лерцолитами" часто ассоциируют пироксенитовые дайки и жилы, которые среди гарцбургитов встречаются гораздо реже. Морфология даек и жил многообразна. Обычно это линейные, не имеющие выдержанного простирания тела. Они сопровождаются раздувами до 15 см и пережимами (5 см), иногда переходят в сеть тонких ветвящихся, изогнутых и пересекающихся прожилков. Наряду с одиночными жилами в глыбах наблюдается чередование полос пироксенитов и перидотитов (рис.2.7). Причем мощность отдельных полос не превышает 10 см. Контакты пироксенитов с вмещающими породами резкие, никаких структурных изменений в приконтактовых зонах не обнаружено.
Реститовые гипербазиты
Гарцбургиты представлены полнокристаллическими, крупно- и среднезернистыми породами тёмно-зелёного цвета с бугристыми выступами струйчато ориентированных овальных по форме зёрен ортопироксена на вы-ветрелой поверхности. По минеральному составу (рис.3.4) гарцбургиты состоят из оливина (70-75 %), ромбического пироксена - энстатита (20-25 %), хромшпинелида (до 2 %) и вторичного минерала - серпентина, иногда талька или куммингтонита, вторичного магнетита. Улан-Сарьдаг. Петрографическое изучение гарцбургитов показало, что их микроструктура неоднородна - размеры, форма, соотношение оливина, ортопироксена и акцессорных хромшпинелидов сильно меняются. Однако главной чертой её является разнозернистость и чёткая линейность. Наибольшее распространение имеют гарцбургиты с шрфирокластовой структурой. Размеры зёрен очень изменчивы, поскольку многие из пород обнаруживают структуры перекристаллизации, и иногда очень трудно установить границы первичных зёрен. В среднем размеры ортопироксена составляют 1-4 мм, иногда до 10 мм. Границы зёрен плавно-извилистые. Часто проявляется субпараллельная ориентировка удлинённых индивидов оливина и ортопироксена. В интенсивно деформированных гарцбургитах зёрна оливина и ортопироксена постоянно обнаруживают признаки пластической деформации.
Многие из них имеют волнистое, облачное погасание и многочисленные полосы излома. Отмечается расчленение крупных зёрен на боле мелкие индивиды (субзёрна) (0.2-0.5 мм.), повёрнутые относительно друг друга на небольшой угол. Крупные таблицы ортопироксена окружены мелкими ксе-номорфными или округлыми зёрнами оливина и мелкозернистым пироксеном. Эти агрегаты вытянуты в направлении удлинения крупного зерна и имеют субпараллельную ориентировку, которая подчёркивается цепочками из хромшпинелида, представленного веретенообразными и червеобразными агрегатами (1-1.5 мм). Последний также образует мелкие идиоморфные зёрна (до 1 мм), расположенные как в интерстициях между оливином и орто-пироксеном, так и в виде включений в этих минералах.
Гарцбургиты обычно в той или иной степени серпентинизированы. Чаще степень серпентинизации пород составляет около 40 %, реже достигает 80-100 %. Наиболее неустойчивым в этих породах оказывается ортопирок-сен, который избирательно замещается вторичными минералами (рис.3.5), образующими псевдоморфозы. Нами выделено четыре типа псевдоморфоз -тальковые, оливин-тальковые, куммингтонитовые и магнетитовые. Другие исследователи помимо этих выделяют ещё два типа: магнетит-оливин-кум-мингтонитовые и магнетит-оливиновые (Юдин, 1965; Гончаренко, 1966, 1977; Гончаренко, Чернышов, 1990).
Тальковые псевдоморфозы начинают формироваться с периферии зёрен ортопироксена постепенно замещая всё зерно (рис.3.5а). Псевдоморфозы талька наиболее часто встречаются среди гарцбургитов с прото- и мезогра-нулярным типами структур, что подтверждается в работах других исследователей (Чернышов, 2001), оливин остаётся свежим. Рис. 3.5. Замещение ортопироксена вторичными минералами. а - тальком (Tic) (обр. ОК-44/9, ник. X); б оливином (01) (обр. ОК-26/2, ник. X); в куммингтонитом (Cum) (обр. ОК-17/2, ник. II); г - магнетитом (Mgt) и куммингтонитом (обр. ОК-23/5, ник. II). Оливин-тальковые псевдоморфозы характеризуются развитием вторичного оливина в виде мелких пластинок (рис.3.56) или тонких ( 0.1 мм) ветвящихся жилок в мелкозернистом агрегате талька.
Куммингтонитовые псевдоморфозы образуются на месте тальковых. Замещение начинается с периферии зёрен ортопироксена с образованием оторочки светло-коричневого агрегата куммингтонита. Псевдоморфозы кум-мингтонита окрашены в светло-бурый цвет (рис.3.5в). Иногда в нем встре чаются мелкие зёрна магнетита. В свою очередь, куммингтонит часто замещается антигоритом. Магнетитовые псевдоморфозы (рис.3.5г) образуются как следствие обильной насыщенности псевдоморфоз куммингтонита тонкодисперсным магнетитом. Магнетит-оливин-куммингтонитовые и магнетит-оливиновые псевдоморфозы, описанные рядом авторов (Гончаренко, Чер-нышов, 1990), отличаются от предыдущих наличием мелкозернистого вторичного оливина, который проявляется либо по трещинкам, либо образуется в результате полной оливинизации куммингтонита.
Дуниты в рассматриваемых массивах занимают не более 30 % от общей площади. Они представлены разнозернистыми породами тёмно-зелёного цвета. С увеличением степени серпентинизации цвет пород становится тёмным до чёрного. Поверхность обычно покрыта желтой корочкой выветривания, на которой часто наблюдается субпараллельная ориентировка удлинённых и линзовидных зёрен оливина, подчёркиваемая тонким кливажем и цепочечным, струйчатым расположением присутствующих в них зёрен хромшпинелида.
Дуниты просты по минеральному составу и сложены оливином и акцессорным хромшпинелидом (до 2-3%), иногда присутствует ортопироксен (до 3-4%).
Под микроскопом для дунитов устанавливаются разнообразные микроструктуры: от крупнозернистой протогранулярной до мелкозернистой мозаичной. Разнообразие микроструктур обусловлено процессами пластической деформации и рекристаллизации и является характерным признаком для метаморфических ультрамафитов офиолитовой ассоциации (Nicolas et. al., 1971; Колман, 1979; Белинский и др., 1980; Гончаренко, 1985; Савельева, 1987 и др.). Зернистость дунитов очень изменчива. Величина зёрен, в общем, колеблется от 2 до 10 мм, но в отдельных случаях встречаются и более крупные индивиды. В процессе рекристаллизации зёрен оливина образуется агрегат с размером индивидов от 0.2-0.5 мм до 3-4 мм. Оливин приобретает удлинённую форму с неровными зазубренными краями, а вдоль границ и по трещинкам крупных зёрен располагается мелкозернистый гранобластовый агрегат.
Признаки деформации в оливине проявляются в неоднородном волнистом погасании и появлении многочисленных полос излома. Причем ширина полос излома зависит от степени деформации - в зёрнах первичного, протогранулярного оливина она составляет - 1.0-2.0 мм, а в наиболее деформированном уменьшается до 0.3 мм и менее.
В дунитах постоянно отмечается акцессорная вкрапленность хром-шпинелидов, причем в значительно большем количестве, чем в гарцбурги-тах. Хромшпинелиды представлены как мелкими гипидиоморфными зёрнами, размером менее 0.5 мм, встречающимися и в интерстициях, и в виде включений в оливине, так и крупными зёрнами (до 2 мм) с различными формами: от идиоморфных ромбовидных и прямоугольных до ксеноморфных с заливообразными границами. Степень серпентинизации дунитов варьирует в широких пределах от 20 до 100%.
Петро-геохимические особенности пород
Серпентинизация, как отмечалось выше, является наиболее обычным процессом низкотемпературного изменения гипербазитов. Несерпентинизи-рованные разности гипербазитов метаперидотитового комплекса офиолитов встречаются крайне редко, что заставляет использовать в той или иной мере изменённые породы для характеристики их исходного состава. Последний, в свою очередь, определяется составом мантии, степенью парциального плавления, а также процессами взаимодействия порода (рестит) - расплав и/или порода-флюид. Серпентинизация в целом считается изохимическим процессом (привносится только вода), который осуществляется путём гидратации безводных высокотемпературных минералов, главным образом оливина, с образованием серпентина и пылевидного магнетита, образующегося за счёт избыточного (относительно серпентина) железа. Это позволяет использовать серпентинизированные породы для расшифровки магматических процессов, для чего обычно производится пересчёт анализов на безводный состав. Вместе с тем, во многих случаях наблюдаются совершенно постепенные переходы от «изохимических» серпентинитов к тальк-серпентин-карбонатным породам или лиственитам, т.е. породам, образованным метасоматическим путём. Петрографически этот переход не всегда удаётся уловить, поэтому представляется целесообразным использовать некоторые петрохимические критерии отбраковки образцов (анализов), которые по тем или иным причинам не удовлетворяют требованию изохимичности вторичных изменений. Для такой отбраковки нами использована величина п.п.п. (потери при прокаливании), которая прямо коррелирует со степенью серпентинизации пород, а также содержание ССЬ, поскольку для оспинских и в меньшей мере улан-сарьдагских гипербазитов очень характерна углеродизация, проявляющаяся в образовании тонких углеродистых прожилков, ассоциирующих с серпентином, которые сливаясь могут образовывать достаточно мощные «жилы» и зоны обуглероженных пород - графититов (Жмодик, и др., 2004; Летников и ДР. 1996).
Гистограмма распределения п.п.п. показана на (рис.4,15А) из которой видно, что вся имеющаяся выборка химических анализов подразделяется на три группы: 1)0- 4.0 мае. % - слабосерпентинизированные, 2) 4 - 13 мае. % - умеренно и сильносерпентинизированные и 3) 13 мае. % - полностью серпентинизированные породы. Основываясь на этих данных, ниже будут рассматриваться только породы первых двух групп, где изохимичность процесса серпентинизации наиболее вероятна. При этом на последующих диаграммах к «серпентинитам» отнесены породы, серпентинизированные на 70 - 80 %, что примерно соответствует 8 - 9 мае. % п.п.п. Кроме того, все анализы пересчитаны на безводный состав, и именно такие пересчитанные значения содержания петрогенных оксидов показаны на вариационных диаграммах. Гистограмма распределения С02 показана на (рис.4.15Б). Из этого рисунка следует, что в качестве условной границы между нормальными и графитизиро-ванными породами может быть принято значение 0.2 мае. % С02, - соответственно, пробы с большим содержанием также исключены из дальнейшего рассмотрения.
Гистограммы распределения п.п.п. (А) и С02 (Б) в породах Ос пинского и Улан-Сарьдагского массивов. Реститовые гипербазиты характеризуется весьма выдержанным химическим составом, который определяется не только соотношением оливина и ортопироксена, но количеством хромшпинели. В соответствии с модальным составом гарцбургиты содержат несколько больше Si02 - Хсред. = 43.34 мас. %, против 41.22 % в дунитах (рис.4.16). Содержание глинозёма в тех и других варьирует более широко, но в одних и тех же пределах, причём распределение имеет полимодальный характер, свидетельствуя о неравномерном распределении хромшпинелидов, являющихся одним из основных концентраторов А1203.
Ультрамафиты кумулятивного происхождения отличаются, во-первых, более дифференцированным составом, варьирующим - от дунитов, сходных с реститовыми дунитами, до клинопироксенитов, содержащих 20 мае. % MgO и, во-вторых, более высокими содержаниями «базальтоидных» компонентов. В совокупности эти признаки позволяют уверенно отличать ультрамафитовые кумулаты от реститов. Более того, они отличаются и от оливиновых ортопироксенитов, встречающихся среди гарцбургитов, что указывает на различные условия образования этих пород.
Содержание Ni в реститовых гипербазитах варьирует в основном в интервале от 2000 до 2500 ррт, что определяется количеством Ni в оливине. Более высокие содержания в некоторых пробах, возможно, связаны с присутствием сульфидного никеля. В продуктах кристаллизации магматического расплава (ультрамафитовых кумулатах) поведение Ni определяется фракционированием оливина, в результате чего остаточный расплав прогрессивно обедняется этим элементом.
