Минералого-геохимические особенности ультрамафитов восточной части массива Южный Крака (Южный Урал)

Введение

Офиолитовые комплексы имеют большое научное значение, поскольку представляют собой фрагменты океанической коры и верхней мантии Земли, достигшие земной поверхности в результате крупных тектонических движений, сформировавших складчатые пояса (Колман, 1979). Петрология, геохимия и минералогия офиолитов детально изучаются современными методами во многих крупных научных центрах по всему миру (Arai, 1994; Ahmed et al., 2016; Parkinson, Pearce, 1998 и др.) и в России (Базылев, 2003; Савельева и др., 2016; Чащухин, Вотяков, 2009). Результаты этих исследований позволяют получать новые знания о механизмах пластического течения вещества верхней мантии, процессах частичного плавления, экстракции расплавов и их взаимодействии с реститовыми перидотитами, моделировать глубинные процессы и анизотропию сейсмических волн, наблюдаемую при геофизическом зондировании недр.

Первые упоминания об ультрамафитах в районе массивов Крака датируются второй половиной ХIX века, их описание приводится в работах Н.Ф. Чернышова, Р.И. Мурчисона, А. Штукенберга. В 20–30-х годах ХХ века, в связи с началом планомерных геологосъемочных работ, а также с поисками хромитов и хризотил-асбеста, на массивах работали отряды треста «Башхромит» и других организаций, результаты которых отражены в многочисленных фондовых отчетах (Квятковский, 1929; Тиховидов, 1932; Логинов, 1933; Фарафонтьев, 1937), реже – в опубликованных работах (Соколов, 1948). В дальнейшем массивы изучались геологами-съемщиками (Клочихин и др., 1969 г.) и группой из Геологического института РАН (Савельева, 1987; Денисова, 1990).

С 1990-х годов на массиве активно работали исследователи Института геологии УФИЦ РАН (ИГ УФИЦ РАН) (Ковалев, Сначев, 1998; Сначев и др., 2001; Савельев и др., 2008; Савельев, 2018). При этом наиболее детально был изучен массив Средний Крака и западная часть массива Южный Крака. В последние годы появились публикации по массивам Северный и Узянский Крака (Савельев, Гордеев, 2018; Савельев, Гатауллин, 2021). Вместе с тем, значительная часть территории, занимаемая ультрамафитами, долгое время была недоступна для петрологических исследований ввиду того, что она относится к особо охраняемой природной территории (ООПТ) – Башкирскому государственному природному заповеднику.

Массив Южный Крака является наиболее крупным из четырех тел так называемой «кракинской группы», которые обнажаются в северном замыкании Зилаирского мегасинклинория на западном склоне Южного Урала. Массив расположен в междуречье рек Белой, Каги и Южного Узяна (рис. 1). Площадь массива составляет 450 км², а форма близка к изометричной, но в южной его части отмечается разделение единого тела ультрамафитов на восточную и западную ветви. Около 70% площади на востоке и севере массива относится к ООПТ, в связи с чем ее геологическая изученность значительно уступает остальной площади, сложенной ультрамафитами.

Основной целью проведения наших исследований является получение новых знаний о петрологических процессах, происходивших в верхней мантии Земли при формировании Уральского подвижного пояса, исходя из полученных данных о строении и составе ультрамафитов восточной части массива Южный Крака.

Объект и методы исследований

Объектом исследования послужили образцы ультрамафитов и хромититов, отобранные в 2023 г. в восточной части массива Южный Крака, в пределах Сараганского хребта. Основными лабораторными методами были петрографический (поляризационный микроскоп ПОЛАМ Р-311 (АО «ЛОМО», Россия) и электронно-микроскопический. Для определения валового состава пород проводили химический анализ на петрогенные оксиды и некоторые малые элементы (рентгено-флуоресцентный анализ).

Поскольку офиолитовые ультрамафиты подвержены регрессивной серпентинизации, для восстановления их первичной природы применен пересчет химических анализов на безводный состав, и затем на его основе рассчитан нормативный минеральный состав, включающий три основных породообразующих минерала – оливин, энстатит и диопсид. В настоящем исследовании применена методика расчета, разработанная Н.Д. Соболевым (1952) и автоматизированная при помощи инструментов Excel.

Электронно-микроскопические исследования проводились в полированных аншлифах и шашках на сканирующем электронном микроскопе Tescan Vega 4 Compact (Tescan, Чехия) с энергодисперсионным анализатором Xplorer 15 (Oxford Instruments, Великобритания) (ИГ УФИЦ РАН, г. Уфа). Обработку энергодисперсионных спектров проводили в программном пакете AzTec One. Условия съемки: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток зонда в диапазоне 3–4 нА, время накопления спектра в точке 60 с в режиме Point&ID.

Формулы оливинов и хромшпинелидов рассчитывались на 4, пироксенов – на 6 атомов кислорода, соответственно. Для амфиболов применялся расчет на 23 атома кислорода по методу, изложенному в работе (Leake et al., 1997). В формуле минералов группы шпинели количество двух- и трёхвалентного железа определялось по стехиометрии. Содержания миналов в составе оливина и пироксенов определены следующим образом: форстерита (Fo = Mg/(Mg+Fe), ат.%), энстатита (En = Mg/(Mg+Fe+Ca), ат.%), ферросилита (Fs = Fe/(Mg+Fe+Ca), ат.%), волластонита (Wo = Ca/(Mg+Fe+Ca), ат.%). Аббревиатуры минералов, использованные на рисунках, соответствуют таковым, рекомендованным в работе (Whitney, Evans, 2010), либо минералы обозначены формулой, примерно соответствующей их химическому составу.

Результаты

Геологическое строение

Большая часть массива Южный Крака сложена гарцбургитами, довольно широко развит дунит-гарцбургитовый комплекс. Дуниты встречаются либо в виде полос различной мощности, дробно чередующиеся с гарцбургитами, либо образуют более мощные отдельные тела шириной от первых метров до 60–100 м (Савельев, 2018). В западной части массива довольно часто встречаются дайки габброидов мощностью от 0,5 до 5 м, которые представлены габбро-долеритами и мелкозернистыми роговообманковыми габбро (Савельев и др., 2008). По периферии массива широко распространен серпентинитовый меланж, в котором иногда присутствуют родингиты, развитые по габброидам и вулканогенным породам.

Проведенные маршрутные исследования позволили установить, что Сараганский хребет сложен преимущественно шпинелевыми перидотитами, среди которых основная роль принадлежит лерцолитам с низким содержанием клинопироксена (2–5%), и гарцбургитам, среди которых довольно часто отмечаются линзовидные и полосовидные обособления мономинеральных оливиновых пород – дунитов. В некоторых обнажениях удалось выявить дунит-гарцбургитовую полосчатость. В южной части изученной территории выявлен ареал распространения плагиоклазсодержащих перидотитов, которые отличаются более массивным и свежим обликом по сравнению с типичными шпинелевыми перидотитами. В западной части территории распространены серпентиниты, появление которых связано с близостью контакта восточного блока массива.

При проведении маршрутов выявлены небольшие выделения хромититов в дунитах (образцы ЮК-2342-1а; ЮК-2346-3; ЮК-2379-1). Изученные образцы представлены густовкрапленными разновидностями (80–90 об.% зерен хромита). Они характеризуются полосчатой текстурой, мелко- и среднезернистой структурой. Из-за интенсивной серпентинизации оливин сохранился только в виде реликтов или включений в хромшпинелидах.

Петрография. При изучении шлифов установлено, что все образцы ультрамафитов испытали серпентинизацию с образованием петельчатого серпентина, который обычно образуется на регрессивной стадии изменения пород при понижении температуры и реакции с водой. Во всех изученных шлифах серпентин не сопровождается пылевидным магнетитом, что указывает на его принадлежность к альфа-лизардиту по классификации А.С. Варлакова (1986) или к раннему петельчатому серпентину по классификации В.Р. Артемова (Артемов, Кузнецова, 1979). Минимальное количество серпентина (15 об.%) отмечается в образцах массивных шпинель-плагиоклазовых перидотитов (ЮК-2420), наиболее типичны значения в 30–60 об.%, обнаруживаемые в большинстве лерцолитов и гарцбургитов; реже в гарцбургитах и дунитах отмечается более значительная серпентинизация – до 80 об.%.

Из реликтовых минералов в перидотитах встречаются таблитчатые выделения диопсида и энстатита, ядерные части петель сложены реликтами оливина, в акцессорных количествах присутствует хромшпинелид. Клинопироксен обычно образует относительно мелкие зерна (0,1–0,6 мм), тогда как ортопироксен встречается в виде более крупных деформированных зерен (до 3 мм), либо баститовых псевдоморфоз по ним.

Для шпинелевых лерцолитов характерно присутствие клинопироксена и ксеноморфные выделения шпинелида, просвечивающего в тонких срезах светло-желтым до оранжевого (рис. 2а–г). В плагиоклазсодержащих разновидностях хромшпинелид ассоциирует с ксеноморфными выделениями апоплагиоклазовых агрегатов, замещенных пелитоморфным соссюритом (рис. 2в). Для хромшпинелида характерно наличие кайм хроммагнетита. Содержание плагиоклаза изменчиво, в неизмененных образцах оно варьировало от 2 до 10 об.%.

Гарцбургитам свойственно отсутствие диопсида и гипидиоморфные выделения акцессорного хромшпинелида, просвечивающего в проходящем свете густым оранжево-красным и коричневым цветом (рис. 2д). Ортопироксен встречается в виде деформированных зерен, либо полностью замещен баститом. Дуниты сложены оливином, реликты которого сохранились во внутренних частях петель серпентина. Хромшпинелид чаще идиоморфный, просвечивающий густым красно-коричневым цветом (рис. 2е).

Петрохимия. Средние химические составы перидотитов и дунитов приведены в табл. 1. Из них следует, что ультрамафиты в различной степени испытали гидратацию в ходе регрессивной петельчатой серпентинизации, доля серпентина в породах варьирует от 15 до 80 об. %.

Минимальная серпентинизация характерна для шпинель-плагиоклазовых перидотитов. Пересчет химических анализов на безводный состав позволил провести расчет нормативного минерального состава, который в большинстве изученных проб перидотитов соответствует гарцбургиту с низким содержанием моноклинного пироксена (диопсида) – до 2%. Породы характеризуются низким содержанием TiO₂ – до 0,05 мас.%, среднее содержание CaO – 0,33 мас.%, Al₂O₃ – 0,55 мас.%, что соответствует образованиям деплетированной мантии (дунит-гарцбургит) (рис. 3а).

Образцы ЮК-2419-2 и ЮК-2420 выделяются более высокими содержаниями кальция и алюминия и их фигуративные точки располагаются на границе полей гарцбургитов и лерцолитов (рис.3а). Следует отметить, что петрохимические данные не полностью могут быть сопоставлены с минералогией пород, которая свидетельствует о большей роли лерцолитов в изученном разрезе офиолитов Крака (см. ниже).

Данные химических анализов, пересчитанные на безводный состав, были использованы для построения классификационной диаграммы (Дмитриев и др., 1972) в координатах коэффициентов A и S (рис. 3б). Петрохимический коэффициент А (Al₂O₃+CaO+Na₂O+K₂O), суммирующий компоненты, входящие в клинопироксен, варьирует в диапазоне 0,20–3,50; коэффициент S (SiO₂ – (Fe₂O₃+FeO+MgO+MnO+TiO₂)), отражающий степень основности, характеризующий соотношение оливина и ортопироксена, расположен в диапазоне от –7,59 до –14,13. На диаграмме почти все точки изученных проб локализованы в поле дунит-гарцбургита (рис. 3).

Минералогия. Изучен химический состав породообразующих минералов (оливин, ортопироксен, клинопироксен) и шпинелидов из 30 образцов (рис. 1), отобранных из гарцбургитов (ЮК-2346-а, ЮК-2353-2, ЮК-2391, ЮК-2412), лерцолитов (образцы ЮК-2331, ЮК-2356, ЮК-2366, ЮК-2387-2, ЮК-2394, ЮК-2395, ЮК-2411А-2, ЮК-2415, ЮК-2419-2, ЮК-2420) и дунитов (ЮК-2346-А, ЮК-2346-1, ЮК-2352, ЮК-2371, ЮК-2385).

Ведущую роль в строении пород массива играет оливин, состав которого варьирует незначительно: максимальное содержание фаялитового минала отмечается в лерцолитах (до 13%, или Fo₈₇), а наиболее магнезиальные оливины характерны для дунитов (Fo₉₄) (табл. 2). Состав изученных пироксенов в целом является типичным для офиолитовых ультрамафитов. Ромбический пироксен представлен высокомагнезиальным энстатитом, а клинопироксен – диопсидом, реже точки состава попадают в поле низкожелезистого авгита (рис. 4а).

В некоторых образцах встречены мелкие зерна амфиболов, при этом в перидотитах они по составу соответствуют чермакиту, а включения в зернах рудообразующего хромита – магнезиальной роговой обманке (магнезиогорнблендиту) (рис. 4б).

Средние составы хромшпинелидов для всех типов пород представлены в табл. 4.

Состав шпинелидов изменяется в значительных пределах – от высокоглиноземистых составов в шпинелевых и плагиоклазовых лерцолитах (Cr# = 0,16–0,3) до умеренно-глиноземистых в гарцбургитах (Cr# = 0,3–0,55) и высокохромистых в дунитах (Cr# = 0,6–0,85) (рис. 4в, 4г). Все полученные анализы сосуществующих оливинов и шпинелидов укладываются в диапазон «мантийной ассоциации» (рис. 4д) и свидетельствуют о том, что изученные породы представляют собой рестит (тугоплавкий остаток) после частичного плавления пиролита (исходного мантийного материала).

В хромититах (ЮК-2342-1а; ЮК-2346-3; ЮК-2379-1) были обнаружены включения редких акцессорных минералов (рис. 5), среди которых встречены самородные фазы (медь, аваруит), пентландит, а также минералы платиновой группы (МПГ).

Среди МПГ обнаружены сульфиды, сульфоарсениды и сплавы тугоплавких элементов платиновой группы (ЭПГ). Все они, как правило, образуют включения в хромите размером 5–15 мкм (рис. 5б–е). Сульфиды рутения-осмия представлены минералами ряда лаурит (RuS₂) – эрликманит (OsS₂), сульфоарсениды ЭПГ преимущественно представлены ирарситом (Ir,Ru,Rh,Pt)AsS. При этом сульфиды ряда лаурит-эрликманит обычно идиоморфны, имеют однородный состав и приурочены к внутренним частям зерен хромита. Выделения ирарсита как правило идиоморфны, но менее однородны и зачастую встречаются в трещинах, либо приурочены к краевым частям зерен хромита.

Обсуждение результатов

Наиболее важными типоморфными минералами ультрамафитов являются акцессорные хромшпинелиды, что связано как с высокой устойчивостью этих минералов при регрессивных изменениях пород, так и со значительной вариабельностью их состава, которая обусловлена процессами, происходившими в высокотемпературную стадию эволюции мантийного диапира. В изученных образцах отмечается типично офиолитовый тренд изменения состава хромшпинелидов: от лерцолитов к дунитам и хромититам отмечается прогрессивный рост хромистости и уменьшение глиноземистости при сравнительно инертном поведении других элементов. Подобная тенденция обычно связывается с процессом частичного плавления верхнемантийного источника (Arai, 1994). Считается, что наиболее глиноземистый состав хромшпинелидов характерен для примитивного мантийного источника, что подтверждается находками наиболее глиноземистых шпинелидов в лерцолитовых ксенолитах.

Полученные данные о составе хромшпинелидов и породообразующих минералов были использованы для определения основных параметров становления первичных пород в верхней мантии. Температура минеральных равновесий оценивалась по известным геотермометрам в парах оливин-хромшпинель (Roeder et al., 1979; Ono, 1983; Ballhaus et al., 1991) и ортопироксен-клинопироксен (Wells, 1973; Wood, Banno, 1973; Brey, Kohler, 1990; Putirka, 2008).

Определение равновесных температур показало, что они всегда фиксируют субсолидусные условия, однако отмечаются систематические различия между оценкой температур в парах оливин-хромшпинелид и ортопироксен-клинопироксен. В последнем случае обычно получаются более высокие значения, на 100–150º выше, чем в первой паре (рис. 6а–г).

Данное несоответствие является характерным для ультрамафитов офиолитовой ассоциации и ксенолитов, и отмечалось многими исследователями (Ozawa, 1983; Базылев, 2003). Обычно это объясняется различной скоростью диффузии Fe и Mg в рассматриваемых парах, причем наиболее быстро равновесие устанавливается между сосуществующими пироксенами, тогда как между оливином и хромшпинелидом уравновешивание происходит более длительное время при понижении температуры.

Оценка фугитивности кислорода проводилась по составу сосуществующих оливина и шпинелида, использовалось уравнение из работы (Ballhaus et al., 1991). Полученные данные позволяют предварительно говорить о более восстановительных условиях формирования пород изученной площади по сравнению с другими аналогичными образованиями верхнемантийного происхождения (рис. 6д).

Давление оценивалось по «температуро-зависимому» геобарометру на основе состава пироксенов (Putirka, 2008). Определенные значения давлений (от 3 до 9 кбар), при которых в породе установились минеральные равновесия, приблизительно соответствуют глубинам от 10 до 28 км. В целом, полученные результаты позволяют говорить о том, что разрез мантийных ультрамафитов Сарганского хребта завершил свою высокотемпературную эволюцию на уровне фации плагиоклазовых перидотитов, отчасти в переходной зоне от шпинелевой к плагиоклазовой фации (рис. 6е).

Таким образом, ранний этап становления ультрамафитов, по-видимому, был связан с подъемом в составе верхнемантийного диапира в корневой зоне рифтогенной структуры (Савельев, Гатауллин, 2021). Разброс значений ΔlogfO2 по модулю FMQ (–3 до +0,5) позволяет говорить о том, что лерцолиты формировались в более восстановительной (–3 … –0,5 FMQ), а гарцбургиты и дуниты в более окислительной обстановке (–1,5 … +0,5 FMQ) (рис. 6д). Оценка степени плавления пиролита по диаграмме OSMA (Olivine-Spinel Mantle Association) показывает, что для перидотитов она не превышала 10–20%, поскольку породы содержат высокоглиноземистые хромшпинелиды (Cr# 0,2–0,6) (рис. 4д). Независимая оценка степени плавления по уравнению из работы (Hellebrand et al., 2001) дает оценку степени плавления от 13% для лерцолитов до 22% в дунитах.

Полученные данные о составе ультрамафитов и хромититов восточной части массива Южного Крака позволяют отнести их к умеренно деплетированным реститам верхней мантии под рифтогенной структурой Палеоуральского бассейна (Пучков, 2010; Савельев и Гатауллин, 2021).

Заключение

Проведенные исследования позволили получить новые данные о строении и составе ультрамафитов восточной части массива Южный Крака. Изученная территория сложена преимущественно шпинелевыми перидотитами, среди которых основная роль принадлежит лерцолитам с низким содержанием клинопироксена (2–5%) и гарцбургитам, среди которых довольно часто отмечаются линзовидные и полосовидные обособления дунитов. Ведущая роль в строении пород принадлежит высокомагнезиальному оливину (Fo87-94), второстепенную роль играют энстатит и диопсид. Редкими минералами мантийного этапа являются амфиболы и плагиоклаз. Типичный акцессорный минерал ультрамафитов – шпинелид, состав которого изменяется от высокоглиноземистого в лерцолитах (Cr# = 0,16–0,3), до умеренно-глиноземистого в гарцбургитах (Cr# = 0,3–0,55) и высокохромистого в дунитах (Cr# = 0,6–0,85).

Комплекс мантийных ультрамафитов восточной части массива Южный Крака, обнажающийся на Сарганском хребте, завершил свою высокотемпературную эволюцию на уровне фации плагиоклазовых перидотитов, отчасти в переходной зоне от шпинелевой фации к плагиоклазовой. Породы изученной площади формировались в более восстановительных условиях по сравнению с другими аналогичными образованиями верхнемантийного происхождения. На этапе остывания и тектонических преобразований в земной коре ультрамафиты подверглись серпентинизации. Из редких акцессорных минералов в породах выявлены самородная медь, пентландит, аваруит и МПГ (лаурит, ирарсит, сплавы Os-Ir-Ru состава). Геохимическая специализация МПГ подтверждает реститовое происхождение ультрамафитов.

Финансирование/Благодарность

Исследования выполнены за счёт гранта РНФ №22–17–00019.

Авторы выражают признательность рецензентам за внимательное прочтение рукописи и сделанные замечания, которые позволили значительно улучшить текст.