А. Ю. Дунаев, В. В. Зайков, В. А. Котляров, Е. И. Чурин
Институт минералогии УрО РАН, Миасс
 
Цинксодержащие хромшпинелиды из гипербазитов
Каахемской офиолитовой зоны (Тува)
 
Каахемская офиолитовая зона расположена на междуречье Каа-Хем–Бий-Хем (Восточная Тува) и имеет длину 120 км при ширине 10–20 км. Гипербазитовые массивы, входящие в состав зоны, находятся среди кембрийских отложений, представленных, главным образом, эффузивами основного и среднего составов. Наиболее крупные тела гипербазитов сконцентрированы в верховьях р. Хопто и в бассейне р. Ужеп. Массивы и мелкие тела гипербазитов имеют плитообразную и линзообразную форму и ориентированы согласно с простиранием кембрийских отложений в субширотном, северо-западном или близком к меридиональному направлениях.
Гипербазиты представлены в основном серпентинитами. В центральных частях наиболее крупных тел сохраняются гарцбургиты и дуниты. В массивах отмечены тальк-карбонатные породы, слагающие линзообразные тела мощностью в несколько десятков метров, прослеживаемые по простиранию на многие сотни метров [4].
Для изучения акцессорных хромшпинелидов в гипербазитах и тальк-карбонатных метасоматитах проведены полевые работы на междуречье Хопто-Дерзиг. Серпентинизированные ультраосновные породы на исследованном участке слагают два крутопадающих линзообразных тела среди базальтоидов и силицитов [2]. Южное тело длиной 1500 м при мощности 100–300 м содержит в кровле тальк-карбонатные метасоматиты. Северное тело имеет мощность до 500 м, длину около 2 км и прорвано телами диоритов, габброидов и гранитоидов. К контактам с этими интрузиями приурочены тела талькитов мощностью несколько метров.
Исследования проведены при поддержке Программы приоритетных направлений Президиума РАН “Мировой океан” (проект № 14).
Серпентиниты преимущественно антигоритовые, редко в них отмечаются реликты оливина в виде небольших шлировидных скоплений. Акцессорная минерализация представлена хромшпинелидами, магнетитом, пентландитом и миллеритом. В измененных серпентинитах при небольшой степени карбонатизации карбонаты и тальк образуют линейные зонки и прожилки, при наибольшей степени карбонатизации эти минералды представлены сплошными агрегатами с редкими участками сохранившегося серпентинита.
  • Хромшпинелиды в серпентинитах представлены субгедральными, реже эвгедральными зернами размером не более 1 мм. Хорошо выделяются три типа зерен хромитов: первый тип – хромиты с развитой внешней магнетитовой оторочкой, второй – хромиты с развитыми внешней магнетитовой и внутренней хроммагнетитовой каемками (рис. 1), третий – хроммагнетиты с магнетитовой каймой.
Центральные части хромшпинелидов представлены средне- и высокохромистыми разностями при различных вариациях содержаний Fe2+ и Mg (табл. 1). Это вполне соответствует низкоглиноземистым хромшпинелидам из перидотитов супрасубдукционных зон [3, 9].
Примечательной особенностью данных серпентинитов является присутствие в них Zn-Mn содержащих хромшпинелидов, в которых концентрация ZnO достигает 2.3, а Mn – 3.73 вес. % (табл.).
Максимальные количества цинка сосредоточены в ядерных частях зерен, меньшие – в хроммагнетитовых каемках. Этот элемент отсутствует во внешних магнетитовых оторочках (рис. 2).
Таблица
Содержания основных компонентов в хромшпинелидах
из серпентинитов и тальк-карбонатных пород Каахемского пояса
фаза
№
аншлифа
Al2O3
Cr2O3
MgO
FeO
ZnO
MnO
кол-во анализ.
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Cr1
760-3
19.51–23.76
40.77–47.48
3.62–8.89
23.64–31.28
0.00–1.53
0.00
13
(22.02)
(43.37)
(5.38)
(28.52)
(0.97)
(0.00)
762-15
23.37–26.27
41.47–45.01
9.92–11.00
18.21–19.35
1.15–2.30
0.00–0.70
7
(24.41)
(43.66)
(10.64)
(18.98)
(1.81)
(0.54)
762-10
23.42–24.40
44.12–45.75
9.94–10.82
19.53–21.16
0.89–2.03
0.00
6
(23.77)
(44.83)
(10.22)
(20.38)
(1.51)
(0.00)
762-10*
21.37–21.64
45.29–45.89
9.98–10.75
19.95–20.66
1.45–1.81
0.43–0.48
3
(21.51)
(45.57)
(10.47)
(20.32)
(1.65)
(0.45)
702-2
16.67–19.73
43.71–48.56
3.99–10.52
20.35–34.10
0.15–0.73
0.00–0.16
7
(18.60)
(45.89)
(6.81)
(27.51)
(0.35)
(0.04)
762-15*
21.24–21.99
45.91–46.98
10.06–10.83
18.99–20.50
1.04–1.93
0.04–0.44
9
(21.67)
(46.50)
(10.44)
(19.50)
(1.63)
(0.22)
760-4
11.02–17.75
47.18–55.72
2.79–6.29
25.59–32.00
0.00–1.16
0.00
9
(13.68)
(52.15)
(4.53)
(28.95)
(0.30)
(0.00)
762-22
15.51–18.53
51.46–53.90
11.23–12.15
16.66–17.82
0.00–1.25
0.69–1.11
6
(16.86)
(52.84)
(11.68)
(17.12)
(0.75)
(0.86)
Cr2
760-8
5.35–6.28
58.45–61.50
1.58–3.76
27.93–32.51
0.00–0.99
0.00–0.14
10
(5.95)
(60.21)
(2.64)
(30.36)
(0.49)
(0.61)
702-6
4.57–5.28
61.08–62.72
1.61–3.13
30.32–33.27
0.13–0.35
0.00–0.17
11
(4.92)
(61.81)
(2.39)
(31.79)
(0.24)
(0.12)
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Cr2
762-13
5.05–5.53
62.36–64.10
6.17–6.35
23.67–24.96
0.00
0.00–1.08
5
(5.30)
(63.26)
(6.25)
(24.49)
(0.00)
(0.22)
762-13*
4.81–5.61
64.10–64.22
5.84–6.88
22.77–23.64
0.37–0.58
0.48–0.80
3
(5.21)
(64.16)
(6.36)
(23.21)
(0.48)
(0.64)
CrMgt
760-2
0.00–0.62
29.50–36.50
3.30–10.50
47.90–62.57
0.00–0.81
2.06–3.73
6
(0.27)
(34.15)
(7.93)
(52.19)
(0.38)
(2.65)
762-10
0.53–0.55
35.90–37.34
4.28–4.50
54.52–54.79
0.72–0.91
2.54–2.98
2
(0.54)
(36.62)
(4.39)
(54.66)
(0.82)
(2.76)
762-10*
0.88
39.05
4.80
52.46
0.53
2.26
1
762-13
0.00
35.07
8.59
52.71
0.73
2.28
1
762-14*
0.00–2.77
28.39–40.61
0.00–2.32
55.37–68.84
0.00
0.00
7
(0.82)
(34.73)
(0.81)
(62.41)
(0.00)
(0.00)
762-15
0.00
33.17
0.00
64.29
0.00
0.61
1
762-15*
0.02–2.20
28.59–42.72
0.06–1.45
55.32–70.59
0.24–0.66
0.25–0.73
4
(0.65)
(37.25)
(0.53)
(60.65)
(0.42)
(0.49)
Mgt
760-2
0.00
1.69
0.00
96.56
0.00
0.00
1
762-10*
0.00
0.30–4.93
0.77–1.31
92.44–98.40
0.00
0.52–1.32
2
(0.00)
(2.62)
(1.04)
(95.42)
(0.00)
(0.92)
Примечание: в верхней строке через тире минимальное и максимальное значения, в нижней строке в скобках – среднее. FeO – общее железо; 0.00 – ниже предела обнаружения; (№№ 760-8, 762-14 – тальк-карбонатные метасоматиты; Cr – хромит (ядерные части: Cr1 – среднехромистые разности, Cr2 – высокохромистые), CrMgt – хроммагнетит (ядерные части + внутренняя каемка зерен), Mgt – магнетит (внешняя каемка зерен). Анализы выполнены на микрозондовом анализаторе JEOL JCXA-733 с энерго-дисперсионным спектрометром INCA Energy 200 (ИМин УрО РАН), аналитик Е. И. Чурин, * – на растровом электронном микроскопе РЭММА-202МВ с ЭДП (ИМин УрО РАН), аналитик В. А. Котляров.
 
Наибольшие содержания ZnO отмечены в среднехромистых разностях, меньшие – в высокохромистых. Отмечается общая тенденция для всех изученных хромитов с цинком (справедливо для ядерных частей зерен): при увеличении концентраций железа и уменьшении магния, в соответствии с повышающейся хромистостью содержание цинка падает (рис. 3).
Наибольшие содержания марганца локализованы в хроммагнетитовых каймах, меньшие – в ядерных частях, минимальные – в магнетитовых каемках (см. рис. 2). Содержания Mn в среднехромистых и высокохромистых шпинелидах примерно равные (см. рис. 3). Для высокохромистых разностей характерно, что при увеличении хромистости и снижении магнезиальности происходит снижение содержаний марганца, для среднехромистых – при увеличении хромистости и магнезиальности возрастает количество марганца.
Существуют хромшпинелиды (ядерные части), обогащенные цинком и обедненные марганцем, обогащенные цинком и марганцем одновременно, также обогащенные марганцем без цинка, и не содержащие цинка и марганца (рис. 4).
  • Хромшпинелиды в тальк-карбонатных метасоматитах аналогичны хромитам из серпентинитов, однако существуют отличия в строении и химическом составе зерен. Хромиты характеризуются малоразвитыми магнетитовыми каемками вокруг зерен, а центральные их части представлены часто хроммагнетитами, реже – высокохромистыми шпинелями (табл.). Это можно объяснить влиянием метасоматических процессов, при которых каймы магнетита становятся неустойчивыми и нередко исчезают как минеральные фазы, а ядра хромитов обогащаются железом и обедняются магнием и алюминием [5]. Вследствие этого, хромиты обладают более железистым составом, чем хромиты в серпентинитах. Содержания цинка и марганца в центральных частях высокохромистых зерен несколько ниже, чем в аналогах из серпентинитов, и заметно падают в хроммагнетитовых ядрах.
Обсуждение результатов. Аналогичные рассмотренным, Zn-Mn хромиты были отмечены в метагипербазитах Шабровского, Баженовского, Березовского и Карабашского массивов [8], в антигоритовых серпентинитах Уфалейского метаморфического блока [1] на Урале. Обогащение хромшпинелидов цинком и марганцем объясняется метаморфизмом гипербазитов в пренит-пумпелиитовой фации при наличии достаточного количества базитового материала, являющегося поставщиком цинка и марганца, при дефиците серы [6, 7, 8]. Этими же авторами рассмотрены проблемы дальнейшего изменения хромитов в пумпеллиит-актинолитовой фации метаморфизма, в которую происходит снижение концентраций Zn и Mn в хромшпинелидах, при увеличении доли железа.
Вероятно, можно допустить формирование хромшпинелидов из ультраосновных пород Каахемской зоны метаморфогенным способом в пренит-пумпелиитовую фацию, на что указывает наличие больших масс базитового материала и присутствие “бесцинковых”, “безмарганцевых” и цинк-марганецсодержащих зерен в небольшом объеме серпентинитового материала. Не исключено, что определенное влияние оказала стратиформная цинковая минерализация, которая свойственна кембрийским офиолитам региона.
Если исходить из предположения о том, что источником Zn и Mn является базитовый материал, то мы имеем дело с последовательно происходящим процессом привноса Mn и Zn в хромиты (рис. 4): сначала происходило обогащение “первичных” хромшпинелидов Zn (поле А) и незначительный привнос Mn (поле B), затем обогащение Zn и Mn (поле С), в последнюю очередь – обогащение марганцем (поле D). Далее в пумпелиит-актинолитовую стадию метаморфизма, выражающуюся в образовании хроммагнетитовых каемок, происходит нарастание доли Fe с привносом Mn [5] и выносом Zn (поле E).
 
Литература
  • Белковский А. И., Нестеров А. Р., Непримерова С. В. Минералогия штубахитов Уфалейского метаморфического блока // Уральский минералогический сборник. Миасс: ИМин УрО РАН, 1995. С. 175–182.
  • Котляров А. В., Симонов В. А. Геологическое строение и особенности формирования офиолитов Каахемского пояса (Восточная Тува) // Металлогения древних и современных океанов–2003. Формирование и освоение месторождений в островодужных системах. Миасс: ИМин УрО РАН, 2003. С. 35–39.
  • Паланджян С. А., Дмитриенко Г. Г. Петрохимические типы и геотектоническая позиция перидотитов офиолитовых ассоциаций / Труды ИГиГ СО АН СССР, 1990. № 758. С. 62–70.
  • Пинус Г. В., Кузнецов В. А., Волохов И. М. Гипербазиты Алтае-Саянской складчатой области. М.: Госгеолтехиздат, 1958. 295 с.
  • Сазонов В. Н. Хром в гидротермальном процессе (на примере Урала). М.: Наука, 1978. 288 с.
  • Спиридонов Э. М., Барсукова Н. С., Бакшеев И. А., Филимонов С. В., Савина Д. Н. Цинковистые хромшпинелиды // Минералогия Урала. Материалы 3 регионального совещания. Миасс, 1998. Т. 2. С. 127–129.
  • Спиридонов Э. М., Барсукова Н. С., Бакшеев И. А., Плетнев П. А., Середкин М. В. Процессы преобразований первичных хромшпинелидов гипербазитов Баженовского, Карабашского, Шабровского, Сарановского, Нуралинского массивов, мелких тел Березовского и Гумбейского месторождений Урала // Материалы Уральской летней минералогической школы–97. Екатеринбург: УГГГА, 1997. С. 23–27.
  • Спиридонов Э. М., Плетнев П. А. Месторождение медистого золота Золотая гора (О “Золото-родингитовой” формации). М.: Научный мир, 202. 220 с.
  • Kamenetsky V., Crawford A., Meffre S. Factors controlling chemistry of magmatic spinel: an empirical study of associated olivine, Cr-spinel and melt inclussions from primitive rocks // J.Petrl. 42. P. 655–671.