Блог

Кораблев Г. Г., Крайнев Ю. Д.
К ВОПРОСУ О ФОРМАЦИОННОЙ ПРИНАДЛЕЖНОСТИ НЯШЕВСКОГО МАССИВА

К ВОПРОСУ О ФОРМАЦИОННОЙ ПРИНАДЛЕЖНОСТИ НЯШЕВСКОГО МАССИВА

Г. Г. Кораблев, Ю. Д. Крайнев

Институт минералогии УрО РАН, Миасс

Няшевский массив площадью 1.7 × 0.9 км залегает среди кристаллических сланцев и амфиболитов ильменогорской толщи на западном берегу оз. Б. Миассово в Ильменском заповеднике (Южный Урал). В западной части массива прослеживается удлиненное тело анортитовых амфиболитов апогаббровой природы мощностью до 100 м [1]. По существующим представлениям, массив однороден и сложен серпентинитами по энстатит-оливиновым породам, которые, в свою очередь, образовались по гарцбургитам, а массив относится к альпинотипной дунит-гарцбургитовой формации [2]. Учитывая большое разнообразие базитов и гипербазитов, установленное В. Г. и Е. В. Кориневскими [3] в Ильменских горах, маловероятно, что один из крупных базит-гипербазитовых массивов Ильменогорско-Вишневогорского метаморфического комплекса может быть однороден по составу. При серпентинизации и других изменениях всегда в той или иной степени наследуются структуры предшествующих гипербазитов, что дает возможность восстановить природу исходных магматических пород и определить их формационную принадлежность.

Расшифровка истории метаморфизма гипербазитов Няшевского массива будет способствовать восстановлению истории всего Ильменогорско-Вишневогорского комплекса. В связи с этим авторами в 2004–2006 гг. было проведено картирование Няшевского массива по сети ~100 × 200 м с отбором образцов на шлифы и аншлифы. Всего изучено 80 шлифов и 10 аншлифов. Основные результаты работы излагаются ниже.

Гипербазиты Няшевского массива представлены преимущественно серпентинитами по энстатит-оливиновым и оливиновым породам аповерлитовой (40 % площади) и аподунитовой (30 %) природы (см. рис.). Аподунитовые серпентиниты сосредоточены в центральных частях и фиксируют положение дунитов в исходных магматических породах. Хлоритсодержащие серпентиниты (25 % площади) по энстатит-оливиновым и оливин-энстатитовым породам апоперидотитовой природы распространены по периферии массива. Они сложены, в основном, серпентином и равномерно распределенными скоплениями зерен клинохлора (5–15 % объема). Клинохлор, вероятно, фиксирует положение зерен диопсида, что и позволило диагностировать породу как аповерлитовую. 

Среди серпентинитов установлены «ядра» размером 0.5–1 м, сложенные оливин-энстатитовыми и энстатит-оливиновыми породами, хотя и сильно серпентинизированными, но все же сохранившие значительное количество первичных минералов. Это реликтовые участки исходных пород, по которым развивались серпентиниты. На схеме (см. рис.) они показаны внемасштабно, поскольку слагают не более 5 % площади массива. В большинстве серпентинитов сохраняются псевдоморфозы по лучистым агрегатам энстатита (возможно, вторичного). Размеры псевдоморфоз различны: ширина 0.2–20 мм, длина 1–100 мм и более. Они обычно сложены серпентином и амфиболом (тремолитом, реже антофиллитом). Часто в них наблюдается тальк и реликты энстатита, редко хлорит и карбонат. Бастит (псевдоморфозы по первичному энстатиту) также часто присутствует в серпентинитах, но его содержание обычно не превышает 5 %. Исходные породы такого типа можно интерпретровать как пироксеновые дуниты. Встречена порода, сложенная оливином, клинопироксеном и баститом, которую можно отнести к измененному лерцолиту. Оливин в ней сильно серпентинизирован, а клинопироксен частично замещен хлоритом и амфиболом. Бастит, фиксирующий положение первичного магматического энстатита, представлен параллельношестоватыми агрегатами серпентина и пылевидным магнетитом. На контакте с сиенитами на северо-востоке массива установлено небольшое тело вебстеритов. Существенного развития лерцолиты и вебстериты в строении массива не имеют.

В массиве проявлены крайне неравномерное оталькование и карбонатизация (не более 10 % объема породы). В большей степени эти процессы наблюдаются вблизи жил пегматитов и на контакте с сиенитами в северо-восточной части массива. Тальк-карбонатных пород не встречено. В серпентинитах иногда встречаются просечки хризотил-асбеста, что подтверждает аподунитовое происхождение породы.

Зеленая шпинель в небольших количествах (до 0.3 % объема) распространена в серпентинитах, но не по всему массиву. Мелкие зерна зеленой шпинели (0.1–0.2 мм) идиоморфной формы ассоциируют с ксеноморфными выделениями хромшпинели (хроммагнетита). На контакте габброидов и гипербазитов установлены шпинелевые клинопироксениты, в которых содержание зеленой шпинели достигает 25 % объема, часто присутствует энстатит и амфибол. Эти породы наблюдаются в виде жил протяженностью 1–2 м при мощности 10–30 см и не имеют существенного распространения.

Хромшпинель в серпентинитах распределена неравномерно, концентрируясь в небольших шлирах (1–2, реже до 11 мм). Хромшпинель сильно метаморфизована, практически это хроммагнетит. Она фиксирует избыток железа, образующийся при серпентинизации. При этом выделяется глинозем, который фиксируется в зеленой шпинели или клинохлоре, ассоциирующие с хроммагнетитом. Кроме того, иногда наблюдаются зерна хроммагнетита, образующие сеточку в серпентине. Поэтому ксеноморфная форма зерен хроммагнетита не может служить критерием для отнесения пород к дунитам или перидотитам, как это считал А. С. Варлаков [2]. Глиноземсодержащие минералы, ассоциирующие с хроммагнетитом, свидетельствуют о высокой глиноземистости исходной магматической хромшпинели. Это характерно для расслоенных интрузий и пород дунит-верлит-клинопироксенитовой формации платформ.

Тело анортитовых амфиболитов [1] имеет сложное строение. На юге в Демидовской копи развиты пироксеновые и амфиболовые габбро, горнблендиты, рудные пироксеновые габбро. Последние состоят из пироксена (35 % объема), анортита (40 %), амфибола (20 %) и рудных минералов. Пироксен окрашен в бледно-зеленый цвет, он представлен, скорее всего, фассаитом, а амфибол – паргаситом (по аналогии с породами Осинового мыса [3]) Широко распространены закономерные графические вростки пироксена в плагиоклазе, плагиоклаза в пироксене, сульфидов в пироксене, реже в плагиоклазе. Амфибол образует отдельные крупные изометричные зерна габбровой структуры. Порода имеет свежий облик. Рудные минералы представлены сульфидами (борнитом, халькопиритом) и магнетитом. Встречаются сидеронитовые структуры. Содержание меди в рудах достигает 3 мас. %, содержания никеля и кобальта незначительны (табл. 1).

В северной части габбрового тела (обн. 1135) встречено эпидотовое рудное габбро. Порода состоит из диопсида (30 % объема), анортита (30 %), роговой обманки (20 %), эпидота и клиноцоизита (17 %), сульфидов (2 %), сфена. Структура породы гранонематобластовая, текстура сланцеватая. По сути это бластомилониты. Крупные кристаллы (0.5–1.5 мм) диопсида, анортита, эпидота и амфибола цементируются мелкими кристаллами того же состава. Сульфиды в виде мелкозернистой массы локализуются в межзерновом пространстве, реже в виде графических включений в амфиболе и пироксене. Сульфиды представлены борнитом и халькопиритом (табл. 2). Габброиды Няшевского массив имеют разнообразный состав. Взаимоотношения между отдельными породами проследить трудно из-за их макроскопического сходства. Вероятно, все это бластомилониты, в которых сохранились реликты исходных магматических пород. Контакт габброидов с гипербазитами тектонический, падение под углом 80° на восток [2], но в целом породы генетически едины.

Таким образом, в Няшевском массиве выявлен ряд ранее неизвестных здесь пород: хлоритсодержащие серпентиниты, энстатит-оливиновые и оливин-энстатитовые породы и оливиниты, вебстериты, лерцолиты, шпинелевые клинопироксениты, реконструирован их исходный состав, что позволяет отнести массив к дунит-верлит-клинопироксенитовой формации.

Ассоциирующие с ними пироксеновые, амфиболовые и эпидотовое габбро и горблендиты сохранили магматические структуры, содержат рудные габброиды с сульфидами и магнетитом, которые также следует отнести к дунит-верлит-клинопироксенитовой формации.

Литература

1. Баженов А. Г., Иванов Б. Н., Постоев К. И.Анортитовые амфиболиты ильменогорского комплекса // Магматизм и метаморфизм ультраосновных и щелочных пород Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР. 1978. С. 101–105.
2. 2. Варлаков А. С., Кузнецов Г. П., Кораблев Г. Г., Муркин В. П.Гипербазиты Вишневогорско-Ильменогорского метаморфического комплекса (Южный Урал). Миасс: ИМин УрО РАН. 1998. 195 с.
3. Кориневский В. Г., Кориневский Е. В.Новое в геологии, петрографии и минералогии Ильменских гор. Миасс: ИМин УрО РАН. 2006. 102 с.

Таблица 1

Микроэлементный состав рудных габбро Няшевского массива, г/т

Примечание. 1 – Демидовская копь, 2 – обн. 1135. Атомно-абсорбционный метод, аналитик М. Н. Маляренок, ИМин УрО РАН.

Таблица 2

Состав сульфидов из обн. 1135 рудного габбро Няшевского массива, мас. %

Примечание. 1 – халькопирит, 2–3 – борнит. Микрозонд JXA-733, аналитик Е. И. Чурин, ИМин УрО РАН.

Подпись к рис. ст. Кораблев Г. Г.

Рис. 1. Схема геологического строения Няшевского массива.

1 – лерцолит измененный, 2 – оливин-энстатитовая порода аповерлитовая, 3 – энстатит-оливиновая порода аповерлитовая, 4 – хлоритсодержащий серпентинит по энстатит-оливиновой породе, 5 – серпентинит по энстатит-оливиновой породе, 6 – серпентинит аподунитовый, 7 – габброиды, 8 – кристаллические сланцы и амфиболиты, 9 – жилы пегматитов и гранитоидов, 10 – сиениты, 11 – шпинелевые клинопироксениты, 12 – вебстериты, 13 – Демидовская копь (№ 221), 14 – изолинии рельефа. 1135 – обнажение рудного габбро.