книги из ГПНТБ / Москалева, С. В. Гипербазиты и их хромитоносность

приведенного описания структур видно, что в начальной стадии процес­ са оливин развивается только в ннтерстициях эистатнта. Кроме того, вй всех стадиях он проникает внутрь пироксена как по трещинам спайности, так и под углом к ним; зерна его растут внутри пироксена в виде то мельчайших, то более крупных включений, расположенных по сети тончайших трещин, которыми разбиты кристаллы пироксена. Все это свидетельствует о том, что оливин не выделялся в виде готовых кристаллов из расплава, но кристаллизовался благодаря проникнове­ нию в тончайшие поры энстатита весьма подвижных эманаций, приводящих к изменению химического состава тех или иных участков материнской породы, что и повлекло за собой возникновение новой минеральной фазы.

Как известно, такой способ образования пород невозможен при кристаллизации их из магматического расплава и свойствен только метасоматпческому петрогенезнсу. Исходя из этого, процесс оливипнзации энстатитптов, приводящий к возникновению гарцбургнтов и в итоге — дуиптов, мы вынуждены квалифицировать как метасоматический.

Преобразования пород, подобные описанным выше, осущест­ вляются в результате ионной миграции вещества [330, 49, 30, 295], что, по-видимому, вполне объясняет отсутствие секущих жил ново­ образованных дунитов, становление которых обязано не привносу вещества в открытые полости, а вытеснению этим веществом чуждых компонентов из твердой исходной породы. Такой способ пребразовапий пород объясняет и полосчатое строение дунит-гарцбургнтовых комплексов. Как уже отмечалось выше, в энстатите повсеместны следы микросдвпгов и других деформаций, отсутствующих в оливине. Новообразованные зерна оливина заполняют мелкие трещины и участки нарушений в энстатите, причем ориентировка отдельных зерен и их вытянутых скоплений параллельна направлению линей­ ных зон нарушений в энстатите. Появление же линзовидных и полосовидных скоплений оливина, чередующихся с существенно энстатптовыми участками, и обусловливает возникновение полосчатости дунит-гарцбургитового комплекса. Таким образом, полосчатость пород дунит-гарцбургитовой формации — не ее изначальное свой­ ство, обусловленное процессами гравитационной дифференциации, как в свое время предположили Уэджер, Дир и другие исследователи [399, 325, 334], а явление вторичное, возникающее вследствие преиму­ щественного развития метасоматических процессов в зопах линей­ ных нарушений твердого энстатитового субстрата.

Изложенные материалы свидетельствуют о том, что среди пород дунит-гарцбургитовой формации Урала наиболее ранней разновид­ ностью гипербазитов являются энстатититы, а позже возникли гарцбургиты и дуинты. В нашем распоряжении пет достаточного коли­ чества данных для решения вопроса о способе образования энстатититов. Характер же оливинизации этих пород, способствующей возни­ кновению гарцбургнтов и дунитов, свидетельствует о магнезиальном метасоматозе исходного энстатитита.

188

Изложенные выше результаты геологических исследований поз­ воляют также утверждать, что ультраосновные породы Урала древ­ нее окружающих их геосииклинальных образований. Это исключает возможность кристаллизации гипербазитов из расплава, внедренного по разлому в геосинклиналыше толщи, и заставляет полагать, что формирование их протекало не на уровне геосииклинальных процессов, а в более глубоких горизонтах Земли. Если это пред­ положение справедливо, то рассмотренный в настоящей работе генезис гипербазитов путем последовательного химического изме­ нения твердого энстатититового субстрата вследствие ионной диф­ фузии, обычно квалифицируемый как метасоматическое превраще­ ние, является процессом весьма глубинным. Вполне вероятно, что он представляет собой одну из главных форм процессов породообразования па глубине.

Проявления дунит-диаллагит-габбровых пород в массивах дунит-гарцбургитовои формации

Помимо дунитов, хромититов, различных гарцбургитов и про­ дуктов их низкотемпературного метаморфизма в массивах дунитгарцбургитовой формации в разных масштабах присутствуют диаллагиты, габбро, горнблендиты и пироксен-гранатовые породы, близкие эклогитам, секущие тектонически нарушенные и серпентинизированные дунит-гарцбургиты и хромптнты. Перечисленные породы являются представителями не дунит-гарцбургптовой, а дунит- диаллагит-габбровой формации. Однако, развиваясь в недрах дунит-гарцбургитовой, они иногда значительно изменяют мине­ ральный состав и химизм ее пород и руд и потому требуют спе­ циального рассмотрения.

Наиболее ранним их проявлением следует считать процесс диопсидизации, подробно рассмотренный в ряде специальных работ [184, 123, 124, 141, 143]. Одна из стадий его развития — возникно­ вение лерцолитов, являющихся продуктом диопсидизации гарц­ бургитов. Собственно лерцолиты в изученных массивах встречаются редко. Большинство пород, условно относимых нами к этой группе, является лерцолит-гарцбургитами и отличается от гарцбургитов присутствием 3—7% (и только в очень редких участках — 20—40%) моноклинного пироксена от общего количества пироксена. Вслед­ ствие этого структура Лерцолитов в главных чертах аналогична струк­ туре гарцбургитов. Моноклинный пироксен, распространенный в породе в общем довольно равномерно, образует крупные, сравни­ тельно идиоморфиые зерна или вростки в энстатите, расположенные на продолжении диопсидовых жилок; нередки «внедрения» моноклин­ ного пироксена внутрь ромбического.

Оптические исследования лерцолит-гарцбургитов свидетельствуют о том, что в этой группе пород уменьшение количества ромбического пироксена и оливина при возрастающем количестве моноклинного

189

пироксена протекает при общем понижении содержания в глав­ ных минералах магнезиального компонента и увеличении желези­ стого. Одновременно с этим снижается содержание хрома в хромшпинелиде и моноклинном пироксене.

При диопсидизации дунитов возникают диаллаговые дуниты. Эти в общем сравнительно редкие породы настолько специфичны, что заслуживают отдельного рассмотрения. Внешне ничем не отли­ чающиеся от гарцбургитов, они состоят из переслаивающихся полос оливина и дналлага, причем зерна диопсида вытянуты параллельно полосчатости. Типичны также случаи расположения диаллага в интерстициях оливиновых зерен. Количество диаллага резко варьи­ рует от единичных зерен, заключенных в оливнновой массе, до 50% породы, вследствие чего даже в одном штуфе могут быть выделены участки, отвечающие по составу то перидотитам, то диаллагсодержащим дунитам. В последних в отличие от собственно дунитов оливин более железист (10—12% Fe2Si04), всегда сильно изменен, нередко полностью. Хромшпннелид не вишневый, как в дуннтах, а бурый

вцентре и зеленый по краям.

Втех случаях, когда количество моноклинного пироксена в таких породах соответствует перидотитовому, некоторыми геологами [172] они называются верлптамн. Между тем в первоначальном определе­ нии этого термина было подчеркнуто, что эти породы удивительно свежи и состоят из оливина, диаллага, бурой роговой обманки, тита­ нита и магнетита [335]. Породами, полностью отвечающими этому требованию, являются верлнты дунит-пнроксеннт-габбровой форма­

ции, замечательная особенность которых заключается в том, что оба породообразующих их минерала исключительно свежи, а если и изменены, то в равной мере, что позволяет считать их образованиями одного генетического цикла. В связи с этим далеко не всякие оливиндналлаговые породы можно относить к верлитам. За термином «верлит» следует, вероятно, оставить их первоначальный смысл и относить к ним только типичные породы дунит-пнроксенит-габбро- вой формации, состоящие из свежих или в одинаковой степени метаморфизованных диопсида и оливина, спорадически присутствующей роговой обманки и акцессорных титаномагнетита и (или) магне­ тита. Породы же, возникающие в процессе диопсидизации серпентинпзировашшх дуиитов и содержащие хромшшшелид, по-ви- дпмому, более целесообразно называть «диопсиднзированными дунитами».

Отделение днопсидизированных дунитов от собственно верлитов имеет принципиальное значение и устраняет многие недоразумения. Так, например, в диопсидизнрованном дуиите более ранним минера­ лом является оливин, к тому же серпентинизированиый, нередко полностью при свежем диопсиде. В собственно же верлитах оливин развивается позднее диопсида, а степень изменения обоих минералов одинакова. Акцессорным минералом диопспдизировапиого дунита является хромшпннелид, а верлмта — титаномагнетнт. Химический состав диопспдизпроваиного дунита характеризуется большим коли­

190

чеством MgO, чем в верлите. Главным же химическим отличием является постоянное присутствие в диопсидизированных дунитах ШО и Сг20 3, практически отсутствующих в собственно верлитах. Комплекс всех перечисленных данных свидетельствует о полнейшей разнотипности этих двух пород, о том, что сходство их состава — только кажущееся на первый взгляд, и потому объединение их в еди­ ную группу методически неоправданно.

Диаллагиты являются конечным продуктом обогащения дунитов и гарцбургитов моноклинным пироксеном. Их минеральный состав характеризуется присутствием моноклинного пироксена (80—100%) при резко подчиненном количестве оливина. Моноклинный пироксен

зист, чем в породах дунит-гарцбургитового комплекса. Оливин обычно свеж и только в случае интенсивной амфиболизации и соссюритизации пород подвергается неполной серпентинизации.

Характерна гетерозернистость породы. При этом пироксен, составляющий главную ее массу, образует более или менее изометричные зерна, а оливин развивается в их ннтерстидиях. Часто наблюдаются жилки оливина с апофизами, проникающими внутрь моноклинного пироксена как по трещинам спайности, так и неза­ висимо от последней; на продолжении апофиз нередки оливиновые включения внутри пироксена. Такой характер взаимоотношений свидетельствует о том, что в диаллагитах в отличие от рассмотрен­ ных выше гарцбургитов диопсид кристаллизуется раньше оливина.

Вторичные изменения диаллагитов также характерны. Если в дуиит-гарцбургитах происходила главным образом серпентинизация, то описываемым породам свойственны соссюритизация н амфиболизация. Амфиболизация начинается с прорастания дио­ псида тонкими чешуйками эденита (с: Nq = 12°; Nq = 1,660; Np = = 1,638), т. е. существенно магнезиальной роговой обманки с незна­ чительным присутствием железа и алюминия; конечным же ее резуль­ татом является образование существенно роговообманко вых пород (горнбленднтов), в которых диаллаг присутствует только в виде редких реликтовых зерен.

Габбро является продуктом наиболее позднего и широко распро­ страненного процесса габброизации, ранее детально рассмотренного В. Ф. Морковкиной [121— 124] и С. В. Москалевой [141, 144 и др.]. Проявления этого процесса очень неравноценны в разных массивах, вследствие чего объем собственно габбровых пород меняется. По со­ ставу исходного субстрата среди габбро выделяется две разновид­ ности: I — апосерпентинитовая и II — аподиаллагитовая.

Габброизация серпентинитов начинается с проявлений интенсив­ ной хлоритизации, участками полной, и с появления лейкократового соссюритового материала. Последний, развивающийся вначале в виде редких тонких жилок, постепенно насыщает отдельные участки по­ роды, оставляя нетронутыми единичные «блоки» серпентинита, что

191

обусловливает появление небулитовой л агматитовой текстур. Посте­ пенно количество лейкократового материала возрастает, отчетливо проступает полосчатость. Меланократовые участки имеют состав хлоригпзированиого серпентинита с сохранившимся хромшпинелидом. По мере усиления процесса они обогащаются актииолитом (с: Nq = 10°; N q' = 1,660; Np' = 1,630) с характерным неравно­ мерным распределением в нем цветов интерференции, что подчерки­ вает пестрый, «лоскутный» характер сложенных им агрегатов. Обычно роговообманковые образования секут хлорит, развиваю­ щийся по серпентину. В тех же случаях, когда роговая обманка расположена среди хлоритового агрегата, наблюдается постепенное и обоюдное изменение оптических свойств обоих минералов.

Вдали от контакта с серпентинитом в породе происходит как бы упорядочение структуры, вследствие чего роговая обманка приоб­ ретает четкую форму удлиненных призматических зерен, а вся порода — отчетливую грапофибробластовуго структуру. В лейкократовом материале появляется цоизит, плагиоклаз сменяется с альбита па андезин, в мелаиократовом — уменьшается количество хлорита, серпентина н хромита. На еще большем удалении от контакта породы приобретают еще более однородное строение и состав, близ­ кий к габбро. Наиболее характерной их особенностью становится отчетливая направленность текстуры и структуры, появление более интенсивно окрашенной длинпопрпзматнческой роговой обманки, расположенной среди мутно-бурого тонкозернистого агрегата хло­ рита, серпентина, эппдота и плагиоклаза. Постепенно порода еще более осветляется. В ней исчезают хлорит, эпидот, возрастает коли­ чество плагиоклаза, состав которого в таких участках отвечает № 55, количество роговой обманкп также несколько уменьшается, причем здесь для нее характерна интерстиционная форма развития. По мере удаления от серпентпнптов к однородным габбро, породы осветляются еще более, а состав плагиоклаза изменяется до № 70.

Состав серпентинитовых обособлений среди габбро в переходной зоне также не отличается постоянством. Центральные части крупных тел представляют собой серпентино-хлоритовый агрегат с участками неизмененного айоперидотитового серпентинита, с зернами хромита, как правило, ожелезненньтми; среди серпентино-хлоритовой массы

т. е. к габбро усиливается хлорптизация серпентинита, появляются роговая обманка, эпидот, полосовидные выделения магнетита, порода становится перавномернозернистой, пятнистой. Среди хло- рпто-роговообмаиковой массы выделяются зерна рудного минерала, отороченные каемкой тонкозернистого эпидота, прослои чрезвычайно тонкозернистого серпентино-талькового агрегата, крупные длииностолбчатьте кристаллы эпидота, уралитовой роговой обманки и редкие крупные зерна плагиоклаза с неотчетливым двойииковаппем. В отдельных участках сохраняется серпентин.

1 9 2

Весь этот пестрый минеральный агрегат образует полосы, вытяну­ тые в одном направлении, что придает структуре породы направлен­ ность, при общей ее гетеро-и гломерозернистости. Однако и вдали от серпентинитов, среди сравнительно равномерной массы габбро,' которую по составу можно было бы отнести к троктолитам, отме­ чается значительная наравномерность, вследствие чего в целом мезократовые породы переходят то в мелано-, то в лейкократовые полосы

ипятна, среди которых нередки значительные по размерам (до 2 x 2 м) округлые, овальные и угловатые тела полностью серпентинизировэн­ ного гипербазита, согласно облекаемые габбро.

Существование жил габбро и горнблендитов, секущих гипербазиты,

и«скиалитов» серпентинита в габбро при наличии описанных выше взаимоотношений позволяет утверждать, что рассматриваемый тип габбро возник позже ультраосновных пород, т. е. габбровые породы являются образованиями более молодыми. Одной из ранних стадий изменения серпентинитов по пути их перехода к габбровым поро­ дам является хлоритизация серпентинита, позднее появляются эпидот, роговая обманка, еще позже — плагиоклаз (от № 45—55 вначале до № 70 в итоге).

Рассмотрение химизма минералов серии серпентинит—габбро (табл. 8) показывает, что такая последовательность новообразований не случайна и что главной причиной появления хлорита в гипербазите служит некоторый вынос из него MgO и S i0 2, компенсирующийся

привносом А120 3, т. е. что хлоритизация серпентина знаменует собой первый этап закрепления в гипербазитах глинозема. Появле­ ние минералов группы эпидота отражает следующий этап обогащения гипербазитов глиноземом и кальцием при обеднении S i0 2, MgO, FeO. В то же время избыток кафемических элементов при недостатке глинозема приводит к тому, что химическая обстановка не способ­ ствует кристаллизации плагиоклаза. Избыток фемических элементов

связывается в роговой обманке, незначительное количество которой дает основание полагать, что вынос фемическпх элементов происхо­ дил интенсивно.

Кристаллизация в породе плагиоклазов может рассматриваться как признак значительного привноси СаО и А1а0 3 при дальнейшем выносе MgO, FeO и Fea0 3. По-видимому, появление сначала более кислых, а затем более основных плагиоклазов (это отмечено и для аналогичных пород Полярного Урала В. Ф. Морковкиной [124]) обусловлено тем, что кислые плагиоклазы содержат меньшие коли­ чества СаО и А1а0 3, чем основные, и только дальнейший привнос этих компонентов способствует кристаллизации более основных плагиоклазов. Незначительное присутствие темноцветных минералов в конечном продукте (габбро) дает основание полагать, что при дальнейшем развитии процесса габброизации должна происходить кристаллизация существенно плагиоклазовых пород — анорто­ зитов. Действительно, на Полярном Урале анортозиты в сходных массивах были встречены В. Ф. Морковкиной [124].

Аподиаллагитовьте габбро возникают в процессе габброизации диаллагитов, очень детально рассмотренной для ряда массивов Урала [128, 129, 142, 124 и др.]. Процесс заключается в появлении среди диаллагитов серии новых минералов, отличающихся от исход­ ного диопсида последовательно увеличивающимся количеством гли­ нозема и понижающимся содержанием кальция, магния, железа. В процессе минералообразования можно наметить несколько стадий. Наиболее ранняя заключается в появлении роговой обманки, сред­ н я я — эпидота, а поздняя — граната [131]. Плагиоклаз никогда не обнаруживается на ранних стадиях изменения пироксеиита, но присутствует в продуктах его позднего изменения, вполне соот­ ветствующих представлениям о габбро. На начальных и промежуточ­ ных стадиях изменения диаллагитов в породах преобладает избыток фемических минералов, связывающих А120 3 (эпидот, гранат), а на образование плагиоклаза глинозема, по-видимому, не хватает.

Вдальнейшем же по мере выноса магния и железа глинозем идет

ина построение плагиоклазов. Как и в апосерпентинитовых габбро первые новообразования плагиоклазов соответствуют составу № 40—

45, последние — № 75—85, что обусловлено недостатком А120 3 и СаО.

Итак, оба типа габбровых пород образуются в процессе изменения типербазитов. Так как исходный материал в обоих случаях различен, то и процесс образования габбро ие однотипен. В одних случаях происходит преобразование серпентинитов, начальные проявления которого заключаются в хлоритизации, а более поздние — в обра­ зовании амфибола, соссгорита и, наконец, плагиоклаза. В других случаях, когда исходный материал представлен диаллагитом, про­ исходит процесс замещения диопсида также гаммой глипоземсодержащпх минералов, а е итоге появляется плагиоклаз. В обоих случаях химическая сущность процесса заключается в привиосе глинозема л выносе фемических минералов.

104

Генезис хромита

Как показано в предыдущих разделах, вопрос о генезисе хромита дискуссионен. Наиболее широко в наше время распространено пред­ ставление о его магматическом происхождении. При этом большин­ ство советских и ряд зарубежных исследователей принимают, чтохромит кристаллизуется из магматического расплава в две стадии — сегрегационную и гистеромагматическую [22, 218, 219, 169—172,. 175, 67, 336, 337, 322, 316, 228 и др.]. Исследования, проведенные нами, показали, однако, что оба типа руд одновременны, а различия в залегании их тел обусловлены различной реакцией масс разной по густоте рудной вкрапленности на тектонические деформации (см. гл. III). Поэтому вопрос о генезисе хромита является общим для руд разной густоты вкрапленности.

Результаты геолого-петрологических исследований хромитоносиых массивов показали, что хромит является акцессорным минера­ лом, типичным для рассмотренных выше пород дунит-гарцбургитовой формации. Структурные взаимоотношения его с боковой породой и составляющими ее минералами многообразны. Он образует жилы, секущие как гипербазиты в целом, так и слагающие их оливин и энстатит; образует симплектитоподобные, червевидные прорастания внутри зерен породообразующих минералов, единичные разрознен­ ные зерна с высшей степенью идиоморфизма, а также каймы вокруг зерен оливина и энстатита. Исследование большого количества шли­ фов позволяет установить, что каждая из форм развития хромшпинелида свойственна определенной группе гипербазитов. Для гарцбургитов наиболее типичны единичные, иногда идноморфные зерна хромшпииелида, а также широко распространенные червевидные, иногда клиновидные, очень мелкие прорастания вдоль трещин спай­ ности энстатита. Наличие и тех, и других образований хромшпиие­ лида в общем не меняет ни структуры, ни текстуры породы.

В гарцбургитах с очень высоким содержанием оливина, в дунитгарцбургитах и особенно гарцбургит-дунитах преобладает интерстпционная форма развития хромшпинелида. При значительных количествах интерстпционно развивающийся хромшпинелид обра­ зует каймы вокруг единичных зерен оливина и энстатита или их агрегатов. Макроскопически такие участки соответствуют вкраплен­ ным рудам. Равномерное распределение рудного минерала в таких породах обусловливает появление равномернозернистых «рябчико­ вых» руд. Однако крупные площади такого сложения редки. Чаще на фоне более или менее равномерно распределенного рудного мате­ риала отмечаются его сгущения, что приводит к появлению участков густовкрапленных и сплошных руд. Под микроскопом в этом случае наблюдается увеличение размера рудных кайм вокруг зерен оливина и энстатита или их участков. В итоге размер породообразующих зерен уменьшается до ничтожно малой величины, вследствие чего в рудной массе или в отдельных рудных зернах обнаруживаются мельчайшие включения оливина, реже — энстатита.

Всобственно дунитах интерстициояное развитие хромшшшелида проявлено менее четко, хотя оно несомненно. Вследствие этого отдельные его зерна имеют неправильные ксеноморфные очертания или в краевых своих частях содержат включения оливина. Главной особенностью хромшпинелида в этой группе пород является тенден­ ция к образованию обособленных идиоморфиых зерен, объединя­ ющихся в агрегат. Замечательно, что рост степени идиоморфизма совпадает с увеличением размера зерен. Вследствие этого мелкозер­ нистые руды состоят преимущественно из зерен либо ксеноморфных, либо гипидиоморфных, тогда как в средиезериистых и особенно крупнозернистых рудах хромпшинелнд идиоморфен. Возрастание степени идиоморфизма и размера рудных зерен, как правило, совпадает с увеличением количества рудной массы.

Витоге возникают руды грубозернистой структуры, состоящие из крупных, большей частью идиоморфиых зерен хромшпинелида,

внптерстициях которого расположена оливиновая масса. При этом соотношения хромшпинелпдов с породообразующими минералами дунитов таковы, что более пдиоморфный хромшпинелид вполне может быть принят за более раннее образование, а защемленный в его пнтерстициях оливин — за более позднее. Однако рассмотрение описываемой серии свидетельствует об обратном и еще раз подчерки­ вает, что степень идиоморфизма является главным образом функцией

количества.

Переход от средиезериистых, как правило, средневкраплениых руд к крупно- н грубозернистым большей частью очень неравномерен; на промежуточной стадии сосуществуют как равномернозернистые, так и крайне неравномернозернистые скопления, состоящие из отдельных крупных зерен или их скоплений, в промежутках между которыми расположены мелкие, обычно гипидиоморфиые зерна. Внутри зерен хромшпинелида часты включения оливина.

Дальнейшее увеличение количества рудной массы совпадает с еще большим увеличением размера рудных зерен, слиянием их друг с другом, что способствует, с одной стороны, появлению сплош­ ных или почти сплошных рудных агрегатов, а с другой — потере индивидуализированной зернистости, т. е. возникновению преиму­ щественно аллотриоморфнозернистых структур. Сохраняющиеся

•среди рудной массы отдельные зерна или скопления зерен оливина некоторыми геологам трактуются как цемент руды, т. е. более позднее в ней образование [172]. Рассмотрение же всей серии пере­ хода от бедновкрапленных руд к сплошным свидетельствует об их отчетливо более ранней кристаллизации. Очень часто такие реликто­ вые участки дунита, заключенные внутри хромшпинелида, остаются совершенно свежими при полной серпентинизации окружающей породы. В некоторых же случаях они серпентинизированы и хлорптизированы. Исследование обоих случаев показывает, что серпентпнпзация (или другое метаморфическое изменение) происходит тогда, когда оливин заключен в сильно трещиноватом хромшппнелиде пли рассекается трещинами, секущими хромшпинелид. В случае же

3 9 G