Ti-Fe-Cr шпинелиды в дифференцированных (расслоенных) комплексах западного склона Южного Урала: видовое разнообразие и условия формирования

Введение

Для семейства шпинелидов характерна кубическая сингония и широко проявленный изоморфизм в рядах MgAl₂O₄–FeAl₂O₄, MgAl₂O₄–MgCr₂O₄, MgAl₂O₄–FeCr₂O₄. Практически все члены этих рядов – рудные минералы, промышленно значимые скопления которых являются месторождениями железных, железотитановых и хромитовых руд. В данной работе рассматриваются вопросы формирования титаномагнетитовой минерализации в дифференцированных интрузиях, расположенных на западном склоне Южного Урала.

В настоящее время месторождения титаномагнетитовых руд разрабатываются практически на всех континентах. Они известны в Китае, ЮАР, Танзании, Норвегии, Швеции, США и других странах. Большая часть объектов локализована в дифференцированных сиенит-габбровых, габбро-анортозитовых, долерит-пикритовых комплексах. В России месторождения титаномагнетитовых руд выявлены в Сибири, на Дальнем Востоке, в Карелии и на Кольском полуострове. Уральский регион является классической территорией распространения месторождений титаномагнетитовых руд, в пределах которого известны объекты, приуроченные к дунит-пироксенит-габбровой формации – Качканарское, Первоуральское, Висимское, Суроямское, Велиховское, Тебинбулакское, Гусевогорское [1], расслоенным интрузиям основного-ультраосновного составов – кусинско-копанская группа месторождений (Кусинское, Копанское, Медведевское, Маткальское, Чернореченское) [2, 3], а также многочисленные рудопроявления, перспективы которых не ясны ввиду их слабой изученности (Юбрышкинское и др.) [4].

По мнению бо́льшей части исследователей, титаномагнетитовое оруденение в дифференцированных комплексах имеет магматическое происхождение и его формирование обусловлено процессами становления интрузивных массивов [5]. В то же время механизмы рудообразующих процессов являются предметом острых дискуссий. В частности, активно разрабатываются модели гравитационной аккумуляции магнетита (титаномагнетита) и ильменита [6, 7], ликвации рудного расплава [8-12], а также обсуждаются «комбинационные» модели, в которых формирование Fe-Ti оруденения обусловлено особым механизмом кристаллизации силикатных минералов [13].

Целью настоящей работы является характеристика Ti-Fe-Cr минерализации в разнообразных дифференцированных (расслоенных) комплексах, расположенных на западном склоне Южного Урала, воссоздание условий ее формирования и построение модели геологического строения кусинско-копанского комплекса.

Методология

Составы минералов, используемые в статье, были изучены на растровом электронном микроскопе РЭММА-202М с рентгеновским энерго-дисперсионным спектрометром LZ-5 (SiLi детектор, разрешение 140 эВ) и детекторами вторичных (SE) и отраженных (COOMPO) электронов в Институте минералогии УрО РАН (Миасс, аналитик В.А.Котляров). При проведении количественного анализа в точке применялось ускоряющее напряжение 20-30 кВ при токах зонда от 4 до 6 нA. При анализе состава минералов использовались стандарты чистых металлов или синтетических (природных) минералов.

Составы минералов кусинско-копанского комплекса изучались на сканирующем электронном микроскопе Tescan Vega Compact c энерго-дисперсионным анализатором Xplorer Oxford Instruments (ИГ УФИЦ РАН, Уфа). При съемке использованы следующие установки: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток зонда 4 нА, время накопления спектра в точке 60 сек в режиме «Point&ID», диаметр пучка составлял ~3 мкм. При анализе использовался встроенный комплект эталонов Oxford Instruments Standards, представленный природными и синтетическими соединениями.

Определение концентраций петрогенных оксидов выполнено методом РФА в ИГ УФИЦ РАН (Уфа) на спектрометре VRA-30 («Карл Цейсс», Германия. Пределы обнаружения для SiО₂ и Al₂О₃ составляли 0,1 % (здесь и далее элементы в мас.%), TiО₂, Fe₂О₃, MnО, CaО, K₂О, Р₂О₅ и S_общ – 0,01 %, MgО – 0,2 %.

Концентрации РЗЭ определены методом ICP-MS в ЦИИ ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Количественное определение содержания благородных металлов (Au, Pt, Pd, Rh, Ru, Ir) проведено также в ЦИИ ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург).

Обсуждение

Шуйдинский комплекс расположен в центральной части Башкирского мегантиклинория среди нижнерифейских отложений (рис.1). Он объединяет асимметрично и симметрично дифференцированные тела переменной (15-30 м) мощности. Асимметрично построенный силл мощностью около 30 м был изучен в естественном обнажении [4]. Сложен он оливиновыми клинопироксенитами, оливиновыми вебстеритами, двупироксеновыми габбродолеритами и характеризуется наличием двух горизонтов: верхнего (основного) и нижнего (ультраосновного).

Породы ультраосновного горизонта представлены оливиновыми клинопироксенитами, оливиновыми вебстеритами с порфировидной структурой, состоящими из субидиоморфных кристаллов оливина, удлиненно-призматических выделений ортопироксена, сростков и отдельных кристаллов клинопироксена с различной степенью идиоморфизма, а также амфибола, плагиоклаза, магнетита, хромшпинелидов, ильменита, сульфидов и апатита.

Нижняя часть верхнего горизонта сложена вебстеритами, которые вверх по разрезу, через промежуточные разности, изменяются до двупироксеновых габбродолеритов и их лейкократовых разновидностей.

Мисаелгинский комплекс выявлен в южной части тараташского метаморфического комплекса [2, 14, 15]. В его сложении участвуют порфировидные оливиновые долериты (в эндоконтактовых зонах), среднезернистые оливиновые пироксениты, габбродолериты и феррогаббродолериты. В интрузиве выделяются (снизу вверх): нижняя эндоконтактовая зона (около 2 м), ультраосновной горизонт (110-112 м) и габбровый горизонт (100-110 м).

Нижняя эндоконтактовая зона сложена среднезернистыми порфировидными оливиновыми долеритами, минеральный состав которых включает: оливин, ортопироксен, клинопироксен, плагиоклаз, амфибол, биотит, магнетит, титаномагнетит, ильменит, сульфиды, апатит и титанит.

Ультраосновной горизонт представлен среднезернистыми оливиновыми пироксенитами и вебстеритами, минеральный состав которых изменяется в зависимости от местоположения в разрезе. Породы состоят из оливина, ортопироксена, клинопироксена, плагиоклаза, биотита, магнетита, ильменита (пикроильменита), хромшпинелида (хроммагнетита) и сульфидов.

Габбровый горизонт сложен типичными габбро, феррогаббродолеритами, их более лейкократовыми разновидностями до жильных плагиогранитов. Минеральный состав включает клинопироксен, плагиоклаз, амфибол, биотит, магнетит, титаномагнетит и сульфиды. В прикровельной части интрузива фиксируются прожилки плагиогранитного состава, которые являются наиболее кислыми дериватами магмы, сформировавшей интрузив.

Дифференцированное тело скв.7. Скважина расположена западнее (~1 км) восточного контакта Копанского массива кусинско-копанского комплекса. Разрез дифференцированного тела, вскрытый скважиной, имеет следующее строение [16]: 0-38,3 м – известняки (в экзоконтактовой зоне интенсивно офикальцитизированные); 38,3-101,7 м – дифференцированное тело, в котором выделяются следующие горизонты (сверху вниз по разрезу): эндоконтактовая зона, представленная мелкозернистыми оливинсодержащими пироксенитами; ниже располагается горизонт такситовых габбро, который постепенно сменяется оливиновым габбро с 10-20 % оливина. Минеральный состав пород включает: оливин, ортопироксен (редко), клинопироксен, плагиоклаз, амфибол, биотит, магнетит (хромшпинелид), титаномагнетит, сульфиды, апатит, титанит.

Кусинско-копанский комплекс является одной из наиболее известных ассоциаций дифференцированных (расслоенных) интрузивных пород Южного Урала. Комплекс состоит из нескольких отдельных массивов (Кусинско-Чернореченский, Медведевский, Копанский и Маткальский), вытянутых в субмеридиональном направлении на расстояние около 70 км при общей площади около 50 км² [2]. Для внутреннего строения отдельных массивов характерно полосчатое строение, обусловленное чередованием прослоев габброидов переменной мощности, различного состава, структуры и текстуры. Кроме того, полосчатость подчеркивается наличием согласных пластов вкрапленных и сплошных титаномагнетит-ильменитовых руд. Сложены массивы разнообразными по составу и структуре габброидами. Пироксениты, горнблендиты и анортозиты имеют подчиненное значение. Породы, слагающие полосчатую серию, состоят из плагиоклаза (лабрадор), клинопироксена (авгит) переменного состава, редко встречаются магнезиальный гиперстен и оливин (хризолит), в небольших количествах присутствуют амфибол, биотит и сульфиды. Пироксениты установлены в разрезах Маткальского и Медведевского массивов. Клинопироксен в них полностью замещен амфиболом или ассоциацией магнезиального амфибола – хлорита. Кислые дериваты представлены породами диорит-гранитного состава, которые расположены в юго-восточной части Копанского, Медведевского и Маткальского массивов в виде полосы шириной до 400-700 м. Их внутреннее строение представляет собой переслаивание диоритов, гранодиоритов и гранитов. Отнесение гранитов Рябиновского массива к расслоенной серии проблематично. Детальные аргументы приведены в [2].

Петрогеохимическая характеристика пород подчеркивает особенности их геологического строения. Как видно из классификационной диаграммы SiO₂ – Na₂O + K₂O (рис.2, а), максмальное количество разнообразных продуктов дифференциации характерно для пород кусинско-копанского и мисаелгинского комплексов. Причем в разновидностях среднего и кислого составов фиксируется некоторая недосыщенность кремнеземом, но в целом для пород обоих комплексов дифференциация имеет направление пироксенит → лейкократовый гранит. Тренд изменения основности пород в процессе дифференциации, характеризующий шуйдинский комплекс, является классическим – увеличение количества кремнезема в поздних дифференциатах, а дифференциация направлена от пироксенитов к диоритам без промежуточных разновидностей. Еще контрастнее различия в петрохимических характеристиках комплексов выявляются на диаграмме AFM (рис.2, б), где породы кусинско-копанского, мисаелгинского комплексов и тела скв.7 характеризуются толеитовым (феннеровским) трендом, в то время как для пород шуйдинского комплекса характерно известково-щелочное (боуэновское) направление дифференциации.

Распределение РЗЭ характеризуется определенным своеобразием. В породах мисаелгинского комплекса степень фракционирования РЗЭ (среднее для габброидов – La_n/Lu_n – 10,7, Ce_n/Yb_n – 9,1; среднее для пироксенитов – 8,2, 7,3 соответственно), а также фракционирование легкой (La_n/Sm_n для габброидов – 2,2, пироксенитов – 2,0) и тяжелой (Gd_n/Yb_n для габброидов – 3,28, для пироксенитов – 3,06) групп свидетельствует об их «инертном» поведении при внутрикамерной дифференциации расплава, что хорошо видно на рис.2, в, г. Лишь на заключительных этапах остаточный расплав резко обогащается всей группой РЗЭ.

В породах кусинско-копанского комплекса нормализованное распределение РЗЭ и степень их фракционирования близки к описанным выше (рис.2, в, г). Так показатели фракционирования для оливиновых габброноритов – La_n/Lu_n – 4,59, Ce_n/Yb_n – 4,06; габброноритов La_n/Lu_n – 5,2, Ce_n/Yb_n – 4,79 и гранодиоритов – La_n/Lu_n – 4,58, Ce_n/Yb_n – 5,1 близки между собой и только в анортозитах они поднимаются до: La_n/Lu_n – 14,15, Ce_n/Yb_n –10,63. При этом фракционирование легкой (La_n/Sm_n для оливиновых габброноритов – 1,93, габброноритов – 1,52, гранодиоритов – 2,25 и анортозитов – 3,04) и тяжелой (Gd_n/Yb_n для оливиновых габброноритов – 1,83, габброноритов – 2,36, гранодиоритов – 1,28 и анортозитов – 2,83) групп также оказываются близки между собой, что свидетельствует о когерентном поведении РЗЭ в процессе магматической дифференциации.

Для пироксенитов скв.7, различающихся между собой присутствием/отсутствием оливина, нормализованное распределение РЗЭ близко к таковым, характеризующим породы мисаелгинского и кусинско-копанского комплексов (рис.2, в, г), а показатели дифференцированности практически не различаются между собой (пироксениты La_n/Lu_n – 9,14, Ce_n/Yb_n – 7,15; оливиновые пироксениты – La_n/Lu_n – 9,92, Ce_n/Yb_n – 7,57; La_n/Sm_n 2,4-2,33; Gd_n/Yb_n 2,54-2,8 соответственно).

Нормализованное распределение РЗЭ в породах шуйдинского комплекса резко отлично от пород, охарактеризованных выше (рис.2, в, г). Если распределение РЗЭ и показатели их дифференцированности в габброидах (La_n/Lu_n – 7,94; Ce_n/Yb_n – 6,2; La_n/Sm_n – 2,99; Gd_n/Yb_n – 1,77) близки к аналогам из других комплексов, то породы ультраосновного горизонта резко отличаются как по количественным характеристикам (см. рис.2, г), так и показателям дифференцированности РЗЭ (La_n/Lu_n – 1,91; Ce_n/Yb_n – 1,75; La_n/Sm_n – 1,46; Gd_n/Yb_n – 1,13).

Таким образом, нормализованное распределение РЗЭ в породах и показатели их дифференцированности подчеркивают сходство процессов поведения РЗЭ в породах мисаелгинского, кусинско-копанского и скв.7, с одной стороны, и аналогов по основности, слагающих шуйдинский комплекс, с другой.

Определенный интерес представляет анализ содержаний и распределения благородных металлов. Особенности благороднометалльной геохимической специализации пород выявляются при сравнении их между собой и с нормализованными содержаниями элементов в средних составах пикритов, норильских рудоносных пород и континентальных толеитов. Как видно из диаграммы (рис.2, д), конфигурация трендов, характеризующих породы дифференцированных комплексов западного склона Южного Урала, очень похожа, отличаясь лишь количественно. Для них характерны «пиковые» значения Ir, Rh и Pd. Отличия заключаются в большем количестве Cu в мисаелгинском комплексе и резко пониженном количестве Ni в породах кусинско-копанского комплекса. В последнем случае минимальное значение обусловлено тем, что мы имеем дело только с верхней частью интрузии, а ультраосновная часть, существование которой предполагалось ранее [2], остается недоступной для изучения.

Индикаторные отношения благородных металлов, с одной стороны, подвержены значительным колебаниям, с другой – подчеркивают сходство и различия пород комплексов. Так, среднее Pt_n/Pd_n составляет в породах мисаелгинского комплекса – 0,42, Pd_n/Ir_n – 7,61, ∑ЭПГ_n/Au_n – 1,72; кусинско-копанского комплекса – 0,52, 2,73, 1,63 соответственно; шуйдинского комплекса – 0,23, 13,89, 4,32 соответственно. Как видно из приведенных значений, наибольшее сходство характерно для пород мисаелгинского и кусинско-копанского комплексов.

Из диаграммы (рис.2, д) очевидно, что конфигурация графиков, характеризующих породы дифференцированных комплексов, резко отличается от графиков «эталонных» пород. Для объяснения этой ситуации приводится диаграмма нормализованного распределения Ni, Cu и благородных металлов в сульфидах из обогащенных железом горизонтов норильских месторождений (рис.2, е). Сравнительный анализ диаграмм позволяет с большой долей уверенности говорить о том, что в породах описываемых комплексов благородные металлы сосредоточены в сульфидах, а вопрос о форме их нахождения на данном этапе исследований остается открытым.

Рудная минерализация кусинско-копанского комплекса изучена в пределах Копанского и Маткальского массивов как в естественных обнажениях (образцы К-20, К-343, К-348), так и по керну скважин (образцы К-177, К-204). Выражена она прожилково-вкрапленным типом с переменной мощностью отдельных прожилков и рудных зон. Массивные разновидности руд фиксируются в центральных частях прожилков (рис.3, а), а сами прожилки имеют постепенные контакты с рудовмещающими породами. Как правило, матрица представлена биотит-хлорит-амфиболовым агрегатом с переменным количеством входящих в ее состав минералов. Руды имеют ильменит-титаномагнетитовый состав.

Все минералы микронеоднородны и представляют собой продукты многостадийного распада Fe-Ti-O системы. В пределах кристаллов титаномагнетита распространены тонкие лейсты, ламели и тканевые срастания титаномагнетита, магнетита, ульвешпинели и герцинита, образующие сложный внутренний узор многостадийного распада твердого раствора. Часто на границе зерен ильменита и титаномагнетита фиксируются удлиненно-цепочечные выделения герцинита, а в кристаллах наблюдаются сложноветвящиеся микропрожилки магнетита (рис.3, в). Химический состав титаномагнетита приведен в табл.1.

Ильменит сложен ксеноморфными зернами и разнообразными по форме сростками с кристаллами титаномагнетита различной размерности (рис.3, б). В большинстве случаев зерна ильменита однородны, но в некоторых присутствуют параллельно расположенные микроламели магнетита.Химический состав ильменитов в пределах одного рудного объекта стабилен. В то же время различия в химическом составе ильменитов из разных объектов существенны. В частности, MgO установлен только в ильменитах Копанского массива, а для ильменитов Маткальского массива характерно повышенное количество MnO (табл.2).

Титаномагнетит в массивных рудах и центральных частях прожилков представлен сросшимися ксеноморфными выделениями различной размерности (рис.3, а, б). Форма отдельных кристаллов во вкрапленных разновидностях варьируется от ксеноморфной до идиоморфной кубооктаэдрической.

Ti-Fe-Cr минерализация мисаелгинского комплекса установлена во всех разновидностях пород. Максимальное количество Ti-Fe минералов фиксируется в верхней части габбрового горизонта, где наблюдаются породы с элементами сидеронитовых структур. Морфогенетические типы оксидов железа и титана разнообразны и представлены химически однородными каплевидными выделе-ниями хроммагнетита и ильменита. Кроме того, фиксируются слабоограненные, призматические и ксеноморфные выделения ильменита и кристаллы магнетита октаэдрической формы (рис.3, г-е). Часто присутствуют разнообразные ильменит-магнетитовые срастания и структуры распада с различным числом разноразмерных лейст сосуществующих фаз. В кристаллах титаномагнетита фиксируются тонкие лейсты и ламели ильменита (ульвешпинели) и магнетита, ориентированные по октаэдрическим направлениям. В крайней степени изменения сохраняется лишь ильменитовая решетка, которая наследует кристаллографические формы ранее существовавшего минерала.

Таблица 1

Репрезентативная выборка химического состава титаномагнетита и магнетита из пород кусинско-копанского комплекса, мас.%

Примечание. Здесь и далее прочерк – содержание элемента ниже точности метода определения.

Таблица 2

Репрезентативная выборка химического состава ильменита из пород кусинско-копанского комплекса, мас.%

В химическом составе магнетита установлены (мас.%): титан (от 0,13 до 14,27), алюминий (от 0,51 до 21,36), хром (от 0,48 до 24,07), магний (от 0,11 до 6,41), марганец (от 0,05 до 1,0), ванадий (от 0,23 до 1,16), а также цинк (от 0,8 до 5,78), никель (от 0,13 до 0,73), кремний (от 0,52 до 2,75) и кальций (0,51). В ильменитах содержания примесных компонентов варьируются в следующих пределах (мас.%): хром (от 0,13 до 1,27), магний (от 0,27 до 5,5), марганец (от 0,14 до 3,51), ванадий (от 0,14 до 0,37), а также алюминий (3,0) и никель (1,4) [14].

При детальном изучении минерализации установлено вполне закономерное распределение микропримесей в зависимости от местоположения минерала в разрезе интрузивного тела, что является результатом дифференциации расплава в промежуточной камере. В частности, хром и магний в составе магнетита и ильменита присутствуют только в минералах ультраосновного горизонта, где в результате гетеровалентного изоморфизма формируются переходные разности магнетит → хроммагнетит и ильменит → пикроильменит. Распределение ванадия в магнетите относительно стабильно, а максимальное количество марганца установлено в ильменитах ультраосновного горизонта, где он, вероятнее всего, изоморфно замещает позиции MgO и Cr₂O₃.

Ti-Fe-Cr минерализация шуйдинского комплекса также распространена по всему разрезу интрузивного тела. В габбровом горизонте минерализация представлена магнетитом, титаномагнетитом и ильменитом как по отдельности, так и образующими разнообразные срастания (рис.3, ж). Ввиду значительной степени метаморфизма пород комплекса, магнетит часто встречается как продукт замещения сульфидов. В таком случае в его составе фиксируются CuO, СоО, NiO и S. Состав титаномагнетита и ильменита из габброидов довольно стабилен (табл.3).

В ультраосновном горизонте Ti-Fe-Cr минерализация более разнообразна. Здесь установлены магнетит, хроммагнетит, хромит и ильменит. Магнетит встречается в виде отдельных кристаллов октаэдрической формы и в срастании с хромшпинелидами, но чаще образует метаморфогенные оболочки вокруг последних (рис.3, и). Хроммагнетит установлен в верхних частях ультраосновного горизонта в виде кристаллов октаэдрической и кубической форм, часто образующих мономинеральные срастания (рис.3, з). Хромшпинелиды распространены по всему ультраосновному горизонту в виде отдельных кристаллов октаэдрической и усеченно-октаэдрической форм. Часто кристаллы образуют разнообразные срастания и окружены магнетитовой и хроммагнетитовой оторочками. Их химический состав приведен в табл.4.

Таблица 3

Репрезентативная выборка химического состава Ti-Fe-Cr минералов из пород шуйдинского комплекса, мас.%

Примечание. 1-12 – габброиды; 13-20 – ультраосновной горизонт.

Таблица 4

Химический состав Ti-Fe-Cr минералов из пород скв.7, мас.%

Примечание. 1-3 – хроммагнетит; 4-23 – хромшпинелид; 24 – герцинит; 25, 26 – неидентифицированные соединения.

Ti-Fe-Cr минерализация в породах, разбуренных скв.7, представлена магнетитом, хроммагнетитом и хромшпинелидом (рис.3, к-м). Магнетит встречается по всему разрезу тела, как правило, в виде ксеноморфных агрегатов и субмикронных выделений, трассирующих трещины в оливине.

Выделения хроммагнетита более обильны в верхней части тела, где они в виде кристаллов октаэдрической формы, часто с округленными ребрами, и ксеноморфных выделений располагаются либо внутри кристаллов клинопироксена, либо в интерстициальном пространстве (рис.3, к). Наиболее часто встречаемым минералом является хромшпинелид, который распространен по всему разрезу в виде хорошо ограненных кристаллов октаэдрической формы, округлых, реже ксеноморфных выделений. Он наблюдается в виде мелких (первые микроны) кристаллов, пойкилитово включенных в зерна оливина и клинопироксена, а также встречается в отдельных кристаллах либо гломерокристаллических агрегатов и сростков (рис.3, к-м). Химический состав минералов приведен в табл.4. Кроме того, в породах был установлен герцинит, а также неидентифицированные железо-ванадиевые соединения, которые, вероятнее всего, являются промежуточным членом ряда магнетит (FeO·Fe₂O₃) – шубнелит (FeVO₄) H₂O – кульсонит (FeV₂O₄).

На классификационных диаграммах (рис.4) выявляются особенности Ti-Fe-Cr минерализации, присущие отдельным массивам, и общие тенденции, характеризующие минерализацию в процессе ее формирования. Так, на диаграмме Al – Cr – Fe³⁺+2Ti (рис.4, а) изменение составов оксидов обусловлено дифференциацией расплавов. В частности, в шуйдинском комплексе изменения составов минералов определяется трендом хромшпинель-хроммагнетит; в породах скв.7 – алюмохромит–феррихромит–хроммагнетит; в мисаелгинском комплексе – хроммагнетит–магнетит и в кусинско-копанском комплексе – магнетит.

На диаграмме С.Дж.Барнеса и П.Л.Роджера [22] (рис.4, б) фигуративные точки Ti-Fe-Cr оксидов практически всех рассматриваемых комплексов попадают в поле расслоенных интрузий, что в целом является показателем общности процессов дифференциации несмотря на различия в условиях кристаллизации Ti-Fe-Cr минералов, присущие разным комплексам мира.

Ранее проведенными исследованиями было установлено, что содержание TiO₂ в хромшпинелиде может быть надежным индикатором состава магм и как следствие характеризовать геотектонические обстановки их формирования [24, 26-28]. Как видно из анализа диаграммы TiO₂–Al₂O₃ (рис.4, в), фигуративные точки составов минералов из дифференцированных комплексов западного склона Южного Урала группируются вне пределов выделенных полей. Более того, хромшпинелиды шуйдинского комплекса и из пород, вскрытых скв.7 при бессистемном расположении точек относительно выделенных полей, образуют отчетливый тренд, иллюстрирующий обратную зависимость между содержанием титана и алюминия в их составе. То есть, существующие зависимости между TiO₂ и Al₂O₃ в составе Ti-Fe-Cr минералов описываемых комплексов многообразнее и сложнее, чем поля, выделенные на диаграмме. Необходимо отметить, что хромшпинелиды сибирских траппов, долеритов Карру и траппов Декана также не укладываются в поля, выделенные на диаграмме TiO₂–Al₂O₃ (рис.4, г) [25].

Интересные закономерности выявляются при сравнительном анализе основных компонентов химического состава магнетитов из дифференцированных комплексов, изображенных на рис.5. В обобщенном виде они сводятся к следующему:

• для проверки корректности используемых авторских данных по кусинско-копанскому комплексу (Копанский и Маткальский массивы) на диаграммы нанесены данные В.В.Холоднова с соавторами [3] по Ti-Fe оруденению Медведевского массива. Как видно из диаграмм, точки, характеризующие распределение компонентов в магнетитах Копанского, Маткальского и Медведевского массивов, образуют единые поля на всех представленных диаграммах (рис.5);

• на диаграмме FeO–Cr₂O₃ фиксируется четко проявленная обратная зависимость между компонентами в магнетитах шуйдинского комплекса и породах скв.7. В то же время тренд, характеризующий магнетиты мисаелгинского комплекса в области с координатами ~ FeO – 85 %, Cr₂O₃ – 1 %, раздваивается таким образом, что одна ветвь располагается на общем для дифференцированных тел тренде, а вторая соответствует изменениям содержаний компонентов в магнетитах кусинско-копанского комплекса. При сохранении общих тенденций, присущих дифференцированным комплексам, поведение Cr₂O₃ в магнетитах габбрового горизонта мисаелгинской интрузии и рудных объектах кусинско-копанского комплексов идентично;
• на диаграммах FeO–MgO и FeO–Al₂O₃ все рассматриваемые комплексы укладываются в единый тренд, характеризующий поведение MgO и Al₂O₃ в процессе дифференциации расплава, но при этом магнетиты мисаелгинского и кусинско-копанского комплексов располагаются в «железистой» и низкоглиноземистой части тренда, а точки составов магнетитов из шуйдинского комплекса и пород скв.7 – в «магнезиальной» и высокоглиноземистой;
• на диаграммах FeO–TiO₂, FeO–V₂O₃ и FeO–MnO магнетиты мисаелгинского и кусинско-копанского комплексов образуют единые поля, в то время как распределение этих компонентов в магнетитах шуйдинского комплекса и породах скв.7 носит бессистемный характер.

Таким образом, анализ вариаций основных компонентов химического состава магнетитов из дифференцированных комлексов показал значительное сходство минерализации мисаелгинского и кусинско-копанского комплексов практически по всем параметрам, что может служить доказательством схожести механизмов ее формирования.

Определенный объем информации об условиях образования и преобразования Fe-Ti-Cr минерализации можно получить расчетными методами, а также при анализе химического состава сопутствующих минералов. Из расположения фигуративных точек на диаграмме lg fO₂–T, °С (рис.6, а) следует, что температура кристаллизации магнетит-ильменитовых сростков из пород мисаелгинского комплекса варьируется в пределах 712-745 °С. Интервал ее колебаний для 12 срастаний составляет 648-745 °С. Температура распада твердого раствора, рассчитанная для 15 образцов, – 588-766 °С. Как видно из диаграммы lg fO₂–T, °C (см. рис.6, а), парциальное давление О₂ в процессе кристаллизации расплава снижалось при уменьшении температуры, что свидетельствует о закрытости системы по отношению к кислороду и относительно слабой окисленности расплава (точки располагаются ниже гематит-магнетитового буфера). В метаморфизованных породах шуйдинского комплекса температурный интервал достижения равновесия между сосуществующими Fe-Ti фазами располагается в пределах 645-792 °С, а фугитивность кислорода составляла от –17 до –14,7. При этом часть точек попадает в поле, ограниченное NNO–QFM буферами. То есть, в процессе формирования Fe-Ti минерализации и ее преобразования при метаморфизме парциальное давление кислорода снижалось. Фигуративные точки, рассчитанные для Fe-Ti минералов из пород кусинско-копанского комплекса, группируются в два поля (рис.6, а), первое из которых (Т = 635-822 °С, lg fO₂ = –18,8-14,6) соответствует магматической стадии формирования минерализации, а второе (Т = 483-606 °С, lg fO₂ от –24,2 до –21,7) – метаморфогенному переуравновешиванию системы.  

Для оценки Р-Т параметров метаморфизма была построена диаграмма Ti (ф.к.)–Al (ф.к.) [32-34] для амфиболов из пород дифференцированных комплексов (рис.6, б). Примечательно, что точки, характеризующие амфиболы всех описываемых комплексов, сгруппировались в два поля с четко проявленной температурной границей – 800 °С, отделяющей первично магматический амфибол от метаморфогенного. Таким образом, параметры метаморфизма, который повлиял на перераспределение компонентов в Fe-Ti-Cr минералах дифференцированных комплексов, следующие: мисаелгинский – Т = <550-750 °С, P = 0,1-2,8 кбар; кусинско-копанский – Т = <550-630 °С, P = 0,3-0,7 кбар и шуйдинский комплексы – Т = <550-760 °С, P = 0,5-2,5 кбар.

Проведенный выше детальный анализ петрогеохимических особенностей пород, слагающих дифференцированные тела, и характеристика Ti-Fe-Cr минерализации показали: существует сходство процессов перераспределения РЗЭ в породах мисаелгинского и кусинско-копанского комплексов; по индикаторным отношениям благородных металлов наибольшее сходство также характерно для пород мисаелгинского и кусинско-копанского комплексов; вариации основных компонентов химического состава магнетитов свидетельствуют о значительном сходстве минерализации мисаелгинского и кусинско-копанского комплексов практически по всем параметрам. Изложенное выше позволяет использовать интрузивное тело мисаелгинского комплекса в качестве «эталонного» объекта для выяснения условий и механизмов формирования пород кусинско-копанского комплекса и приуроченной к ним Ti-Fe-Cr минерализации.

Нами было проведено моделирование процесса кристаллизации, которое осуществлялось с использованием двух моделей: по программному продукту КОМАГМАТ, версия 5.2.2.1 [35-37] и алгоритму Х.Д.Натана и К.К.Ван-Кирка [38]. За расплав принимался рассчитанный средневзвешенный состав интрузивного тела мисаелгинского комплекса (мас.%): SiO₂ – 48,23, TiO₂ – 1,87, Al₂O₃ – 8,4, FeO – 17,11, MnO – 0,2, MgO – 14,74, CaO – 8,32, Na₂O – 1,37, K₂O – 0,62. После получения результатов моделирования были построены диаграммы кристаллизации (рис.7).

Фракционная кристаллизация расплава, рассчитанная по программному продукту КОМАГМАТ, изображена на рис.7, а. Как видно из диаграммы, первой выделившейся фазой при температуре 1380 °С будет Ol (77-85 % Fo), к которому при Т – 1164 °С присоединяется Cpx, в результате чего 40 % объема расплава оказываются представленными биминеральной – Ol + Cpx ассоциацией. Далее в интервале температур 1139-904°С выделяется Cpx + Pl + Pg + tiMgt + Ilm ассоциация. Оставшиеся 10 % расплава представляют собой интерстициальный материал, кристаллизация которого не описывается в рамках заданной модели. Кристаллизация расплава по алгоритму Х.Д.Натана и К.К.Ван-Кирка [38] (рис.7, б) начинается с Ol при температуре 1304 °С, после выделения около 24 % кристаллов на ликвидусе появляется tiMgt, а при температуре 1207 °С кристаллизуется Cpx + tiMgt ассоциация с небольшим количеством Ol. В результате этого при снижении температуры до 1185 °С, около 48 % объема расплава представлено Ol + Cpx + tiMgt ассоциацией. В интервале температур 1185-1143 °С кристаллизуется Pl + Cpx + Opx + Mgt + Ol ассоциация в пропорциях, изображенных на диаграмме (см. рис.7, б). Состав расплава в этом интервале, вероятно, близок к субэвтектическому, что отображается на диаграмме в виде чередующихся полос, представляющих кристаллизацию из расплава одного из минералов. Далее кристаллизуется Pl + Opx + Cpx + tiMgt ассоциация, сменяющаяся Or + Pl + Q, которой и завершается процесс становления интрузивного тела. Анализ диаграммы свидетельствует, что ее верхняя часть полностью соответствует реальному строению расслоенной части кусинско-копанского комплекса. При этом необходимо подчеркнуть и первом, и во втором случаях, что комплекс должен иметь ультраосновной горизонт, представленный Ol + Cpx породами.

Ранее, при детальном изучении кусинско-копанского комплекса было установлено, что «... исходя из сопоставления химизма пород краевой группы и горизонта ильменитовых габброноритов, правомочен вывод о существовании в разрезе расслоенной серии комплекса невскрытых зон или горизонтов магнезиальных пород, близких к перидотитам, пироксенитам и их плагиоклазовым разностям. … Несомненно, большие объемы высокоплотных ультраосновных и основных

пород среди преимущественно метаосадочных образований должны отражаться в физических полях. Крупная и загадочная положительная площадная (до 20×30 км) аномалия силы тяжести в этом районе Урала имеется в 10-20 км восточнее полосы закартированных на поверхности интрузий комплекса на широте южной части Копанского массива с центром максимума в районе озера Семибратское. Обусловленность этой аномалии невскрытой еще частью очень крупной расслоенной интрузии нам представляется несомненной» [2, с. 96].

Таким образом, моделирование процесса кристаллизации расплава свидетельствует, что кусинско-копанский комплекс должен представлять собой лопполитообразное тело, идеализированный разрез которого представлен на рис.7, г. В результате коллизионных процессов, которые проявились на территории в венде и/или позднем палеозое [39], нижняя ультраосновная часть интрузива была оторвана от верхней (см. рис.7, д). То, что граница между основным и ультраосновным горизонтами дифференцированных интрузий является «ослабленной» зоной, фиксируется на примере тела мисаелгинского комплекса, в котором при относительно слабом метаморфизме пород в целом в переходной зоне они метаморфизованы полностью с развитием ассоциации гранат (гроссуляр) + амфибол + эпидот + хлорит.

Предлагаемое строение кусинско-копанского комплекса резко увеличивает его перспективы на такие виды минерального сырья, как платиноиды+сульфидное медно-никелевое оруденение и/или хромиты, ввиду того что элементы платиновой группы, сульфиды никеля и хромитовая минерализация концентрируются в нижнем (ультраосновном) горизонте дифференцированного тела, и это было показано нами ранее на примере мисаелгинского комплекса [14].

Выводы

Проведенный детальный анализ петрогеохимических особенностей пород, слагающих дифференцированные (расслоенные) тела западного склона Южного Урала, и характеристика приуроченой к ним Ti-Fe-Cr минерализации показали сходство процессов перераспределения РЗЭ в породах мисаелгинского и кусинско-копанского комплексов. Кроме того, по индикаторным отношениям благородных металлов наибольшее сходство также характерно для пород мисаелгинского и кусинско-копанского комплексов, а вариации основных компонентов химического состава магнетитов свидетельствуют о значительном сходстве минерализации этих комплексов практически по всем параметрам.

Установлено, что параметры метаморфизма, который повлиял на перераспределение компонентов в Fe-Ti-Cr минералах дифференцированных комплексов, соответствуют: мисаелгинский – Т = <550-750 °С, P = 0,1-2,8 кбар, кусинско-копанский – Т = <550-630 °С, P = 0,3-0,7 кбар и шуйдинский комплексы – Т = <550-760 °С, P = 0,5-2,5 кбар.

В результате моделирования процесса кристаллизации расплава показано, что кусинско-копанский комплекс представляет собой интрузивное тело, в идеализированном разрезе которого присутствует ультраосновной горизонт. В результате коллизионных процессов нижняя часть интрузива была оторвана от верхней. Предлагаемое строение кусинско-копанского комплекса резко увеличивает его перспективы на такие виды минерального сырья, как платиноиды + сульфидное медно-никелевое оруденение и/или хромиты.

Литература

1. Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. В 3-х томах. Т. 2. М.: Недра, 1978. 352 с.
2. Алексеев А.А., Алексеева Г.В., Ковалев С.Г. Расслоенные интрузии западного склона Урала. Уфа: Гилем, 2000. 188 с.
3. Холоднов В.В., Бочарникова Т.Д., Шагалов Е.С. Состав, возраст и генезис магнетит-ильменитовых руд среднерифейского стратифицированного Медведевского массива (кусинско-копанский комплекс Южного Урала) // Литосфера. 2012. № 5. С. 145-165.
4. Алексеев А.А., Алексеева Г.В., Ковалев С.Г. Дифференцированные интрузии западного склона Урала. Уфа: Гилем, 2003. 171 с.
5. Мазуров М.П. Васильев Ю.Р., Шихова А.В., Титов А.Т. Ассоциации и строение рудных минералов в интрузивных траппах западной части Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2014. Т. 55. № 1. С. 94-107. DOI: 10.15372/GiG201400107
6. Zhong-Jie Bai, Hong Zhong, Anthony J. Naldrett et al. Whole-rock and mineral composition of constraints on the genesis of the giant Hongge Fe-Ti-V oxide deposit in the Emeishan Large Igneous Province, Southwest China // Economic Geology. 2012. Vol. 107. № 3. P. 507-524. DOI: 10.2113/econgeo.107.3.507
7. Kwan-Nang Pang, Mei-Fu Zhou, Donald Lindsley et al. Origin of Fe-Ti oxide ores in mafic intrusions: evidence from the Panzhihua Intrusion, SW China // Journal of Petrology. 2008. Vol. 49. № 2. P. 295-313. DOI: 10.1093/petrology/egm082
8. Charlier B., Grove T.L. Experiments on liquid immiscibility along tholeiitic liquid lines of descent // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2012. Vol. 164. P. 27-44. DOI: 10.1007/s00410-012-0723-y
9. 9. Jakobsen J.K., Veksler I.V., Tegner C., Brooks C.K. Crystallization of the Skaergaard intrusion from an emulsion of immiscible iron- and silica-rich liquids: evidence from melt inclusions in plagioclase // Journal of Petrology. 2011. Vol. 52. Iss. 2. P. 345-373. DOI: 10.1093/petrology/egq083
10. Veksler I.V., Dorfman A.M., Borisov A.A. et al. Liquid immiscibility and the evolution of basaltic magma // Journal of Petrology. 2007. Vol. 48. Iss. 11. P. 2187-2210. DOI: 10.1093/petrology/egm056
11. Veksler I.V.,Charlier B. Silicate Liquid Immiscibility in Layered Intrusions // Layered Intrusions. Book Chapter in Springer Geology. 2015. P. 229-258. DOI: 10.1007/978-94-017-9652-1_5
12. Wang C.Y., Zhou M.F. New textural and mineralogical constraints on the origin of Hongge Fe-Ti-V oxide deposits, SW China // Mineralium Deposita. 2013. Vol. 48. Iss. 6. P. 787-798. DOI: 10.1007/s00126-013-0457-4
13. ШарковЕ.В., ЧистяковА.В., ЩипцовВ.В. идр. Происхождение Fе-Ti оксидной минерализации в среднепалеопротерозойском Елетьозерском сиенит-габбровом интрузивном комплексе (Северная Карелия, Россия) // Геология рудных месторождений. 2018. Т. 60. № 2. С. 198-230. DOI: 10.7868/s0016777018020041
14. Ковалев С.Г., Ковалев С.С. Условия и механизмы формирования сульфидно-оксидной минерализации при дифференциации расплава в промежуточной камере (на примере интрузии западного склона Южного Урала) // Геология рудных месторождений. 2021. Т. 63. № 6. С. 551-575. DOI: 10.31857/s0016777021060034
15. Ковалев С.Г., Ковалев C.С. К вопросу о дифференциации расплава в промежуточной камере (на примере дифференцированных интрузивов западного склона Южного Урала) // Георесурсы. 2021. Т. 23. № 4. C. 80-95. DOI: 10.18599/grs.2021.4.10
16. Ковалев С.Г., Сначев В.И., Романовская М.А. Новые геолого-петрогенетические аспекты формирования Кусинско-Копанского комплекса // Вестник Московского университета. Серия 4: Геология. 1995. № 4. С. 81-85.
17. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования / Гл. ред. О.А.Богатиков, О.В.Петров. СПб: ВСЕГЕИ, 2008. 203 с.
18. Irvine T.N., Baragar W.R.A. A guide to the chemical classification of the common rocks // Canadian Journal of Earth Sciences. 1971. Vol. 8. P. 523-548.
19. Barnes S.J., Maier W.D. The fractionation of Ni, Cu and the noble metals in silicate and sulfide liquids // Dynamic Processes in Magmatic Ore Deposits and their application in mineral exploration. Geological Association of Canada, Short Course. 1999. Vol. 13. P. 69-106.
20. Barnes S.J., Lightfoot P.C. Formation of magmatic nickel sulfide deposits and processes affecting their copper and platinum group element contents // Book Chapter Economic geology in One Hundredth Anniversary Volume. Society of Economic Geologists, 2005. P. 179-213. DOI: 10.5382/av100.08
21. McDonough W.F., Sun S.S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. Iss. 3-4. P. 223-253. DOI: 10.1016/0009-2541(94)00140-4
22. Barnes S.J., Roeder P.L. The Range of Spinel Compositions in Terrestrial Mafic and Ultramafic Rocks // Journal of Petrology. 2001. Vol. 42. Iss. 12. P. 2279-2302. DOI: 10.1093/petrology/42.12.2279
23. Округин А.В. Значение типоморфизма хромшпинелидов для прогнозирования коренных источников россыпной платины восточной части Сибирской платформы // Отечественная геология. 2005. № 5. С. 3-10.
24. Kamenetsky V.S., Grawford A.J., Meffre S. Factors Controlling Chemistry of Magmatic Spinel: an Empirical Study of Associated Olivine, Cr-spinel and Melt Inclusions from Primitive Rocks // Journal of Petrology. 2001. Vol. 42. Iss. 4. P. 655-671. DOI: 10.1093/petrology/42.4.655
25. Melluso L., de’Gennaro R., Rocco I. Compositional variations of chromiferous spinel in Mg-rich rocks of the Deccan Traps, India // Journal of Earth System Science. 2010. Vol. 119. Iss. 3. P. 343-363. DOI: 10.1007/s12040-010-0021-x
26. Glassley W. Geochemistry and tectonics of the Crescent volcanic rocks, Olympic Peninsula,Washington // Geological Society of America Bulletin. 1974. Vol. 85. № 5. P. 785-794. DOI: 10.1130/0016-7606(1974)85<785:GATOTC>2.0.CO;2
27. Arai S. Chemistry of chromian spinel in volcanic rocks a potential guide to magma chemistry // Mineralogical Magazine. 1992. Vol. 56. Iss. 383. P. 173-184. DOI: 10.1180/minmag.1992.056.383.04
28. Arai S., Okamura H., Kadoshima K. et al. Chemical characteristics of chromian spinel in plutonic rocks: Implications for deep magma processes and discrimination of tectonic setting // Island Arc. 2011. Vol. 20. Iss. 1. P. 125-137. DOI: 10.1111/j.1440-1738.2010.00747.x
29. Myers J., Eugster H.P. The system Fe-Si-O: oxygen buffer calibrations to 1,500 K // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1983. Vol. 82. Iss. 1. P. 75-90. DOI: 10.1007/bf00371177
30. Berman R.G. Internally-consistent thermodynamic data for minerals in the system Na₂О-K₂О-CaO-MgO-FeO-Fe₂О₃-A1₂О₃-SiO₂-TiO₂-H₂О-CO₂ // Journal of Petrology. 1988. Vol. 29. Iss. 2. Р. 445-522. DOI: 10.1093/petrology/29.2.445
31. Huebner J.S., Sato M. The oxygen fugacity-temperature relationships of manganese oxide and nickel oxide buffers // American Mineralogist. 1970. Vol. 55. № 5-6. P. 934-952.
32. Féménias O., Mercier J.-C.C., Nkono C. et al. Calcic amphibole growth and compositions in calc-alkaline magmas: Evidence from the Motru Dike Swarm (Southern Carpathians, Romania) // American Mineralogist. 2006. Vol. 91. № 1. P. 73-81. DOI: 10.2138/am.2006.1869
33. Mutch E.J.F., Blundy J.D., Tattitch B.C. et al. An experimental study of amphibole stability in low-pressure granitic magmas and a revised Al-in-hornblende geobarometer // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2016. Vol. 171. Iss.10. № 85. DOI: 10.1007/s00410-016-1298-9
34. Прибавкин С.В. Амфибол и биотит меланократовых пород из гранитоидных массивов Урала: состав, взаимоотношения, петрогенетические следствия // Литосфера. 2019. Т. 19. № 6. С. 902-918. DOI: 10.24930/1681-9004-2019-19-6-902-918
35. 35. Арискин А.А., Бармина Г.С., Френкель М.Ю. Имитация кристаллизации толеитовой магмы при низком давлении при фиксированной летучести кислорода // Geochemistry International. 1986. Vol. 24. № 5. С. 92-100.
36. Арискин А.А., Бармина Г.С. Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм. М.: Наука, 2000. 363 с.
37. Френкель М.Я., Ярошевский А.А., Арискин А.А. и др. Динамика внутрикамерной дифференциации базитовых магм. М.: Наука, 1988. 216 с.
38. Nathan H.D., Vankirk C.K. A model of magmatic crystallization // Journal of Petrology. 1978. Vol. 19. Iss. 1. P. 66-94. DOI: 10.1093/petrology/19.1.66
39. Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.