И СОПУТСТВУЮЩЕГО ОРУДЕНЕНИЯ

ТИТАН И ВАНАДИЙ В ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛАХ АЛЬПИНОТИПНЫХ ГИПЕРБАЗИТОВ АЗЕРБАЙДЖАНА

Абдуллаев З.Б.

Институт геологии НАН Азербайджана, Баку, Zakir_Garaca@mail.az

Исследования закономерностей распределения редких элементов в типоморфных породо- образующих минералах играют немаловажную роль при определении условий формирования по- род базит-гипербазитовых ассоциаций и их металлоносности.

Долгое время проведение подобных работ оставалось трудноразрешимой задачей в связи с тем, что гипербазиты повсюду подверглись вторичным изменениям, преимущественно серпен- тинизации, в результате которой получение чистых мономинеральных фракций становилось по- чти невозможным. Нами была разработана специальная методика для отделения мономине- ральных фракций. С этой целью было выделено более 50 мономинеральных фракций, которые подверглись химическому анализу [1,2].

Титан. В земной коре собственные минералы титана встречаются только в кислородных соединениях. Он, главным образом, рассеивается в силикатных минералах, изоморфно замещая изовалентно кремний и гетеровалентно трехвалентное железо. Последний осуществляется по схеме: Fe²⁺+Ti⁴⁺ = Fe³⁺+Fe³⁺. По этой причине максимальное содержание титана обнаруживает- ся в силикатных минералах, в составе которых присутствуют двух- и трехвалентные катионы, а в полевых шпатах, лишенных железа, титан почти отсутствует. В ультраосновных породах в ре- зультате процесса серпентинизации с разрушением кристаллической решетки пироксенов, титан охотно концентрируется в составе магнетита.

Если рассмотреть содержание титана по исследуемым минералам, устанавливается, что минимальное количество элемента фиксируется в оливинах и серпентинах (табл.1). Несколько больше его в энстатитах. А в диопсидах содержится максимальное количество элемента, в сред- нем составляя 0,111 %.

Баланс распределения элемента в минералах (табл. 2) показал, что почти все фиксируе- мое количество его оказалось сосредоточенным в породообразующих минералах, так как сум- марное содержание по минералам близко к общему содержанию в породе. В зависимости от соотношения, носителем элемента в породе является энстатит или диопсид. При совместном их Таблица 1 Среднее содержание титана и ванадия

в породообразующих минералах гипербазитов, вес.%

Содержание в % Элемент Минерал Кол-во

проб пределы среднее

Оливин 14 0,004-0,090 0,023

Энстатит 15 0,055-0,115 0,076 Диопсид 17 0,059-0,153 0,111 Ti

Серпентин 19 0,008-0,102 0,041

Оливин – – –

Энстатит 16 0,019-0,138 0,063 Диопсид 17 0,012-0,160 0,114 V

Серпентин 18 0,008-0,040 0,023

присутствии энстатит уступает. Из сказанного следует, что для образования собственных ми- нералов в расплаве его ничтожного количества было недостаточно.

Ванадий концентрируется главным образом в диопсиде (в среднем 0,12 %), где его со- держание больше, чем в энстатите 0,05 %. В оливинах ванадий не обнаружен, так как находит- ся ниже предела чувствительности метода его определения (0,001 %).

Подобный способ распространения ванадия говорит о его способности концентрироваться в более поздних силикатных минералах. Вместе с тем, его еще больше в рудных минералах.

Это подтверждает мнение некоторых исследователей о том, что в эндогенных процессах вана- дий, в основном, проявляется в трехвалентном виде и охотно изоморфно замещает трехвалентное железо. В определенных условиях ванадий концентрируется в магнетите и хромшпинелиде. В од- ноименных минералах из различных видов гипербазитов ванадий распределяется почти одинаково.

В общей сложности намечается параллелизм в поведении ванадия и титана в породооб- разующих минералах гипербазитов. В серпентинах обнаруживается минимальное количество ва- надия – 0,023 %. В процессе серпентинизации не происходит привноса, выноса элемента, а про- исходит его перераспределение.

На основании баланса распределения ванадия в минералах (см. табл. 2) установлено, что минералом-концентратором его является диопсид, на долю которого падает большая часть со- держания элемента в породе.

Таким образом нами впервые, на основании распределения в породообразующих минера- лах исследуемых элементов в отдельности установлено, что в процессе эволюции перидотито- вой магмы они склонны входить в кристаллическую решетку пироксенов с более сложным хи- мическим составом. Именно это положение является определяющим фактором характера рас- пределения исследуемых элементов.

Но все же, представляет определенный интерес выявление суммарной обогащенности этими элементами отдельных разновидностей гипербазитов. Нами для характеристики суммарной кон- центрации элементов подсчитан их коэффициент накопления в минералах по формуле, предло- женной Д. Шоу.

Таблица 2 Баланс распределения титана и ванадия

Содержание элемента в

минерале

Процент элемента, приходящийся на

минерал

Порода Минералы

Содержание минерала в породе, %

TiO2, n10^-1

V2O5,

n10^-1 TiO₂ V₂O₅

Оливин 45,4 0,04 - 5,2 -

Энстатит 25,7 0,63 0,88 50,8 78,4

Диопсид 2,6 – – – –

Серпентин 22,2 0,63 0,25 44,0 19,2

Хромшпинелид 2,9 – – – –

Гарцбургит

Сумма 98,8 0,31 0,28 100,0 97,6

Оливин 28,2 – – – –

Энстатит 30,1 0,60 0,25 40,0 15,3

Диопсид 25,2 1,03 1,60 57,8 80,5

Серпентин 11,6 0,08 – 2,2 –

Хромшпинелид 3,5 – – – –

Лерцолит

Сумма 97,6 0,45 0,48 100,0 95,4

Оливин 27,4 0,70 – 23,2 –

Энстатит 8,0 – – – –

Диопсид 46,8 1,25 1,06 70,7 66,7

Серпентин 14,5 0,34 0,32 6,0 6,3

Верлит

Сумма 96,7 0,83 0,55 99,9 73,0

 

ⁿ

1 i

i

K k n

R 1

где: n – число элементов; ki – содержание элемента в минерале; Ki – кларк элемента.

Вместо кларка в подсчетах пользовались средним содержанием элементов в гипербази- тах. Подсчеты проведены для всех разновидностей и в общем для гипербазитов. Данные све- дены в табл. 3.

При сравнении коэффициентов концентрации элементов видно, что у энстатита, а еще боль- ше у диопсида, наблюдается большая, чем у оливина склонность концентрировать в себе ма- лые элементы. Если при подсчетах учесть среднее содержание минерала в породе, то можно определить и минерал-носитель элементов:

н

R

ол.= 0,550,54 = 0,30

н

R

эн.= 1,010,21 = 0,21

н

R

ди.= 1,480,25 = 0,37

Как видно из табл. 3, в более магнезиальных породах основным носителем является оли- вин, а концентратором – энстатит, а в менее магнезиальных разновидностях пород и носителем и концентратором является диопсид.

В гипербазитах все исследуемые элементы содержатся в породообразующих минералах в виде изоморфной примеси, закономерно повышаясь от оливина к диопсиду.

Установлено, что наиболее тесные корреляционные связи с главными элементами наблю- даются у редких элементов, характеризующихся контрастными содержаниями в породообразу- ющих минералах, слагающих гипербазиты, т. е. Ti, V и др. Разные количественные сочетания этих минералов в исследованных породах находят свое отражение в неодинаковом характере корреляционных связей между редкими и породообразующими элементами.

Значимые положительные коэффициенты корреляции установлены в первично ассоцииру- ющих минералах между парами элементов: кремнезема со скандием (0,59), титаном (0,77) и ва- надием (0,74), глинозема с титаном (0,62) и ванадием (0,63). С железом корреляция редких эле- ментов незначима.

Геохимическое поведение малых и редких элементов в главных видах и разновидностях базит-гипербазитовых ассоциаций, а также в их породообразующих минералах дает нам осно- вание наметить наличие существенного различия в условиях формирования и пути эволюции глу- бинного мантийного вещества в процессе формирования главнейших типов пород. Ведущая гео- химическая особенность пород этой ассоциации, прежде всего, зависит от глубины, следовательно, и степени селективного плавления исходного мантийного вещества, а в дальнейшем конкретных геотектонических условий. Немаловажную роль играет и взаимодействие более молодых габ- броидных интрузивов и гипербазитов. Различия в количественных оценках содержаний малых элементов в породах одноименного петрографического состава, а также слагающих их породо- Таблица 3 Минерал-носитель (R^H) и концентратор (R^k) элементов в разновидностях гипербазитов

Оливин Энстатит Диопсид

Минерал

Разновидность R^H R^k R^H R^k R^H R^k

Пироксеновый дунит 0,49 0,58 0,17 1,54 0,07 1,48

Гарцбургит 0,29 0,50 0,46 1,32 – –

Лерцолит 0,29 0,52 0,21 0,80 0,32 1,80

Верлит 0,31 0,64 – – 0,63 1,53

Оливиновый пироксенит 0,13 0,57 0,22 0,98 0,88 1,57

Гипербазиты 0,30 0,55 0,21 1,01 0,37 1,48

образующих минералах, относящихся к различным магматическим провинциям, широко исполь- зуются при определении их формационной принадлежности. Именно закономерности распреде- ления малых элементов отражают полный комплекс процессов, начиная с образования исходно- го субстрата, последующей его эволюции в пределах земной коры и становления как геологи- ческого тела в современном эрозионном срезе.

Наряду с количественной оценкой таких когерентных элементов, как элементы семейства железа, при формационном анализе большое значение имеют и отношения определенных пар эле- ментов: Cr/V, Cr/Ti, Ti/V и др. Сказанному способствует противоположная геохимическая тен- денция, обусловленная способностью каждого из них концентрироваться в той или иной среде.

В условиях верхней мантии, где происходит разделение легкоплавкого базальтового состав- ляющего (обогащенного кальцием, алюминием и щелочами) от тугоплавкого ультраосновного состава, богатого магнием и, частично, железом, решается судьба элементов примесей. Их об- щей геохимической тенденцией является тяготение к тем или иным макрокомпонентам, начи- ная с ранних и завершая в более поздних минеральных образованиях. Здесь активно действует принцип когерентности.

Подобная тенденция распределения исследуемых элементов определяется многими фак- торами, среди которых на передний план можно вынести сходство их кристаллохимических кон- стант с главными петрогенными элементами. Именно этот фактор предопределяет судьбу ред- ких элементов, способствуя рассеиванию или концентрированию в результате минералообразо- вания, где с появлением в составе пироксенов таких легкоплавких элементов, как Ca²⁺ и Al³⁺, происходит накапливание родственных им элементов – титана и ванадия.

Как уже было сказано выше, структурные особенности и химический состав оливина, пи- роксенов и плагиоклаза таковы, что они могут принять в свой состав разное количество редких элементов, причем пироксены, имеющие более сложный состав, содержат и большое количе- ство этих элементов.

Хотя распределение этих элементов зависит и от последовательности кристаллизации по- родообразующих минералов из родоначального расплава, а также специфики состава и структу- ры минералов, они в составе отдельных разновидностей отличаются и по содержанию редких элементов.

Распределение исследуемых элементов в гипербазитах в значительной степени зависит от их способности задерживаться в остаточных порциях расплава. Поскольку в более легкоп- лавкой и подвижной части субстрата задерживается железо и алюминий, в составе пироксенов скапливаются и родственные им элементы –титан, ванадий. Незначительная часть этих элемен- тов скапливается в составе энстатита, а главная – в диопсиде. Поэтому распределение редких элементов, в общей сложности, находится в тесной связи от количественных сочетаний в них минералов-концентраторов и минералов-носителей. Отсюда становится ясным увеличение со- держания одних и уменьшение других элементов в лерцолитах, в составе которых преобладаю- щими минералами являются энстатит и диопсид, по сравнению с дунитами и гарцбургитами.

Весьма контрастным характером распределения исследуемых элементов отличаются по- роды контактовой зоны. Трудно выявить какую-нибудь закономерность в их поведении. Имея широкие пределы колебания значений содержаний, их распределение не соответствует нормаль- ному закону. Здесь нарушаются и корреляционные связи между отдельными компонентами.

Литература

1. Абдуллаев З.Б., Гусейнова С.Ф. Закономерности распределения титана и ванадия в уль- трабазитах Малого Кавказа // Геохимия, 1970. № 12. С. 1462-1467.

2. Абдуллаев З.Б. Альпинотипные гипербазиты Азербайджана. Баку: Nafta-Press, 2007. 295 с.

НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО ГЕОХИМИИ УГЛЕРОДИСТЫХ КОМПЛЕКСОВ И ВЕЩЕСТВЕННОМУ СОСТАВУ ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА

В ЗАПАДНОМ ОБРАМЛЕНИИ СЫСЕРТСКОГО БЛОКА

Азовскова О.Б.*, Корякова О.В.**, Чередниченко Н.В.*, Петрищева В.Г.*, Янченко М.Ю.***

* Институт геологии и геохимии УрО РАН, Oazovskova@yandex.ru

**Институт органических соединений УрО РАН

***Институт химии твердого тела УрО РАН

Региональная зона рассланцевания и тектонического меланжа в западном обрамлении Сы- сертского блока перспективна на различные виды полезных ископаемых, важнейшим из кото- рых является золото. Эта крупная геологическая структура включает в себя несколько зон смя- тия (Мраморская, Полевская, Колхозная и др.) и более мелких структурных блоков (в том чис- ле Иткульский и Шабровский), которые в большей или меньшей степени отличаются по средне- му уровню метаморфизма пород субстрата и их принадлежности к тем или иным геологичес- ким комплексам. Общим для всей зоны является постоянное присутствие в разрезе углеродис- то-слюдисто-кварцевых сланцев (±углеродистые кварциты) и углеродистых битуминозных мра- моров. Особый интерес к изучению рассеянного органического вещества (РОВ) пород, законо- мерностей его распределения и особенностей состава определяется активным участием ОВ в различных рудных процессах [2, 6].

Объектами изучения являются углеродистые породы Мраморской, Иткульской и частич- но Шабровской площадей, расположенные, соответственно, в центральной и южной части струк- туры и на ее северном замыкании. Исследования, проведенные ранее в пределах Мраморской зоны смятия, показали, что углеродистые образования имеют метаморфогенно-метасоматичес- кую природу, А на рудопроявлении Водораздельное и нескольких перспективных золотоносных участках была установлена тесная связь второго этапа золотого оруденения (золото-теллурид- ный тип) с проявлениями углеродистого метасоматоза [1, 3]. Шабровская площадь входит в со- став одного из старейших золоторудных районов и, по-видимому, имеет значительное сходство с Мраморской, хотя системного изучения с точки зрения металлогении Au здесь не проводи- лось. Иткульский блок отличается большей степенью метаморфизма пород (амфиболитовая фа- ция) и более древними датировками слагающих его геологических комплексов. Рудопроявлений золота здесь неизвестно (возможно, из-за слабой изученности в плане золотоносности), однако результаты атомно-абсорбционного анализа в ряде случаев показали повышенные содержания золота – n0,01 г/т.

Для Мраморской зоны характерно присутствие углеродистого вещества во всех породах и комплексах, но наиболее обогащены им углеродисто-слюдисто-кварцевые сланцы, тела и лин- зы мраморов, зоны тектонических нарушений и отдельные участки кор выветривания. Видовой состав РОВ включает 3-5 разновидностей (от легких углеводородов и битумов антраксолитово- го и керитового ряда до графита разной степени кристалличности и/или высокоотражающего гра- фитоида) и не зависит от состава и состояния вмещающей породы, варьируют только относи- тельные содержания. По данным хроматографического элементного анализа, в углеродистых сланцах содержание С_орг 1-3 %, в битуминозных мраморах – 0,6-0,9 вес. % (по данным терми- ческого анализа, до 0,6 вес. %). Результаты термического анализа аналогичных мраморов с Шаб- ровской и Иткульской площадей показывают, что общее содержание УВ в них ~0,2±0,1 % вес.

По количеству, как и на Мраморской площади, значительно преобладает графит. Он характери- зуется более высокими температурами выгорания (экзомаксимумы 730-800 °С), что может быть связано с большей общей степенью метаморфизма в пределах этих блоков. В тоже время, во всех пробах (подобно Мраморской зоне) присутствуют еще 1-3 разновидности ОВ, которые по значениям максимумов экзоэффектов (357-366, 504 и <200 °С) могут быть отнесены к битумам керитового, реже антраксолитового ряда и нефтеподобным битумоидам [5].

Наиболее активной частью РОВ являются растворимые битумы (битумоиды). Одной из задач проведенных исследований было выделение растворимых битумов из основных типов уг- леродистых пород Мраморской зоны и Иткульского блока, определение их состава и предвари-

тельный сравнительный анализ. Экстракция битумоидов (аналитик Н.Н. Гусева, ВИМС, Моск- ва) проводилась с помощью камеры Сокслета горячим хлороформом в течение 50 часов на во- дяной бане.

В образцах с Мраморской площади максимальные содержания битумоидов определены в слан- цах (462 мг/кг) и мраморах (225 мг/кг) на небольшом удалении от рудопроявления Водораздельное (ближняя периферия), а также в глинистых корах выветривания (305 мг/кг) в его краевой части. Уг- леродистые сланцы центральной зоны рудопроявления относительно обеднены растворимыми биту- мами (99-133 мг/кг). Невысокие содержания битумоидов установлены и в углеродистых сланцах Ит- кульского блока: 94 мг/кг (западная полоса) и 104 мг/кг (восточная сланцевая полоса).

Состав выделенных битумоидов изучался с помощью ИК-спектроскопии на спектромет- ре «Nikolet 6700» с приставкой НПВО с алмазным кристаллом в области 4000-400см^-1 (анали- тик О.В. Корякова, ИОС УрО РАН). Спектры образцов мрамора (Мр-22-19) и коры выветрива- ния с периферии рудопроявления и сланца с восточной полосы Иткульского блока (Ит-13-1) ока- зались почти идентичны. Здесь присутствуют С-Н-соединения, карбонильные и сложноэфирные группы, но интенсивность полос невысокая. Только в образце из коры выветривания относитель- но увеличено содержание С-О-, а в мраморе С-Н-связей. В образце мрамора, удаленного от ру- допроявления появляются дополнительные полосы 3394 и 3180 см^-1, которые могут быть отнесе- ны к валентным колебаниям аминогрупп. Соответствующие им деформационные колебания про- являются в виде слабых полос 1641 и 1596 см^-1 (последние могут также принадлежать аромати- ческим соединениям). Аналогичный этому образцу состав ОВ характерен для спектра образца из западной сланцевой полосы Иткульского блока (Ит-37). Таким образом, принципиальных различий в составе битумоидов углеродистых комплексов Мраморской и Иткульской площадей не выявле- но, что может свидетельствовать об едином режиме развития структуры, хотя уверенно говорить об этом пока преждевременно из-за недостаточного количества исследованных образцов.

Образцы из центральной зоны рудопроявления Водораздельное отличаются наименьшей степенью окисленности ОВ: относительно высокая интенсивность полос в области 2800-3000 см^-1, характеризующих С-Н – связи и слабое проявление полосы валентных колебаний гидроксиль- ных групп. Образец с периферии золотоносной полосы отличается максимальной степенью окис- ленности ОВ с преобладанием гидроксильных групп: значительное поглощение с максимумом 3430 см^-1 и интенсивные полосы 1028, 1088 и 1164 см^-1, которые могут быть следствием дефор- мационных колебаний С-О-Н группировок и валентных колебаний С-О связей. Подобное рас- пределение необычно для золоторудных объектов – как правило, наиболее окисленные ОВ рас- пространены в их центральных частях [4]. Возможно, это связано с определенной незавершен- ностью последнего этапа рудно-метасоматического процесса.

Другой важной задачей проводимых исследований является изучение и сравнительная ха- рактеристика геохимических особенностей углеродистых пород. Полученные на сегодняшний день результаты показывают, что геохимические спектры углеродистых сланцев и мраморов из разных частей рассматриваемой региональной структуры (по данным ICP-MS) имеют большое сходство (рис. 1 и 2).

Не наблюдается также выраженных особенностей в геохимических спектрах пород, при- надлежащих разным площадям, хотя они находятся в различных частях протяженной региональ- ной структуры, а углеродистые сланцы по данным геологического картирования относятся к раз- ным геологическим комплексам: сланцы Мраморской зоны – к метаморфизованной вулканоген- но-терригенной толще верхнего силура-нижнего девона, а аналогичные образования Иткульско- го блока – к среднерифейским метаморфитам. Следует отметить, что повышенные содержа- ния вольфрама в пробах Мр-1599 и Мр-1602 (см. рис. 1) связаны с общими особенностями гео- химического поля на рудопроявлении Водораздельное. В мраморах (см. рис. 2) при общих не- высоких содержаниях наибольший разброс значений отмечен по элементам группы Bi-W-Mo, что также может быть связано с влиянием рудных процессов.

Еще больше сходства между различными углеродистыми породами демонстрируют кри- вые распределения РЗЭ (рис. 3 и 4). При этом графики, отвечающие мраморам и их нераство- римым остаткам, полностью соответствуют аналогичным графикам углеродистых сланцев, от- личаясь только, соответственно, пониженными и повышенными содержаниями РЗЭ

Таким образом, результаты проведенных исследований различных углеродистых пород за- падного обрамления Сысертского блока позволяют предположить, что в целом, и углеродистые сланцы, и мрамора с разных площадей являются производными единого процесса и продуктами метаморфической дифференциации. Они также свидетельствуют о едином режиме развития структуры в течение длительного времени и активном участии ОВ в геологических процессах.

Работа выполнена по программе проектов УрО РАН, СО РАН, ДВО РАН 2009-2011 гг.

Литература

1. Азовскова О.Б, Малюгин А.А., Александров В.В. и др. Углеродистый метасоматоз и золотое оруденение зоны мезо-кайнозойской активизации на Среднем Урале // Актуальные про- блемы рудообразования и металлогении. Новосибирск, 2006. С. 12-14.

Рис. 1. Графики распределения основных микроэлементов в углеродисто-слюди- сто-кварцевых сланцах Мраморской и Иткульской площадей:

Пробы: Мр-1599, 1602 – центральная и северная часть рудопроявления Водораздельное, периферия рудной зоны; Мр-1600 – сланцевая полоса к западу от рудопроявления; Ит-19-4, 13-1, 17а-1 – «Восточно- иткульская» полоса сланцев, Ит-37 – «Западно-иткульская» полоса (Ит-17а-1 из зоны контакта с гранитог- нейсом).

Рис. 2. Графики распределения основных микроэлементов в битуминозных мрамо- рах Мраморской (Мр-22-19), Шабровской (Шб-23-5) и Иткульской (Ит-33-1) площадей.

2. Банникова Л.А. Органическое вещество в гидротермальном рудообразовании. М.: На- ука, 1990. 205с.

3. Раппопорт М.С., Азовскова О.Б., Кузнецов В.Н. Геологическое строение, метамор- физм и золотое оруденение Мраморской зоны смятия (Средний Урал) // Рудообразование в гео- логической истории Урала. Екатеринбург, ДПР, 2001. С. 55-72.

4. Русинов В.Л., Русинова О.В., Кряжев С.Г. и др. Околорудный метасоматизм терри- генных углеродистых пород в Ленском золоторудном районе // Геология рудных месторожде- ний, 2008. Т. 50. № 1. С. 3-46.

5. Русинова О.В, Русинов В.Л. Метасоматический процесс в рудном поле Мурунтау (За- падный Узбекистан) // Геология рудных месторождений, 2003. Т. 45. № 1. С. 75-96.

6. Disnar J.R., Sureau J.F. Organic metter and ore genesis – progress and perspectives // Organic Geochemistry, 1990. V. 16. Iss 1-3. P. 577-599.

Рис. 3. Распределение РЗЭ в углеродистых сланцах Мраморской и Иткульской площадей и в нерастворимых остатках мраморов Иткульской (Ит-33-1) и Шабровс- кой (Шб-23-5б) площадей:

Номера проб см. на рис. 1.

Рис. 4. Распределение РЗЭ в углеродистых мраморах Мраморской (Мр-22-19), Ит- кульской (Ит-33-1) и Шабровской (Шб-23-5) площадей.

ПРИРОДА РАВНОВЕСНОСТИ МИКРОСТРУКТУР В ПОРОДАХ И РУДАХ ХРОМИТОНОСНЫХ КОМПЛЕКСОВ

Алимов В.Ю.*, Вахрушева Н.В.**

*ООО НПП «Гео-Хром»

**Институт геологии и геохимии УрО РАН

Общепризнано, что альпинотипные ультрамафиты являются мантийными и мантийно-ко- ровыми тектонитами. В.Р. Шмелевым и В.Н. Пучковым для массива Рай-Из установлено, что формирование хромитоносных дунит-гарцбургитовых комплексов соответствует деформациям ультрамафитов, переходных от верхне-мантийных складчатых к плоскостным в зонах высоко- температурного пластического течения [3]. По механизму сдвиговой деформации эта ситуация для оливина характеризуется переходом от трансляционного скольжения к синтектонической рек- ристаллизации. За счет грануляции минералов и процессов вращения зерен «запускается» меха- низм контактных взаимодействий, возникают мощные концентраторы механических напряжений [1]. Изучение структурного плана деформаций привело к выводу о локализации дунитовых и хро- митовых тел в зонах максимальных тектонических напряжений [3]. Картирование деформаци- онных микроструктур ультрамафитов (порфирокластических, вторичных протогранулярных, лей- стовых и т. д.) петрографическими методами в пределах рудных полей показывает их законо- мерное положение относительно рудных тел и может служить одним из методов поиска хромитов.

При этом, как правило, на оптическом уровне массивные хромитовые руды и дуниты ха- рактеризуются равновесными структурами, которые относятся к мозаичным, вторичным про- тогранулярным. В общем случае эти микроструктуры можно отнести к порфиробластовым для полиминеральных образований и к гранобластовым для мономинеральных. Такие микрострук- туры, несомненно, свидетельствуют о высокой степени структурной равновесности вещества.

Нет ли здесь противоречия? Обычно считается, что порфиро- и гранобластовые агрегаты воз- никают как результат перекристаллизации в результате более позднего нагрева при активном участии летучих [3]. Эта версия выглядит правдоподобной при работе с большими мономине- ральными геологическими телами. Однако изучение дунит-гарцбургитовых комплексов ставит эту точку зрения под сомнение. Нередки случаи, когда небольшие по размеру дунитовые или хромитовые тела с гранобластовой структурой залегают среди огромных полей гарцбургитов, сохраняющих ярко выраженные деформационные микроструктуры. Тепловое поле, как извест- но, не обладает избирательностью. Можно предположить ещё, однако, что мономинеральные образования обладают меньшей устойчивостью к перекристаллизации, чем полиминеральные.

Чтобы разобраться в данной ситуации, необходимы данные по микростроению минералов, полу- ченные на электронно-микроскопическом уровне. Нами такие исследования проводятся уже про- должительное время. В наибольшей степени изучены хромиты, а из них – нодулярные руды [3].

Установлено, что реликтовое строение хромитов – микроглобулярное фрактального типа. Глобу- ли размером ~0,1 мкм состоят из глобулей ~0,01 мкм и т. д. Первичность таких образований на сегодняшний день не вызывает сомнений. Сдвиг под давлением является одним из методов по- лучения наноматериалов. Именно этот механизм, по нашим представлениям, и лежит в основе происхождения микроглобулярных и т. п. микроструктур хромита. Широкая распространенность наносостояния в минеральном мире хорошо известна [2]. Аналогичная информация получена и по оливинам. Даже для наиболее ранних несерпентинизированных гарцбургитов г. Пайты в оли- винах наблюдается блочность с размерами ~1 и 0,1 мкм. Устанавливается микроблочность и интрарудных оливинов. Форма блоков, напоминающая капли (конуса со скругленным основани- ем) также является распространенной. Данные микроструктуры проинтерпретированы нами как следы неравновесной раскристаллизации ранней дисперсной фракции оливина.

Высокодисперсное состояние минерального вещества должно сопровождаться значитель- ной величиной микропористости с размером пор порядка наименьшего размера блока. Это под- тверждается данными изучения ультрамикропористости дунитов Енгайского рудопроявления, м.

Рай-Из методом ЯМР. Измерения проведены Доломанским Ю.К. (Институт геофизики УрО РАН).

Реликтовая микроблочность оливина, выявленная химическим травлением, была установ- лена оптическими методами в работах П.Я. Яроша и Е.П. Царицына [6]. Наши наблюдения под- тверждают результаты этих авторов. Таким образом, и для оливинов устанавливаются фраг- менты реликтовых блочных микроструктур, свидетельствующих об отсутствии тотальной пе- рекристаллизации.

В связи с вышеизложенным, можно отметить следующее:

– для массивных хромитов и дунитов наблюдаемая петрографически гранобластовая струк- тура сочетается с неравновесными электронно-микроскопическими структурами, свидетельству- ющими об отсутствии в природных условиях интенсивной перекристаллизации, например, путем отжига;

– особенности микростроения изученных минералов свидетельствуют о наличии на опре- деленных этапах деформаций ультрамафитов нескольких структурно-размерных уровней орга- низации вещества. Именно такой подход для деформируемых сред развивается в рамках отно- сительно новой дисциплины – физической мезомеханики, в отличие от традиционного подхода, рассматривающего деформируемую среду по схеме «кристалл+дислокации». Блочно-кластер- ный многоуровневый кристалл целесообразно определить как мезокристалл. Такая многоуров- невость продолжает закономерность иерархической блочности геосферы, установленную акад.

М.А. Садовским, до наноуровня.

Для того, чтобы понять, каким образом сложное внутреннее строение минералов с нерав- новесными синдеформационными микроструктурами (электронно-микроскопический уровень) сочетается с равновесными структурами на уровне оптических увеличений, необходимо рассмот- реть особенности механических и упругих свойств гранулированных (блочных, микроглобуляр- ных, кластерных) сред. Для этого достаточно основных сведений о деформациях и их особенно- стях в зернистых средах [4, 5].

Поскольку породы и руды представляют собой поликристаллические образования, мини- мально достаточным является рассмотрение их свойств в рамках простейшего варианта тео- рии упругости. Как известно, деформации и распределение механических напряжений могут быть описаны двумя упругими константами. Удобно использовать модуль Юнга Е (модуль линейного удлинения) и коэффициент Пуассона  (модуль поперечного сжатия). Величина  показывает со- отношение между продольными и поперечными механическими напряжениями в изотропном по- ликристаллическом теле. В частности, для вертикального давления Р_в (вес пород) и горизон- тальных напряжений Р_г существует соотношение [5]:

Р_г = Р_в[ / (1- )] (1) Таким образом, коэффициент Пуассона показывает, в какой степени механические напря- жения передаются от линии их действия «в стороны».

Как правило, у руд и пород в их современном состоянии коэффициент Пуассона близок к 0,33. Соотношение Р_г / Р_в = 0,49. Данные по микроструктурам позволяют рассмотреть хромит и оливин на стадии активной деформации как многоуровневую гранулированную среду. Нас инте- ресует величина коэффициента Пуассона для такой среды. Рассмотрим эту задачу сначала в простейшем варианте. Представим гранулированную среду в виде кубической упаковки шаров одинакового размера, нагруженных некоторым давлением. Коэффициент Пуассона массивного материала равен ₁. Найдем коэффициент Пуассона ₂ гранулированной среды из данного мате- риала. Особенностью данной задачи является наличие давлений на контактах шаров, значительно превышающих внешнее (фоновое). Величины для продольных и поперечных волн в такой грану- лированной среде рассчитаны сейсмологами в рамках теории Герца [4]. Зная эти скорости, по стандартным формулам теории упругости нетрудно рассчитать величину ₂. Не рассматривая здесь выкладки, приведем окончательный результат:

₂ = 0,5₁ (2) Примечательно, что соотношение ₂/₁ для одноуровневой гранулированной среды не за- висит ни от типа вещества, ни от РТ-параметров, ни от размера частиц. Соответственно, для рассмотренного выше случая ₂ = 0,50,33 = 0,165. Величина Р_г / Р_в в данном случае равна 0,2, т. е. простая гранулированная среда значительно слабее (в 2,5 раза), чем кристаллическое тело из того же вещества, передает приложенное давление «в стороны». Учтем теперь, что согласно

No documento ПЕТРОГЕНЕЗИС И РУДООБРАЗОВАНИЕ 20-22 октября 2009 г. (páginas 130-196)