Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1 Офиолитовые комплексы среднего урала 10
ГЛАВА 2 Ключевской массив 25
2.1 Геологическое строение 25
2.2 Минералого-петрографические и геохимические особенности пород 28
2.3 Хромитовое оруденение 43
2.4 Изотопный U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов 47
ГЛАВА 3 Офиолиты в восточном обрамлении ревдинского массива 52
3.1 Геологическое строение 52
3.2 Минералого-петрографические особенности пород 62
3.3 Акцессорная хромовая шпинель 73
3.4 Гидротермальные прожилки и вторичные метасоматические изменения... 81
3.5 Геохимические особенности пород 83
3.6 Изотопный U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов 87
ГЛАВА 4 Офиолиты в западном обрамлении ревдинского массива 95
4.1 Геологическое строение 95
4.2 Минералого-петрографические особенности пород 103
4.3 Акцессорная хромовая шпинель 112
4.4 Геохимические особенности пород 115
4.5 Проблема возраста 121
ГЛАВА 5 Офиолиты в структуре ревдинского массива 124
5.1 Геологическое строение блока 124
5.2 Минералого-петрографические особенности пород 138
5.3 Геохимические особенности пород 157
5.4 Проблема возраста 172
ГЛАВА 6 Обсуждение результатов 174
Заключение 180
Список сокращений и условных обозначений 182
Список литературы
- Минералого-петрографические и геохимические особенности пород
- Минералого-петрографические особенности пород
- Акцессорная хромовая шпинель
- Минералого-петрографические особенности пород
Минералого-петрографические и геохимические особенности пород
В некоторых массивах (Верх-Нейвинский, Верхнее-Тагильский, Гологорский) в дунитах полосчатого комплекса локализовано хромитовое оруденение (Перевозчиков, 2011). С Уфалейским массивом связано месторождение силикатных никелевых руд в коре выветривания. Для офиолитов Серовско-Маукского пояса Г.А. Петровым с соавторами Sm-Nd методом в двух пробах амфибол-клинопироксенового габбро были получены возраста 566±27 млн лет и 540±26 млн лет, перекрывающиеся в пределах погрешности (Петров и др., 2010). Возраст комплекса параллельных даек принимается как верхнеордовикский-раннесилурийский, за счет его комагматичности вулканитам Красноуральской свиты (Петров и др., 2011).
Офиолиты Восточно-Уральской мегазоны. В пределах Восточно-Уральской мегазоны, расположенной к востоку от Серовско-Маукского разлома, породы офиолитовой ассоциации широко распространены преимущественно в зонах тектонических надвигов, на границах выступов кристаллических пород (микроконтинентов) и крупных гранитных плутонов, а так же в основании разрезов вулканогенно-осадочных пород. Наибольшим распространением пользуются тектонические блоки и пластины в различной степени метаморфизованных базальтов и долеритов офиолитовой ассоциации, а так же цепочки линзовидных тел серпентинитов, маркирующих крупные разрывные нарушения. В пределах надвиговых зон присутствуют крупные офиолитовые массивы (Алапаевский, Точильногорский, Баженовский, Режевской, Ключевской и др.), в различной степени сохранившие целостность пород верхней части офиолитового разреза и в различной степени подвергшиеся метаморфическим изменениям (Перевозчиков, 2011).
Так же стоит отметить, что породы офиолитовой ассоциации известны в пределах выступов кристаллических пород, где они присутствуют в виде цепочек линзовидных тел серпентинитов и метаморфитов основного состава, а так же образуют небольшие массивы (Варлаков и др., 1998). В пределах Салдинского выступа наблюдаются породы Емехского комплекса, представленные метабазальтовыми амфиболитами толеитового состава. Амфиболиты по данным Ю.С. Каретина характеризуются содержаниями Si02 48,5-53,2%, А1203 15,2%, ТЮ2 1,3%, MgO 6,8-8,3%, низкими содержаниями Na20 3,7% и К20 0,21% и невысокой железистостью Fe/(Fe+Mg) 0,45 (Каретин, 2000). Породы емехского комплекса, совместно с встречающимися среди них мелкими телами талькитов и антигоритовых серпентинитов, рассматриваются Ю.С. Каретиным как докембрийские офиолиты, отделяемые им от находящихся западнее офиолитовых массивов Серовско-Маукского пояса по более глубокой степени метаморфизма (Каретин, 2000). Севернее в разрезе по р. Туре Ю.С. Каретиным описаны породы истокского комплекса, аналогичные по минералого-петрографическим и геохимическим особенностям породам емехского комплекса (Каретин, 2000).
В пределах Сысертско-Ильменогорского выступа кристаллических пород наблюдаются многочисленные тела апоультрамафитовых серпентинитов и метасоматически измененных габброидов офиолитовой ассоциации, так же выделяемых как куликовский комплекс (Петров и др., 2011). Блоки пород офиолитовой ассоциации пространственно приурочены к периферийной части структуры или к обрамлению Сысертского гнейсово-мигматитового ядра (Шумихинская структура), Ильменского и Вишневогорского массивов. Как правило, массивы второго типа приурочены к выходам пород Саитовской позднепротерозойской (Каретин, 2000, Коротеев и др., 1985, и др.) серии, прослеживающейся преимущественно в восточной приосевой части Сысертско-Ильменогорского антиклинория.
Ультрамафиты офиолитовой ассоциации в пределах Сысертско-Ильменогорского блока, по данным А.С. Варлакова и соавторов, претерпели сначала региональный динамометаморфизм, затем региональный кремнекислотный метасоматоз, а потом локальные кремнекислотно-метасоматические изменения, с которыми было связано формирование промышленно-значимых залежей прожилкового антофиллит-асбеста (Варлаков и др., 1998). Большая часть ультрамафитов преобразована в оливин-энстатитовые, антофиллитовые и тальк-карбонатные породы (Мурзин, Варламов, 2013, и др.). С телами апоультрамафитовых метасоматитов Сысертско-Ильменогорского блока связано золотое оруденение (Варлаков и др., 1998, Мурзин, Варламов, 2013, и др.). Среди наименее серпентинизированных тел ультрамафитов Сысертско-Ильменогорского выступа стоит отметить Иткульский массив альпинотипных ультрамафитов (Бажин, 2010).
Наиболее общепризнанными считаются представления о формировании офиолитовых массивов Сысертско-Ильменогорского выступа в рифтогенной обстановке позднего протерозоя, о чем говорят геохимические особенности, прежде всего метабазитов офиолитовой ассоциации, и тектоническое положение самих массивов (Русин и др., 2012, Бажин, 2010, Варлаков, 1981, и др.). Так же Е.А. Бажиным отмечается слабая деплетированность массивов по сравнению с альпинотипными ультрамафитами прилегающей с запада Тагильской и Магнитогорской зон (Бажин, 2010). Для блока гранат-анортитовых амфиболитов, приуроченных к Саитовской серии, А.И. Русиным с соавторами получен U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов 662 ±14 млн лет, интерпретируемый как момент эндогенного образования цирконов, и возраст 543,0 ± 7,1 млн лет, рассматриваемый как момент вывода пород на относительно верхние горизонты земной коры (Русин и др., 2012).
Говоря об офиолитах Салдинской и Сысертско-Ильменогорской структур,
стоит отметить небольшие массивы ультрамафитов офиолитовой ассоциации к западу от ГУР в пределах Уфалейского выступа кристаллических пород в зоне сочленения Среднего и Южного Урала, такие как массивы горы Высокой и горы Данилова (Бажин, 2010). Эти массивы по своему структурному положению отличаются от массивов офиолитов, находящихся так же к западу от ГУГРа в пределах Кракинского или Сакмарского аллохтонов, тектонически надвинутых на комплексы континентальной окраины Восточно-Европейской плиты (История развития Уральского..., 1984, и др.). Офиолиты Уфалейского выступа представлены мелкими будинообразными телами полностью серпентинизированных мантийных ультрамафитов и пироксенитов, согласных с вмещающими породами. Данные тела во многом имеют сходство с офиолитами Сысертско-Ильменогорского выступа, их формирование, скорее всего, так же происходило в обстановке рифтогенеза (Бажин, 2010).
Восточная зона на Среднем Урале была выделена В.А. Коротеевым с соавторами и рядом других исследователей (Коротеев и др., 1979, Смирнов и др., 2003, и др.) в пределах Восточно-Уральской мегазоны к востоку от Салдинского и Сысертско-Ильменогорского выступов кристаллических пород, Медведево-Арамильской зоны и Мурзинско-Адуйского кристаллического блока. На востоке породы зоны перекрываются мезозойско-кайнозойскими осадками Западно-Сибирской плиты. В пределах Восточной зоны локализованы наиболее крупные для Среднего Урала после Серовско-Маукского пояса офиолитовые массивы (Алапаевский, Баженовский, Ключевской и др.). Так же тектонические блоки пород офиолитовой ассоциации, прежде всего серпентинитов и метабазальтов трассируют зоны коллизионных и постколлизионных надвигов.
Наиболее крупным по площади в Восточной зоне является Алапаевский массив, представленный полого-залегающей тектонической пластиной альпинотипных ультрамафитов, надвинутой на Мурзино-Адуйский блок. Контакты массива тектонические с восточным падением (Чащухин, Вотяков, 2012). Массив имеет в плане вытянутую форму, его длина около 80 км, ширина до 7-10 км, при мощности до 2 км (Варлаков, 1996, и др.). Большая часть массива сложена апогарцбургитовыми и аподунитовыми серпентинитами, в северной части обнажаются габбро и породы полосчатого дунит-верлит-клинопироксенит-габбрового комплекса (Варлаков, 1996). И.С. Чащухиным и С.Л. Вотяковым при исследовании хромовой шпинели из альпинотипных ультрамафитов был сделан вывод об участии в строении Алапаевского массива пород дифференцированной хромит-дунит-гарцбургитовой и недифференцированной гарцбургитовой серий, с которыми связаны соответственно высокохромистое и высокоглиноземистое хромитовое оруденение (Чащухин, Вотяков, 2012). Согласно данным И.С. Чащухина и С.Л. Вотякова, по геохимическим чертам породы обеих серий близки к надсубдукционным перидотитам; по фугитивности кислорода породы хромит-дунит-гарцбургитовой серии попадают в поле островодужных перидотитов, а гарцбургитовой серии в поле надсубдукционных (Чащухин, Вотяков, 2012). Габбро Алапаевского массива по геохимическим особенностям так же близки к надсубдукционным образованиям (Петров и др., 2010).
Минералого-петрографические особенности пород
Исследуемые зерна граната резко отличаются по составу от гранатов перидотитов пониженным содержанием пиропового минала. Составы гранатов были сопоставлены с данными по гранатам из эклогитовых высокобарических комплексов по (Вализер, 2011). Гранат в анализах 3-5 в таблице 2.5 в целом близок к аналогам из эклогитовых парагенезисов, однако содержат повышенное количество спессартинового и пониженное значение пиропового миналов, чем отличается от типичных гранатов эклогитовых комплексов (Вализер, 2011). Нельзя отрицать возможность образования этих гранатов при более низкотемпературных условиях. Гранат с преобладанием спессартинового минала (таблица 2.5, ан. 1, 2) близок к описанному М.П. Вализером «гранату из "кальциевых" эклогитов и лавсонитовых метародингитов» и отчасти к гранату из «эклогит-бластомилонитов» Максютовского эклогит-глаукофансланцевого комплекса (Вализер, 2011). Омфацит из включения в гранате по данным (Вализер, 2002) близок к омфациту из эклогитов Неркаюского и Парусшорского эклогит-глаукофановых комплексов, в то время как для других эклогитовых комплексов Урала не свойственен омфацит с таким низким содержанием жадеитового минала.
Габбро в обнажениях вблизи р. Исеть имеет среднезернистую офитовую структуру и массивную текстуру. Габбро состоит на 45-60% из клинопироксена и на 40-55% из плагиоклаза. Плагиоклаз замещен альбитом и полностью соссюритизирован, зерна клинопироксена по периферии и по трещинам спайности замещаются амфиболом, а так же в меньшей степени хлоритом и кварцем (рисунок 2.7, б). Клинопироксен по составу соответствует диопсиду (f=0,ll), отличающемуся от диопсида из гарцбургита и клинопироксенита повышенным содержанием примесей А12Оз 2,42%, ТіОг 0,23% и Na20 0,25% (таблица 2.8). Амфибол, замещающий клинопироксен, по составу соответствует магнезиальной роговой обманке (таблица 2.9). Так же вблизи псевдоморфоз амфибола по клинопироксену отмечены игольчатые расщепленные зерна тремолита. Температура образования амфиболов в габбро, оцененная по геотермометру (Otten, 1984), составляет 545-603 С. Альбит, сохранившийся в зернах соссюритизированного плагиоклаза, по результатам микрозондового исследования имеет номер 2-3.
Минеральный вид по (Leake et al., 1997). Р УІагнезиальная оговая обманка Тремолит Т (С) по (Otten, 1984) 589 603 552 545 559 № 2 3 Геохимические особенности пород, слагающих Ключевской массив, рассмотрены в работах (Пушкарев, 2006, Смирнов, 2006, Симонов и др., 2008, Симонов и др., 2009 и др.). Для пород расслоенного комплекса Ключевского массива отмечается их отчетливая принадлежность к офиолитовой ассоциации ввиду повышенных содержаний в них Cr, Ni, пониженных содержаний Ті, V, Rb, Sr и невысокой железистости (Симонов и др., 2008, Симонов и др., 2009). Для габбро и клинопироксенитов полосчатого комплекса характерны пологие спектры распределения РЗЭ с небольшим дефицитом в области легких лантаноидов, для габбро характерна положительная европиевая аномалия (Симонов и др., 2008, Пушкарев, 2006). Распределение содержаний ЭПГ и Аи в породах и хромитовых рудах Ключевского массива, изученное Е.В. Пушкаревым и Ф. Закарини, так же показывает их принадлежность к породам офиолитовой ассоциации и в частности сходство с породами и рудами Кимперсайского массива (Пушкарев, 2006, Zaccarini et al., 2008).
В пределах Ключевского массива расположены ряд рудопроявлений хромитов, разработка которых велась с XIX до первой половины XX века. Среди наиболее значимых месторождений стоит отметить группу Ревдинских и Первомайских рудопроявлений хромититов, расположенных в дунитах полосчатого комплекса юго-западной части массива. Рудопроявления сложены телами хромититов, часто имеющими нечеткие границы и варьирующими от редковкрапленных до густовкрапленных разностей. Вблизи них находятся так же рудопроявления Барсучьи, Козловские, Самохваловское и ряд более мелких (Булыкин и др., 1997, Рудные месторождения..., 1978, и др.). В центральной и северной части массивов находится так же ряд рудопроявлений, наиболее значимыми из которых являются Пьяноборское I и II (Булыкин и др., 1997).
Хромититы Ревдинского, Первомайского и ряда аналогичных рудопроявлений сложены преимущественно высокохромистой хромовой шпинелью с содержаниями «Сг203 52-59%, А1203 8-15%, FeO 14-25%, Fe203 3-9%, MgO 9-13%» (Рудные месторождения..., 1978). Хромовая шпинель из хромититов, слагающих тела среди гарцбургитов со шлирово-полосчатым комплексом дунитов в центральной и северной части массива, характеризуются меньшим содержанием Сг2Оз около 40% и повышенным содержанием А12Оз 20-25% (Рудные месторождения..., 1978).
Типичным примером рудопроявлений хромитов Ключевского массива являются Самохваловское и Козловское I рудопроявления, локализованные в дунитах полосчатого комплекса в юго-восточной части массива в 2 км к северо-востоку от п. Двуреченск.
На Самохваловском рудопроявлений в старых выработках обнажаются тела хромититов мощностью до 3-4 м, сложенные средневкрапленными, густовкрапленными и местами сливными хромититами, находящимися в окружении сильно-серпентинизированных светло-зеленых и темно-зеленых дунитов. Хромититы в пределах рудных тел часто имеют неоднородное и местами шлировое и шлирово-полосчатое строение. В телах хромититов встречаются шлиры и участки с мелкозернистой средневкрапленной структурой и участки массивных сливных хромититов. Размер неоднородных участков варьирует от первых сантиметров до 0,5-0,8 м. На рисунке 2.8 показано строение зоны перехода между шлирами сливного и средневкрапленного хромитита, имеющей мощность 2-3 мм и локализованная в пределах одного полированного шлифа. В пределах участков сливных руд зерна хромовой шпинели размером до 2-7 мм находятся в практически непрерывном срастании друг с другом, силикатный цемент, представленный преимущественно хлоритом, заполняет открытые трещины, пронизывающие мономинеральный агрегат хромовой шпинели. В шлирах средневкрапленных хромититов размер зерен хромовой шпинели значительно меньше, и составляет 0,2-0,6 мм (рисунок 2.8, б). В пространстве между зерен хромовой шпинели находятся соразмерные им зерна оливина, ксеноморфные по отношению к хромиту, частично или полностью замещаемые серпентином и хлоритом.
Акцессорная хромовая шпинель
На мультиэлементной диаграмме (рисунок 3.13, б) в долеритах параллельных даек (включая дайку андезидацитового состава) и в базальтах г. Азов наблюдаются по Rb, Th, Nb, Та, Ті, Zr, и максимумы по Sr, К и РЬ. Пробы базальтов обеднены некогерентными элементами относительно долеритов, образуя субпараллельные пологие тренды (рисунок 3.13, б).
На диаграмме AFM (Кіто, 1968) долериты параллельных даек попадают на границу известково-щелочных базальтов и толеитов (рисунок 3.14), пробы базальтов подушечных лав попадают в поле известково-щелочных базальтов. На графике Zri-Y (Pearce et al., 1973) все анализы пород тяготеют к полю толеитов островных дуг и MORB (рисунок 3.14), а на диаграммах Ti/1000-V (Shervais, 1982) и Р2О5-ТІО2-МПО (Mullen, 1983), наибольшая часть составов попадает в поле островодужных толеитов (рисунок 3.14). На диаграммах Th-Zr/117-Nb/16 и Th-Hf/3-Nb/16 (Wood, 1983) большинство анализов попадает в поле составов островодужных базальтов, единичные анализы попадают в поле составов N-MORB (рисунок призматических зерен циркона. Четыре из пяти проанализированных зерен имеют однородное внутреннее строение с тонкой ритмичной зональностью, в зерне 1083 наблюдается неоднородное внутреннее строение (рисунок 3.15). Большинство зерен цирконов характеризуются умеренными содержаниями U (113-530 г/т) и Th (56-157 г/т). В периферийной части зерна 1081 наблюдается обогащение U (1272 г/т) и Th (662 г/т) (таблица 3.11), за счет чего на диаграмме 206Pb/238U-207Pb/235U (рисунок 3.17) результаты данного измерения находятся на значительном удалении от конкордии. Рассчитанный конкордантный возраст 374,3±6,2 млн лет характеризуется вероятностью 0,28 и достаточно высоким СКВО 1,4 (Иванов, Берзин, 2013). В одном субизометричном зерне циркона с зонально-секториальным внутренним строением (рисунок 3.15) и умеренными содержания U (84 г/т) и Th (74 г/т), определен 206Pb/238U возраст 466±10 млн лет (таблица 3.11,) (Иванов, Берзин, 2013).
Обсуждение результатов. Резюмируя, стоит отметить, что из трех проб 23 измерения в 18-ти зернах цирконов показали средне-верхнедевонские возраста, 3 измерения в древних ядрах цирконов показали докембрийские датировки и еще 5 измерений в 3-х зернах цирконов из пробы 108 дали раннекембрийские возраста. Так же одно зерно было определено как среднеордовикское (466±10 млн лет) и в одном высокоурановом зерне были получены дискордантные возрастные данные (Иванов, Берзин, 2013).
Временем внедрения долеритов комплекса параллельных даек г. Азов с высокой долей вероятности следует считать средний-верхний девон, поскольку такой возраст имеет подавляющее большинство проанализированных зерен цирконов магматического облика. При этом стоит отметить расхождение между конкордантными возрастами верхне-среднедевонских кластеров цирконов из трех проб, достигающее 13 млн лет. Однако, расчетные возраста цирконов из проб 106-1 (382,3±4,4 млн лет) и 107-1 (387,1±4,1 млн лет) получены с более высокими показателями вероятности (0,95 и 0,98, соответственно) и меньшим СКВО (соответственно 0,0045 и 0,021) по сравнению с несколько более молодым возрастом цирконов из пробы 108 (374,3±6,2 млн лет), рассчитанного с вероятностью 0,28 и СКВО=1,14. Последнее вероятнее всего является результатом меньшего числа измерений по сравнению с двумя другими пробами. Таким образом, с большей степенью точности время внедрения параллельных долеритовых даек г. Азов отражают возраста цирконов из проб 106-1 и 107-1, равные 382,3±4,4 и 387,1±4,1 млн лет и перекрывающиеся в пределах погрешности (Иванов, Берзин, 2013).
Раннекембрийский возраст цирконов, рассчитанный по 5-ти точкам измерений в 3-х зернах цирконов, имеющих короткопризматический облик и тонкую ритмичную зональность, в таком случае отражает, вероятно, некое событие в мантии под Тагильской островной дугой (Иванов, Берзин, 2013). Древние ядра цирконов, имеющие отличное от периферии внутреннее строение и показавшие докембрийские возраста вероятнее всего являются ксеногенными, т.е. захваченными из верхней мантии (Иванов, Берзин, 2013).
Стоит отметить, что в интрузивных и эффузивных породах Тагильской зоны повсеместно встречаются такие древние ядра цирконов, имеющие доордовикские возраста, часто не позволяющие рассматривать их как сингенетичные вмещающим их магматическим горным породам. В качестве их происхождения рассматриваются три наиболее распространенные гипотезы: древние цирконы отражают возраст контаминирующей древней коры, находящейся в фундаменте островной дуги; ядра цирконов отражают возраст фундамента Русской платформы, откуда они после его размыва были снесены в зону субдукции вместе с терригенными осадками; древние цирконы отражают возраст мантии или ее части в мантийном клине, откуда они были захвачены поднимающимися расплавами. (Пучков и др., 2006; Волченко и др., 2007; Смирнов и др., 2008 и др.).
Минералого-петрографические особенности пород
Степень метаморфизованности примерно одинакова как для вмещающих габбро, так и для долеритов параллельных даек и пород жильной диорит-тоналитовой серии в пределах одного обнажения, а так же незначительно различается в пределах разных обнажений, что свидетельствует о региональном характере этого процесса. За счет метаморфических преобразований так же не представляется возможным установить наличие или отсутствие амфиболовых долеритов и габбро наряду с пироксеновыми разностями.
Габбро. В скринах в пакетах параллельных даек в обнажениях на г. Балабан, г. Груберских, г. 489,3 м, г. Сухарной и на г. 442 м встречается крупнозернистое и крупно-гигантозернистое габбро с массивной, реже с шлирово-полосчатой текстурой. Габбро преимущественно сложено амфиболом и полностью соссюритизированным плагиоклазом. В лейкократовых габбро г. 489,3 м присутствует до 2-3% кварца. Структура, как правило, гипидиоморфозернистая габбровая, плагиоклаз более идиоморфный, чем пироксен.
Клинопироксен установлен в виде реликтовых зерен в средне-крупнозернистых массивных габбро из обнажений в карьере на г. Груберских и в круно-гигантозернистых шлирово-токситовых габбро на г. 489,3 м, подвергшихся в том обнажении заметной тектонизации и внедрению сетки прожилков тоналитов жильной серии. Клинопироксен слагает центральные части зерен, по периферии он замещается амфиболом. На г. Груберских происходит замещение клинопироксена сначала высокотитанистым коричневым амфиболом (первая генерация), а затем зеленой роговой обманкой (вторая генерация амфибола). В габбро г. 489,3 м такой зональности в амфиболовых каймах не прослеживается.
Однако при исследовании амфибола на микрозонде выяснилась его большее сходство по составу и расчётной температуре образования с амфиболом первой генерации г. Груберских (таблица 5.2, подробнее см. ниже). В остальных обнажениях клинопироксен полностью замещен амфиболом, при этом в нем иногда видны реликты пироксеновои спайности и реликты структуры распада клинопироксена и рудного минерала. В более измененных разностях таких реликтов не видно, и клинопироксен замещен большим количеством мелких зерен амфибола, расположенными хаотически.
По составу клинопироксен из габбро обоих обнажений соответствует диопсиду (таблица 5.1, ан. 5-11), один анализ попал в поле состава авгита. В диопсиде содержится 45-50% волластонитового минала, отношение Fe2+/(Mg+Fe2+) варьирует от 0,13 до 0,19. Содержание примеси ТЮ2 варьирует в широких пределах от 0,12 до 1,00%, что возможно связано с тем, что в клинопироксене присутствуют тонкие структуры распада рудного минерала (рисунок 5.6, б). Так же в клинопироксене присутствуют примеси Сг203 до 0,29%, МпО 0,18-0,33%, Na20 0,17-0,70%.
Амфибол первой генерации из габбро на г. Груберских по составу соответствует эдениту (таблица 5.2, ан. 1), содержащему ТЮ2 1,22% и Na20 2,08%. Отношение Mg/(Mg+Fe2+) в эдените составляет 0,68. Амфибол второй генерации в габбро из того же обнажения представлен тремолитом (таблица 5.2, ан. 2-3). В нем содержания ТЮ2 и Na20 значительно меньше и составляют 0,24-0,32% и 0,10-0,26% соответственно. Так же в нем присутствуют незначительные примеси Сг203 0,10-0,19%.
В габбро из обнажения на г. 489,3 м амфибол, замещающий клинопироксен, представлен магнезиальной роговой обманкой и эденитом (таблица 5.2, ан. 4-8). В амфиболе наблюдаются значительные вариации примеси ТЮ2 от 1,15 до 2,36% и Na20 от 0,81 до 1,82%. Так же в амфиболе присутствуют примеси МпО 0,11-0,38%, Сг203 0,02-0,11% и К20 до 0,41%.
Из вторичных минералов в габбро обычно присутствует титаномагнетит и магнетит, из акцессорных титанит, реже апатит. В габбро из обнажения на г. Груберских и на г. 442 м, а так же в ксенолитах на восточном отроге г. Балабан в габбро присутствует повышенное содержание титаномагнетита (до 3-4%).
Диориты г. Ельчевишной. В скринах в пакете параллельных даек в обнажении на г. Ельчевишной встречаются диориты и кварцевые диориты, содержания кварца в породах варьирует от 3 до 10%. Структура пород мелко-среднезернистая, неравномернозернистая, гипидиоморфозернистая с отчетливо выраженным идиоморфизмом плагиоклаза. Породы сложены зеленым амфиболом (20-30%), коричневым шамозитом (5-10%), практически полностью соссюритизированным плагиоклазом (60-70%) и кварцем (3-10%). Среди акцессорных минералов отмечен магнетит и апатит. Некоторые зерна плагиоклаза полисинтетически сдвойникованы. Плагиоклаз замещен альбитом, а так же
Реликтовые зерна клинопироксена обнаружены в долеритах первой генерации из пакета параллельных даек в карьере на г. Груберских. Клинопироксен из долеритов, как и клинопироксен в габбро в том же обнажении содержит структуры распада рудного минерала и замещается двумя генерациями амфибола (рисунок 5.6, а): высокотитанистым высокотемпературным коричневым амфиболом первой генерации и зеленым низкотемпературным амфиболом второй генерации с невысокими содержаниями титана. По составу пироксен близок к клинопироксену из вмещающего габбро и соответствует диопсиду (таблица 5.1, ан. 1-4). В нем содержится 45-50% волластонитового минала, отношение Fe2+/(Mg+Fe2+) составляет 0,13-0,19. Содержание примеси ТЮ2 варьирует от 0,61 до 1,00%. В клинопироксене так же присутствуют примеси Сг2Оз 0,13-0,19%, МпО 0,25-0,27%, Na20 0,40-0,47%.
В долеритах первой генерации на г. Груберских амфибол первой генерации по составу соответствует магнезиогастингситу (таблица 5.4, ан. 1-2). В нем отмечены повышенные содержания ТЮ2 2,20-3,03%, Na20 2,30-2,51% и К20 0,24-0,32%. В амфиболе второй генерации, соответствующем тремолиту (таблица 5.4, ан. 3-4), содержание этих примесей значительно ниже.
В долерите 1-й генерации из обнажений на г. 442 м и на г. Ельчевишной амфибол соответствует магнезиальной роговой обманке. Содержания ТЮ2 в ней варьируют от 0,10 до 0,80, содержание примеси МпО от 0,16-0,44%.
Долеритовые дайки второй генерации сложены афировыми, тонкозернистыми и порфировыми долеритами. В порфировых вкрапленниках преобладает плагиоклаз, в меньшем количестве встречается амфибол. Долериты второй генерации полностью замещены метаморфогенными минералами. Среди реликтов исходных структур в породах просматриваются порфировые вкрапленники плагиоклаза, полностью замещенные соссюритом, и вкрапленники клинопироксена, замещенные одним или несколькими зернами амфибола. Реже можно заметить реликты зерен в базисе породы. Минеральный состав долеритов так же заметно зависит от их химического состава. Если в дайках пикродолеритов преобладают амфибол и клинохлор, то в дайках андезидацитового состава присутствует до 10-15% кварца, амфибол, клиноцоизит и шамозит.
