Записки Российского минералогического общества, 2020, T. 149, № 5, стр. 59-81

Микроструктурные особенности офиолитовых хромититов массива Крака, Южный Урал. I. Полосчатые вкрапленные руды

д. чл. Д. Е. Савельев 1*, В. В. Шиловских 23**, С. Н. Сергеев 4***

1 Институт геологии УФИЦ РАН
450077 Уфа, ул. К.Маркса, 16/2, Россия

2 Санкт-Петербургский государственный университет, РЦ “Геомодель”
199034 Санкт-Петербург, Университетская наб., 7/9, Россия

3 Южно-Уральский ФНЦ минералогии и геоэкологии УрО РАН, территория Ильменского заповедника
456317 Миасс, Россия

4 Институт проблем сверхпластичности металлов РАН
450001 Уфа, ул. Степана Халтурина, 39, Россия

* E-mail: savl71@mail.ru
** E-mail: vvshlvskh@gmail.com
*** E-mail: nikocem17@gmail.com

Поступила в редакцию 05.04.2020
После доработки 18.05.2020
Принята к публикации 17.06.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Изучена микроструктура и состав акцессорных хромшпинелидов из перидотитов и рудообразующих хромшпинелидов из вкрапленных руд, локализованных в дунитах в непосредственной близости от границы мантийного и корового разреза офиолитов. С помощью метода дифракции обратно-рассеянных электронов (EBSD) выявлена микроструктурная неоднородность зерен хромшпинелидов, выраженная в их доменном (субзеренном) строении и связанная с пластической деформацией и рекристаллизацией минеральных индивидов. Показано, что образование и рост новых зерен хромшпинелидов возможен синкинематически в твердой фазе за счет сегрегации алюминия и хрома, входящих в состав породообразующих силикатов. Сделан вывод о том, что микроструктурные особенности хромититов возникли под влиянием двух одновременно протекающих процессов: 1) уменьшения размера зерен (доменов) посредством трансляционного скольжения и динамической рекристаллизации и/или 2) роста рекристаллизованных зерен и их агрегирования.

Ключевые слова: хромититы, офиолиты, хромшпинелиды, пластическая деформация, рекристаллизация, ультрамафиты, Крака, Южный Урал

ВВЕДЕНИЕ

Происхождение рудных концентраций хромшпинелидов в офиолитовых комплексах до настоящего времени является дискуссионным. Хромититы всегда локализуются только в мономинеральных оливиновых породах, причем в мощных дунитовых телах встречаются преимущественно узкие дискообразные залежи вкрапленных мелкозернистых руд, а массивные и густовкрапленные крупнозернистые хромититы отделяются от окружающих перидотитов небольшой по мощности дунитовой оторочкой.

Для объяснения генезиса хромититов были предложены различные модели: 1) модель кристаллизационной дифференциации (Dickey, 1975), 2) внедрение в виде “хромититовых даек” (Lago et al., 1982), 3) ликвационная, предполагающая разделение оксидной и силикатной составляющей магм и внедрение остаточных хромититовых расплавов (Кравченко, 1969), 4) метасоматическая: оливинизация пироксенитов и формирование дунитовых тел и хромититов (Москалева, 1974); 5) модель многостадийной кристаллизации, предполагающая в том числе смешение расплавов (Ballhaus, 1998; Zhou et al., 2001; Gonzalez-Jimenez et al., 2014); 6) модель взаимодействия расплав–мантия с отложением хромита в мантийных каналах расплава (Zhou et al., 1996; Matsumoto, Arai, 2001; Gonzalez-Jimenez et al., 2014; Arai, Miura, 2015), 7) модель реоморфической дифференциации, реализующейся в ходе пластического течения мантийного материала (Савельев, 2012; Савельев, Федосеев, 2019).

Как показывает опыт изучения офиолитовых комплексов, для понимания процессов, приводящих к формированию хромититовых залежей, недостаточно оперировать только минералого-геохимическими данными, но необходимо исследовать структурные особенности пород и руд. До недавнего времени возможности анализа микроструктурных особенностей ультрамафитов были ограничены изучением породообразующих силикатов (оливина, пироксенов), для которых преимущественно применялись методы оптической петрографии, в частности – исследования на универсальном столике Федорова (Саранчина, Кожевников, 1985). До начала 2000-х годов было опубликовано лишь несколько работ, в которых рассматривалась микроструктура минералов группы шпинели (изотропных и непрозрачных) методами рентгеновской дифракции (Christensen, 1985, 1986).

В последние двадцать лет, в связи с появлением метода дифракции обратно-рассеянных электронов на базе сканирующей электронной микроскопии, стало возможным проведение детальных микроструктурных исследований изотропных и непросвечивающих минералов кубической сингонии (Метод …, 2014). По сравнению с результатами, получаемыми при помощи текстур-дифрактометров, метод EBSD, помимо интегральных данных (текстур), дает возможность получить большой объем дополнительной информации, касающейся распределения зерен по размерам, их внутреннего строения, ориентировки, особенностей межзеренных границ (Spiess et al., 2001; Vukmanovic et al., 2013; Yudovskaya et al., 2019). С помощью этого метода исследуется деформационное поведение различных минералов в ходе экспериментов (Till, Moskowitz, 2014; Demouchy et al., 2014), изучаются процессы эволюции структуры метаморфических пород земной коры (Prior et al., 2001; Spiess et al., 2001; Halfpenny et al., 2006) и верхней мантии (Karato, 2008; Prichard et al., 2015; Jung, 2017; Ghosh et al., 2017).

Традиционно считается, что ведущая роль в генезисе офиолитовых перидотитов принадлежит высокотемпературному пластическому течению (Nicolas, Poirier, 1976; Колман, 1979 и др.). Петроструктурными методами в лерцолитах, гарцбургитах и дунитах установлено широкое распространение деформационных структур (Nicolas et al., 1971; Carter, 1976; Karato, 2008 и др.). Микроструктурное изучение хромититов, которые в мантийных частях разреза офиолитов всегда располагаются внутри дунитовых тел, долгое время сдерживалось ввиду непрозрачности и оптической изотропности хромшпинелидов. В последние годы, благодаря интенсивному развитию локальных рентгено-дифракционных методов изучения минералов, появились новые данные о тектонической природе микроструктуры рудообразующих хромшпинелидов (Vukmanovic et al., 2013; Ghosh et al., 2017). В продолжение этих исследований нами было предпринято микроструктурное и минералого-геохимическое изучение вкрапленных хромитовых руд и показано значение пластической деформации и динамической рекристаллизации для их генезиса. Настоящая статья посвящена микроструктуре хромшпинелидов из полосчатых вкрапленных руд и акцессорных минералов в перидотитах.

КРАТКАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Массивы Крака расположены в северном замыкании Зилаирской мегазоны Южного Урала. Они представлены четырьмя отдельными телами существенно перидотитового состава (Северный, Средний, Узянский и Южный массивы) общей площадью 900 км2 и слагают собой один из крупнейших офиолитовых комплексов Уральского складчатого пояса.

Вкрапленные хромититы Саксейской площади обнажаются в юго-западной части массива Средний Крака (рис. 1) в непосредственной близости от границы мантийного и корового разреза офиолитов, или “петрологической палеограницы Мохо” (Колман, 1979). В соответствии со структурной классификацией Д. Кассарда с соавторами (Cassard et al., 1981) они представляют собой так называемый “конкордантный тип” оруденения. По геологической позиции данные залежи близки к месторождениям в “ультраосновных кумулятах” (Auge, 1982) или “краевых дунитах” (Савельева, 1987), однако, как будет показано ниже, в петрогенетическую интерпретацию подобных объектов должна быть внесена существенная корректировка.

Рис. 1.

Схематическое геологическое строение района массивов Крака и исследованного участка. Карты составлены с использованием материалов Г.Н. Савельевой (1987), Д.Е. Савельева (2012) (а) и Д.Е. Савельева и др. (2016) (б). а: 1 – неоген-четвертичные отложения; 2 – флишевые отложения зилаирской свиты (D3–C1); 3–5 – осадочные и вулканогенно-осадочные породы породы девона (3), силура (4) и ордовика (5); 6 – метаморфические породы зоны Уралтау; 7 – рифейские осадочные породы Башкирского мегантиклинория; 8–10 – офиолитовый комплекс массивов Крака: 8 – габброиды, клинопироксениты и верлиты корового разреза и переходного комплекса, 9 – лерцолиты и гарцбургиты с подчиненными дунитами мантийного разреза, 10 – серпентиниты краевой зоны; 11 – залегание первичной полосчатости и минеральной уплощенности в ультрамафитах; 12 – тектонические границы; б: 1 – габбро, верлиты, клинопироксениты; 2 – преимущественно дуниты; 3 – гарцбургиты и лерцолиты; 4 – серпентиниты краевой зоны; 5 – минерализованные дуниты (5–10% хромита); 6 – вкрапленные хромититы (>10% хромита). Fig. 1. Sketch maps of the Kraka massif and studied area after Klochikhin et al., 1969, Savelieva, 1987, Saveliev, 2012 (a) and Saveliev et al., 2016 (б).

Рудные обособления хромшпинелидов представлены уплощенными маломощными (0.1–0.5 м), часто достаточно протяженными (100–200 м) телами, разделенными безрудными дунитами либо дунитами с редкой вкрапленностью хромшпинелидов. В рудных интервалах содержание зерен хромита колеблется от 20 до 80 об. %. Размер зерен не превышает 1 мм, при этом преобладают зерна размером 50–200 мкм. Характерной особенностью вкрапленных хромититов является полосчатая текстура, на фоне которой иногда наблюдаются складки, нодулевидные или петельчатые образования (рис. 2, 3).

Рис. 2.

Текстурные особенности вкрапленных хромититов. Длина масштабной линейки – 1 см. Fig. 2. Structural features of disseminated chromitites.

Рис. 3.

Схема препарирования образца линзовидно-полосчатого хромитита (обр. СК-1860-14). S – плоскость хромититовых полос, которая в среднем соответствует уплощенности зерен хромита; L – направление линейности рудных агрегатов (часто, но не всегда, параллельна удлинению индивидов хромита); S-section – положение разреза образца, в плоскости которого были изготовлены изученные пластинки (участки 11-21). В нижней левой части приведены изображения обеих сторон данного разреза, в нижней правой части показаны изображения изученных пластинок в макроскопическом масштабе. Fig. 3. Schema of sample preparation of disseminated chromitite (sample СК-1860-14).

Минерализация распространена на значительной площади: рудоносные зоны обычно имеют протяженность в длину 500–1500 м, по падению более 100 м и мощность до 50 м (Савельев, 2012). Дунитовые тела, вмещающие этот тип оруденения, характеризуются еще более значительными размерами: протяженность до 3–5 км, мощность до 1–1.5 км. Иногда они включают обособления гарцбургитов неправильной и удлиненно-линзовидной формы.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Основным методом исследований, который был применен для изучения микростуктуры рудообразующих хромшпинелидов, являлась дифракция обратно-рассеянных электронов (EBSD). Метод основан на сканировании участка поликристаллического агрегата по сетке, шаг которой варьирует от десятых долей до нескольких мкм (Даниленко и др., 2012). В каждой точке образца, наклоненного под углом 70° к горизонтали, определяются координаты X и Y, фазовый состав и ориентировка кристаллической решетки. Два последних параметра рассчитываются путем сравнения полученных линий Кикучи с таковыми, характерными для данной фазы, взятыми из кристаллографических баз данных. Результаты измерений представляются в виде набора карт для данного участка и диаграмм ориентировки основных кристаллографических направлений для интересующих пользователя фаз.

Объектом изучения являлись вкрапленные хромититы, расположенные в юго-западной части массива Средний Крака. Основное внимание было сосредоточено на микроструктурном изучении зерен хромитов, дополнительно изучались микроструктурные особенности реликтового оливина из цемента руд и акцессорных шпинелидов из перидотитов. Образцы хромититов, отобранные на Саксейском участке, характеризуются полосчатой текстурой и мелкозернистой структурой (размер зерен от 0.05 до 1 мм). Полосчатость руд часто образует складки, наблюдаются многочисленные пережимы и раздувы. В интерстициях зерен хромита преобладает апооливиновый петельчатый серпентин, на некоторых участках отмечается присутствие довольно обильных реликтов первичного оливина.

Для исследования были изготовлены тонкие (2–3 мм) аншлифы размером 4 × 6 мм, предварительная полировка которых была проведена механически на алмазных пастах, а финишная – направленным пучком аргоновой плазмы (Oxford IonFab 300, экспозиция 10 мин, угол 45 град., ускоряющее напряжение 500 В, ток 200 мА) в ресурсном центре “Нанофотоника” Научного Парка СПбГУ.

Исследования проводились на сканирующем электронном микроскопе Hitachi S-3400N, оснащенном детектором EBSD Oxford NordLys Nano, на базе ресурсного центра “Геомодель” Научного Парка СПбГУ. Условия накопления данных: ускоряющее напряжение 30 кВ, ток пучка 3 нА. Ввиду высокого качества получающихся картин и высокой симметрии исследуемых фаз, был выполнен бининг 4 × 4 во время сбора данных, что позволило повысить частоту сбора данных до 30–50 Гц. Чтобы отфильтровать неверные решения, применялось усреднение по двум кадрам.

Полученные картины автоматически индексировались с помощью программного обеспечения Oxford Aztec HKL по заданному набору фаз (оливин ICSD 9334; ортопироксен ICSD 37 313; хромит ICSD 20 819) в пространстве Хафа с разрешением 100 пикселей. Все найденные решения характеризуются одним значением ошибки средне-углового отклонения (MAD) от теоретической дифракционной картины, а также количеством совпадающих полос. Значения MAD для полученных картин редко превышают 0.6°, что считается хорошим совпадением. После индицирования все решения наносятся на карту в соответствии с цветовой схемой обратных полюсных фигур, где цветовая координата соответствует определенной ориентировке. Карты были уточнены с помощью алгоритма удаления отдельно стоящих решений, не имеющих соседей; также решения были добавлены в неиндексированные точки, имеющие 9 или 8 соседей, принадлежащих одному и тому же минеральному зерну. Последующая фильтрация данных не применялась.

Предварительные электронно-микроскопические исследования и анализ состава минералов проводились в полированных шлифах на сканирующем электронном микроскопе Vega 3 SBH Tescan c энерго-дисперсионным анализатором x-Act Oxford Instruments (ИПСМ РАН, Уфа). Обработка спектров производилась автоматически при помощи программного пакета AzTec One с использованием методики TrueQ. Режим съемки: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток зонда 1 нА, время накопления спектра в точке 60 с в точечном режиме.

Формулы хромшпинелидов рассчитывались на 3 катиона. В формуле хромшпинелидов количество двух- и трехвалентного железа определялось по стехиометрии минерала. По данным химического анализа рассчитывались атомные отношения: хромистость Cr# = Cr/(Cr + Al) и магнезиальность Mg# = Mg/(Mg + Fe2+).

Подготовка образцов. Для детального микроструктурного исследования был отобран крупный образец СК-1860-14 линзовидно-полосчатого строения. Образец был препарирован в соответствии со схемой, приведенной на рис. 3. В целях сравнения были также изучены несколько зерен акцессорных хромшпинелидов из массивных перидотитов, отобранных во внутренней части мантийного разреза (обр. СК-103-6).

В верхней части рис. 3 показан общий вид образца СК-1860-14, разрезанного перпендикулярно хромититовым полосам. В левой части образца были сделаны разрезы параллельно полосчатости и из одной части вырезаны для исследования шесть пластинок. Выбор ориентировки препаратов параллельно полосчатости был обусловлен следующими причинами. Хромит относится к минералам, микроструктурное поведение которых в условиях повышенных температур, давлений и стресса очень слабо изучено и поэтому полученные структурные данные полезно сравнить с более изученными кристаллическими материалами близкого внутреннего строения. Хромит кристаллизуется в кубической сингонии и имеет гранецентрированную кубическую (ГЦК) кристаллическую решетку и в этом отношении аналогичен многим металлам и сплавам, которые хорошо изучены микроструктурными методами (Горелик, 1978; Метод …, 2009; Даниленко и др., 2012; и др.).

В материаловедении микроструктурное изучение материала обычно проводится после экспериментальной обработки при известных значениях напряжений, температур и давлений. Плоско-ориентированные текстуры обычно возникают в условиях прокатки, при этом плоскость прокатки, как правило, совпадает с плоскостью уплощенности зерен образца, а направление прокатки – с направлением их удлинения. Образцы металлов и сплавов, подвергнутые прокатке, обычно исследуются в плоскости прокатки (Z0), а с направлением прокатки совпадает одно из двух других направлений – X или Y. Параллельность плоскости исследуемого образца плоскости прокатки обеспечивает простоту в интерпретации диаграмм обратных полюсных фигур: 1) на диаграмме, перпендикулярной Z, плотности точек указывают на преобладающие плоскости скольжения, 2) на диаграмме, перпендикулярной направлению прокатки, плотности точек указывают на преобладающие направления скольжения.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Микроструктурные особенности хромититов. Для вкрапленных хромититов были построены круговые текстурные диаграммы для главных направлений ГЦК – так называемые “прямые полюсные фигуры” (ППФ); обратные полюсные фигуры [ОПФ или “inverse pole figures” (IPF)]; гистограммы разориентировки зерен (ГРЗ) и микроструктурные карты в кодировке обратных полюсных фигур для трех взаимно перпендикулярных направлений.

На диаграммах прямых полюсных фигур (рис. 4) изолинии плотности точек формируют узоры, характеризующие наличие предпочтительной кристаллографической ориентировки (ПКО) в зернах хромита, но при этом интенсивность ПКО варьирует от участка к участку. На некоторых участках узоры ППФ формируют отчетливые пояса (уч. 13, 17), в других они слабо выражены (уч. 15, 21), для некоторых участков характерно точечное распределение (уч. 11). На участках 13 и 17 пояса направлены параллельно удлинению, а на участке 21 – почти перпендикулярно.

Рис. 4.

Прямые полюсные фигуры для различных участков обр. СК-1860-14. Номера справа от диаграмм соответствуют номерам участков на рис. 3. На схемах показаны направления X, Y, Z в проекции диаграмм и основные структурные направления образцов: S – плоскость уплощения зерен хромита (параллельна плоскости изображения и перпендикулярна оси Z), L – линейность зерен хромита (обычно близка к направлению Y, но может образовать с ней острый угол от участка к участку). Fig. 4. Pole figures for different areas of sample СК-1860-14.

Обратные полюсные фигуры (рис. 5) также преимущественно показывают наличие ПКО в хромите, однако выделить преобладающие системы скольжения можно только в некоторых случаях. Связано это часто с тем, что в отличие от экспериментально деформированных металлических образцов, на разных участках хромитита линейность образует различные углы с направлением Y.

Рис. 5.

Обратные полюсные фигуры для различных участков образца СК-1860-14. См. примечание к рис. 4. Fig. 5. Inverse pole figures for different areas of sample СК-1860-14.

Сложность определения обусловлена несколькими причинами: 1) в ГЦК-материалах могут быть активными многие системы скольжения, 2) шпинелиды являются наиболее жесткими фазами ультрамафитов, и при пластическом течении внутри податливого оливинового матрикса высока вероятность проявления механизма их поворота как жесткого включения, 3) высока вероятность проявления нескольких текстурообразующих механизмов.

Рассмотрим строение индивидов хромита и окружающих его силикатов – оливина и ортопироксена. Для этой цели были построены микроструктурные карты в цветовой кодировке обратных полюсных фигур для трех взаимно перпендикулярных направлений (X0, Y0, Z0) на нескольких участках. Ключи к картам для минералов кубической и ромбической сингоний приведены на рис. 6.

Рис. 6.

Цветовые ключи к картам в кодировке обратных полюсных фигур. а – ключ для минералов кубической сингонии (хромшпинелидов), б – ключ для минералов ромбической сингонии (оливина и ортопироксена). Fig. 6. Color keys to maps in inverse pole figures code а – color key for cubic lattice (chromian spinel); б – color key for orthorhombic lattice (olivine, orthopyroxene).

Участок 11. Данный участок сложен густовкрапленным хромититом (рис. 7, а). На карте “четкости полос Кикучи (ПК)” выделяются два типа зерен: 1) светлоокрашенные (с более четко выраженными ПК) и 2) темные (ПК слабо выражены) (рис. 7, б). Зерна первого типа в материаловедении принято относить к рекристаллизованным (R), а второго – к деформированным (D). Различная четкость ПК обусловлена различной плотностью дислокаций: она выше в деформированных зернах и ниже в рекристаллизованных.

Рис. 7.

Микроструктура хромита на участке 11 (а–е) и его детализации 12 (ж, з). а–е – участок 11: а – BSE-изображение; б – карта контраста линий Кикучи (D – деформированные, R – рекристаллизованные зерна); в – гистограмма разориентировки зерен (all – для всех зерен, neighbor – только для соседних зерен, Random – кривая распределения для случайной ориентировки зерен поликристаллов кубической сингонии, МУГ – диапазон малоугловых границ, менее 15°); г–е – микроструктурные карты в цветовой кодировке ОПФ для трех взаимно перпендикулярных направлений (ключ см. на рис. 6); ж–з – деталь участка 11 (участок 12); ж – карта в кодировке ОПФ в плоскости изображения (Z0); з – гистограмма разориентировки для соседних зерен. Fig. 7. Microstructure of chromite grains in the area 11 (а–е) and detail of its 12 (ж, з).

На рис. 7, в приведены гистограммы разориентировки зерен. В одном случае расчет проведен для соседних зерен, а в другом – для всех зерен изученного участка. В практике материаловедения обычно расчет ведется только для соседних зерен, но в случае с ультрамафитами контакты между зернами часто “протравлены” низкотемпературными вторичными процессами и первичные зерна, граничившие между собой, как правило, разделены серпентином. Поэтому, для того чтобы оценить близость измеренной разориентировки к случайной, мы оценили ее величину для всех зерен участка 11.

Несмотря на то, что измеренная кривая разориентировки достаточно близка к “случайной”, существенное отличие наблюдается в области малоугловых границ, и это указывает на наличие в образце предпочтительной кристаллографической ориентировки зерен хромита. По данным разориентировок всех пар зерен нами был рассчитан М-индекс, характеризующий отклонение измеренной кривой от теоретической для “случайной” разориентировки, или “силу текстуры образца” (Skemer et al., 2005). Расчет проводился по формуле M= Σ|RTR0|*(θ/2n), где RT – теоретическое значение частоты для случайной ориентировки, R0 – измеренное значение, θ – максимальное значение разориентировки для данной группы симметрии, n – количество интервалов в гистограмме. Для расчета был взят шаг в 5° и получено значение М = 0.096, что соответствует умеренной предпочтительной ориентировке зерен хромита.

Для хромита наблюдаются преимущественно субидиоморфные очертания индивидов. По размеру зерна варьируют в значительном диапазоне – от очень мелких необластов размером 10–20 мкм до крупных кристаллов диаметром 500 мкм и более. Однородным внутренним строением обладают только очень мелкие зерна (<50 мкм).

Как показывают карты в ОПФ (рис. 7, г–е), оба выделенных нами типа индивидов хромита (R и D) характеризуются неоднородным (доменным) строением, которое выражается в наличии внутризерновых границ с малой величиной разориентировки, обычно менее 15°. Такие границы принято называть малоугловыми границами (МУГ) или границами субзерен.

Отличие внутреннего строения выделенных типов можно рассмотреть на примере отмеченных цифрами зерен (1–4) на рис. 7, д. Здесь зерна 1 и 2 относятся к типу R, а 3 и 4 – к типу D. Крупное зерно 1 обнаруживает заметную неоднородность только в проекции X0, а в двух других проекциях почти однородно и лишь вдоль периферии отмечается образование разориентированной каймы. Зерно 2 имеет фассетированный облик, который характеризуется наличием центральной и периферической зон с постепенным переходом между ними. В зерне 3 также можно выделить более однородную центральную часть; по периферии в нем отмечаются многочисленные изометричные области размером 30–50 мкм с неодинаковой ориентировкой. В отличие от рассмотренных выше, зерно 4 характеризуется наличием субпараллельных МУГ, которые разделяют домены с различной ориентировкой.

Для зерна 3 были выполнены более детальные исследования с шагом 2 мкм (рис. 7, ж, з), которые позволили установить наличие субзерен, сосредоточенных вдоль наиболее напряженных зон. В отдельных участках субзерна имеют постепенный переход к мелким однородным изометричным рекристаллизованным зернам, которые, по-видимому, образовались в ходе прогрессирующего поворота субзерен.

Участок 13. Этот хромититовый участок характеризуется средневкрапленным строением и более равномерным размером зерен (50–200 мкм), причем среди них преобладают идиоморфные и близкие к ним по форме (рис. 8, а). Ориентировка агрегатов хромита и отдельных зерен на данном участке, хотя местами и просматривается, но является весьма не выдержанной. На карте в кодировке углов Эйлера в правой части снимка фиксируется удлиненный агрегат хромита, который, вероятно, представляет собой первоначально единое зерно, подверженное сдвиговой деформации, сопровождавшейся разориентировкой блоков (рис. 8, б). По контрасту линий Кикучи здесь значительно больше зерен светлых тонов (рис. 8, в), что может быть связано с меньшей деформированностью хромита, полностью находящегося в окружении более податливого силикатного матрикса (оливина).

Рис. 8.

Микроструктура хромита на участке 13. а – BSE-изображение; б – карта в кодировке углов Эйлера; в – карта контраста линий Кикучи (D – деформированные, R – рекристаллизованные зерна); г–е – микроструктурные карты в цветовой кодировке ОПФ для трех взаимно перпендикулярных направлений (ключ см. на рис. 6); ж–з – деталь участка 13 (участок 14); ж – карта в кодировке ОПФ в плоскости изображения (Z0); з – профиль разориентировки доменов вдоль диагональной линии в зерне (ж); и – гистограмма разориентировки для соседних зерен. Fig. 8. Microstructure of chromite grains in the area 13.

Обзорные карты в кодировке ОПФ, построенные с шагом 8 мкм, демонстрируют более однородное в целом внутреннее строение зерен хромита размером менее 100 мкм, но более крупные зерна характеризуются здесь также доменным строением (рис. 8, г–е). Одно из них было исследовано более детально, что позволило выявить сложное субзеренное строение (рис. 8, ж, з), а на гистограмме разориентировок наряду с наиболее распространенными МУГ появился максимум в диапазоне 60°, который указывает на наличие двойниковых границ Σ3. Профиль, проведенный по диагонали через зерно, демонстрирует постепенное увеличение разориентировки, которая составляет в сумме 10°–12° (рис. 8, з).

Участок 17. Участок сложен густовкрапленным хромититом. Размеры зерен здесь, аналогично участку 11, варьируют в значительном диапазоне – от 20–30 до 300–400 мкм (рис. 9). Более крупные зерна разбиты трещинами, которые заполнены петельчатым серпентином, образовавшимся при низкотемпературном изменении руд в верхней части земной коры.

Рис. 9.

Микроструктура хромита на участке 17. а – BSE-изображение; б – карта контраста линий Кикучи; в – карта в кодировке углов Эйлера; г–е – микроструктурные карты в цветовой кодировке ОПФ для трех взаимно перпендикулярных направлений (ключ см. на рис. 6); ж–и – деталь участка 17 (участок 18); ж – карта в кодировке ОПФ в плоскости изображения (Z0); з, и – профили разориентировки доменов вдоль пересекающихся линий в зерне (ж); к – гистограмма разориентировки для соседних зерен. Fig. 9. Microstructure of chromite grains in the area 17.

Карты в цветовой кодировке углов Эйлера и ОПФ (рис. 9, б, г–е) показывают, что образование этих трещин не затронуло первичную микроструктуру образца: одинаково окрашенные области без смещения продолжаются по обеим сторонам от серпентиновых прожилков. Это говорит о том, что образование серпентина происходило в квазистатических условиях и сопровождалось только незначительным увеличением объема породы.

Оливин, располагавшийся между зернами хромита, реагировал с водой с образованием серпентина, увеличиваясь в объеме, а рудные минералы испытывали хрупкие разрывы, но значительного смещения при этом не происходило. Таким образом, полученные микроструктурные данные по хромиту практически полностью отражают таковые, сформированные на высокотемпературном этапе развития породы.

Крупные и среднего размера зерна характеризуются доменным внутренним строением, что указывает на наличие в них МУГ, разделяющих субзерна. Преобладание границ с величиной разориентировки менее 15° подтверждает соответствующая гистограмма (рис. 9, к).

Для детализации выбрано зерно хромита с многочисленными серпентиновыми прожилками (рис. 9, ж), в котором проведены два профиля разориентировок (рис. 9, з, и). Первый профиль пересекает несколько серпентиновых прожилков, но резких скачков на профиле нет, за исключением одного перепада в 3°–5° в районе наиболее широкой трещины. На протяжении всего профиля наблюдается постепенное изменение ориентировки, которое в сумме достигает 25°. В перпендикулярном к первому профиле 2, который не пересекает серпентиновых жилок, также отмечается постепенное изменение разориентировки, в сумме достигающее 15°.

Участок 20. Данный участок по строению сходен с участком 13 (рис. 10, ае), характеризуется средней густотой вкрапленности и более равномерным размером зерен (50–150 мкм). Зерна хромита обладают более однородным внутренним строением, но малоугловые границы здесь также играют важную роль для пар соседних зерен (рис. 10, ж).

Рис. 10.

Микроструктура хромита и оливина на участке 20. а – BSE-изображение; б – карта в кодировке углов Эйлера; в – карта фазового состава; ге – микроструктурные карты в цветовой кодировке ОПФ для трех взаимно перпендикулярных направлений (ключ см. на рис. 6); ж – гистограмма разориентировки для соседних зерен; з – ОПФ для межрудного оливина, и – карты в кодировке ОПФ для зерна серпентинизированного оливина и его реконструкция. Fig. 10. Microstructure of chromite and olivine grains in the area 20.

Наряду с хромитом, здесь довольно много реликтов серпентинизированного оливина, который демонстрирует значительное удлинение по оси Y, либо длинные оси его зерен образуют с ней угол 10°–15°. На диаграммах ОПФ (рис. 10, з) видно, что с плоскостью аншлифа и полосчатости совпадает преимущественно плоскость (100), а ось [001] оливина является ближайшей к линейности и образует с ней острый угол, что позволяет определить активную систему скольжения (100)[001] в условиях сдвигового течения. Из данных экспериментов известно, что данная система скольжения становится предпочтительной во “влажных” условиях (Karato, 2008; Jung, 2017).

Микроструктура акцессорных хромшпинелидов. Морфология акцессорных хромшпинелидов варьирует от разнообразных ксеноморфных выделений (вермикулярных, амебовидных, лапчатых) в лерцолитах до субидиоморфных в гарцбургитах и идиоморфных (эвгедральных) в дунитах. Эта закономерность отмечена на многих офиолитовых массивах (Mercier, Nicolas, 1975; Christiansen, 1986). В связи с этим, особый интерес представляет механизм образования хромшпинелидов с так называемой “fish-hook” или “holly leaf” морфологией (Nielson-Pike, Schwarzman, 1977; Yudovskaya et al., 2019). Хромшпинелиды с подобными морфологическими характеристиками часто встречаются в лерцолитах внутренней части мантийного разреза массива Средний Крака и результаты их микроструктурного изучения представлены ниже.

Шпинелевый лерцолит СК-103-6 состоит из оливина (70%), ортопироксена (20%), клинопироксена (5–7%) и среднехромистого шпинелида (1–3%). При этом порода характеризуется относительно низким содержанием петельчатого серпентина (30–40%). В пределах одного образца хромшпинелиды демонстрируют постепенные морфологические переходы от тончайших игольчатых выделений внутри кристаллов оливина и ортопироксена размером менее 1 мкм до идиоморфных кристаллов, промежуточными формами являются зерна типа “fish-hook” или “holly leaf” (рис. 11).

Рис. 11.

Микроструктура акцессорных хромшпинелидова из лерцолита СК-103-6. а – BSE-изображение; б, е – карты фазового состава; в–д, ж – карты в кодировке ОПФ, (ключ см. на рис. 6). Цифры вблизи линий указывают на величину разориентировки на соответствующих границах в градусах. Fig. 11. Microstructure of accessory chromian spinel grains from lherzolite СК-103-6.

На картах в цветовой кодировке ОПФ видно, что отростки хромшпинелида отходят от крупного кристалла внутрь оливина и ортопироксена, проникая вдоль МУГ и границ промежуточного типа (15°–30°); в некоторых случаях отмечается ступенчатая разориентировка внутри отростков (рис. 11, в–д). Внутренние части крупных кристаллов в ходе высокотемпературной эволюции породы подвергались образованию “специальных” границ, или “границ совпадающих узлов решетки”. В шпинелях такими границами чаще всего являются двойниковые границы Σ3, когда совпадает каждый третий узел. Пример образования такой границы с разориентировкой 60° приведен на рис. 11, в.

Обычно итогом твердофазного роста зерен хромшпинелидов является принятие ими кристаллографических очертаний. Часто в шлифах можно наблюдать результаты данного процесса, прерванного на различных стадиях. На рис. 11, е, ж показан идиоморфный кристалл с крупным включением ортопироксена, которое является частью более крупного зерна, от которого оно отделено МУГ 5.4°. Приведенные на рис. 11, ж микроструктурные карты свидетельствуют в пользу твердофазного (синкинематического) роста зерен хромшпинелида и захвата ими силикатного матрикса.

Химический состав хромшпинелидов. Средние составы акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов массива Средний Крака приведены в табл. 1 и рис. 12. В целом их состав закономерно изменяется с изменением минерального состава ультрамафитов, что характерно для многих офиолитовых комплексов. Наиболее глиноземистые и магнезиальные хромшпинелиды встречаются в лерцолитах с высоким содержанием обоих пироксенов (Cr# 0.1–0.3, Mg# 0.7–0.9), промежуточные составы характерны для гарцбургитов (Cr# 0.3–0.7, Mg# 0.5–0.7), а наиболее хромистые шпинелиды характерны для дунитов и хромититов (Cr# 0.7–0.8). Минимальная магнезиальность шпинелидов фиксируется в дунитах (Mg# 0.4–0.5), затем этот показатель снова начинает расти с увеличением концентрации рудного минерала в хромититах (Mg# 0.5–0.7). В шпинелидах из лерцолитов и гарцбургитов практически отсутствует трехвалентное железо, но его концентрация повышается в дунитах и хромититах краевой зоны, которая вмещает месторождения Саксей-Ключевской площади.

Рис. 12.

Состав акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов массива Средний Крака. 1 – лерцолиты, 2 – гарцбургиты, 3 – дуниты и хромититы. Fig. 12. Composition of accessory and oreforming chromian spinels from the Central Kraka massif. 1 – lherzolite, 2 – harzburgite, 3 – dunite and chromitite.

Изучение карт распределения химических элементов в рудных агрегатах и акцессорных зернах показало практически полное отсутствие у них первичной зональности. В редких случаях отмечается обогащение краевых зон зерен железом при наложенном метаморфизме шпинелидов (рис. 13). Однако этот процесс более характерен для апогарцбургитовых и аподунитовых серпентинитов и практически не отмечается в свежих образцах ультрамафитов и хромититах.

Рис. 13.

Карты распределения некоторых элементов в хромититах по данным энерго-дисперсионного анализа. Fig. 13. Compositional EDS maps showing a distribution of some elements in chromitites.

Из элементов-примесей в хромшпинелидах почти всегда присутствует марганец, причем его содержание положительно коррелирует с концентрацией трехвалентного железа и поэтому максимальные содержания MnO встречаются в дунитах и дунит-гарцбургитах (до 0.6 мас. %). Наибольшие концентрации TiO2 встречаются в лерцолитах и дунитах (0.2 мас. %), наименьшие – характерны для гарцбургитов. Поведение ванадия диаметрально противоположно: максимальные содержания V2O3 отмечаются в шпинелидах из гарцбургитов (до 0.26 мас. %), а вот в лерцолитах, дунитах и хромититах концентрация этого элемента понижена. Никель встречается лишь в шпинелидах из лерцолитов (NiO до 0.13 мас. %), в шпинелидах из гарцбургитов, дунитов и хромититов его содержание находится ниже предела обнаружения. Цинк отмечен в отдельных зернах из лерцолитов и гарцбургитов (ZnO до 0.1 мас. %).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Главной целью изучения микроструктур горных пород и руд является выявление их генетических особенностей, позволяющих в комплексе с геохимическим изучением определить основные процессы, участвовавшие в их образовании. Основными параметрами, определяемыми в ходе микроструктурных исследований с применением метода EBSD, являются: 1) предпочтительная ориентировка кристаллических решеток минералов, 2) количественные характеристики структуры (форма и размер зерен и субзерен), 3) величина и характер разориентировки зерен и субзерен.

Текстуры и системы скольжения. Текстурные диаграммы свидетельствуют о том, что в хромититах проявлена предпочтительная кристаллографическая ориентировка (М = = 0.096). Наиболее вероятной для ГЦК металлов системами скольжения являются {111}〈110〉, однако при прокатке в поликристаллических материалах формируются различные поликомпонентные текстуры, из которых чаще всего встречается “текстура чистого металла” (110)[112] + (112)[111] и “текстура сплава” (110)[112] + (110)[111] + + (001)[112] (Рыбин, 1986). В ионных и ионно-ковалентных соединениях выбор наиболее благоприятных систем скольжения зависит не только от типа кристаллической решетки, но также и от распределения внутри нее ионов разного знака. В оксидных минералах со структурой шпинели обычно реализуется система скольжения {110}〈110〉. В экспериментах по деформации глиноземистой шпинели были получены обе системы скольжения – {110}〈110〉 и {111}〈110〉, причем первая предпочтительнее развивается в шпинелях нестехиометрического состава, а последняя – в кристаллах, состав которых близок к стехиометрии (Hornstra, 1960; Mitchel et al., 1976; Duclos et al., 1978). В экспериментах по деформации кристаллов рингвудита Mg2SiO4 также преимущественно активной была система скольжения {111}〈110〉 (Wenk et al., 2005).

Значительно менее изучены текстуры деформации, которые формируются в поликристаллических агрегатах минералов со структурой шпинели. В работе (Till, Moskowitz, 2014) рассмотрены результаты экспериментальной деформации магнетита в полевошпатовом матриксе и показано, что образованные магнетитом текстуры являются очень слабыми (М = 0.03 и ниже). Авторы заключают, что выбор системы скольжения в шпинелидах является сложной функцией нескольких факторов, включая температуру, состав, стехиометрию и ориентацию главных стрессов относительно кристаллографической ориентировки зерна. Кроме того, слабая выраженность ПКО в минералах со структурой шпинели может быть обусловлена жестким поворотом индивидов внутри слабого матрикса, малым количеством измеренных зерен, а также действием не кристаллографических механизмов деформации.

В изученных нами хромшпинелидах характер диаграмм ППФ и ОПФ изменяется от участка к участку и не позволяет однозначно идентифицировать преобладающие системы скольжения в зернах хромита, хотя в большинстве случаев фиксируется преимущественная кристаллографическая ориентировка зерен. Наблюдаемые текстурные узоры могут быть обусловлены неоднородностью внутренней структуры образца, которая в свою очередь вызвана неоднородностью пластического течения хромититов. На это указывают вариации в направлениях линейности рудных агрегатов, хотя расстояние между изученными участками в образце составляет не более 1 см.

Другим фактором, который мог влиять на вариации текстурных рисунков, является пассивный поворот более жестких зерен хромита внутри податливого силикатного матрикса. Влияние данного фактора должно возрастать от густовкрапленных в редковкрапленным участкам. Именно влиянием пассивного поворота на текстурные узоры было ранее объяснено слабое проявление предпочтительной кристаллографической ориентировки в хромите из проявлений Омана (Christiansen, 1985).

Внутреннее строение индивидов. Морфология и распределение зерен хромшпинелидов по размерам закономерно изменяется с изменением густоты вкрапленности. Зерна рудного хромита на участках с их низкой концентрацией аналогичны по форме акцессорным шпинелидам из дунитов и обладают почти идиоморфным габитусом (зерна имеют сглаженные ограничения). При этом размеры зерен охватывают небольшой диапазон, по большей части варьируя от 50 до 200 мкм.

На участках с более высокой объемной долей рудных зерен их морфология изменяется в сторону снижения идиоморфизма, а вариации размера индивидов становятся значительно шире (20–500 мкм), причем преобладающей становится объемная доля крупных зерен. Причина морфологических различий может заключаться в том, что в последнем случае индивиды хромшпинелидов образуют непрерывную сеть примыкающих друг к другу зерен, тогда как на редковкрапленных участках они не соприкасаются между собой, разделяясь более податливым силикатным матриксом оливина. Причина изменения размера зерен более детально рассматривается ниже.

Во всех изученных образцах зерна хромшпинелидов характеризуются преимущественно субзеренным строением, а ГРЗ свидетельствуют о том, что ориентировка зерен в агрегате отклоняется от случайной. Поскольку в лерцолитах и вкрапленных хромититах ранее были установлены деформационные микроструктуры для силикатных минералов (Савельев и др., 2016; Савельев, Федосеев, 2019) и текстуры пластического течения в макроскопическом масштабе, то можно предположить, что и возникновение субзеренных микроструктур в хромшпинелидах было обусловлено высокотемпературным пластическим течением.

Акцессорные хромшпинелиды в перидотитах демонстрируют изменение морфологии от ксеноморфной к идиоморфной на фоне продолжающейся пластической деформации силикатного матрикса. Являясь наиболее жесткими фазами ультрамафитов, они претерпевают преимущественно пассивный поворот с незначительно проявленной внутризеренной деформацией. Рост новых зерен хромшпинелидов возможен за счет деформационно-индуцированного распада ромбического пироксена и миграции примесных ионов в направлении дефектов в структурах силикатных минералов (Савельев и др., 2016, 2017; Савельев, Мусабиров, 2019). Проведенные микроструктурные исследования подтвердили возможность захвата растущими шпинелидами фрагментов силикатных минералов (рис. 11) и, следовательно, твердофазного механизма образования включений в хромите. Следует отметить, что синкинематический рост кристаллов со структурой шпинели (магнетита) на основе изучения микросктруктуры был также диагностирован в милонитах формации Скандинавского щита (Kontny et al., 2012).

Рекристаллизация и рост зерен в рудных агрегатах. Формирование небольших по размерам (20–30 мкм) однородно ориентированных областей по периферии и внутри деформированных зерен хромита связано, скорее всего, с процессами динамической рекристаллизации. Данный процесс заключается в изменении зеренной структуры материала в ходе деформации благодаря нескольким механизмам: 1) ротационному (образование и поворот субзерен исходного деформированного материала), 2) миграции границ и 3) нуклеации и роста новых зерен (Горелик, 1978; Drury, Urai, 1990; Prior et al., 2004). Движущей силой динамической рекристаллизации является расходование накопленной энергии деформации.

Рекристаллизация наиболее отчетливо проявлена по периферии интенсивно деформированного зерна на участке 11 (рис. 7, ж). В нижней и верхней частях крупного зерна отмечается образование изометричных доменов, причем ближе к центру они отделены от основного объема малоугловыми границами (субзерна). В более удаленных частях такие же по размеру участки отделены большеугловыми границами и могут считаться самостоятельными зернами (необластами). В литературе наблюдаемые структурные соотношения обычно описываются как “структуры типа ядро-мантия” и интерпретируются как обусловленные действием ротационного механизма рекристаллизации, то есть поворота субзерен (Halfpenny et al. 2006; Ghosh et al., 2017).

На участках густовкрапленного строения наличие доменов, разделенных малоугловыми границами внутри крупных зерен, может быть обусловлено и незавершенным процессом коалесценции нескольких мелких зерен при их сближении. Данный механизм считается одним из ведущих при формировании порфиробластов в метаморфических породах и характерен для таких минералов, как гранат (Spiess et al., 2001).

Главным признаком проявления данного процесса в гранатах является соответствие структурной и геохимической зональности. К сожалению, проверить данное утверждение на изученных хромитовых зернах не представляется возможным, так как они всегда обладают удивительно однородным химическим составом. Тем не менее, в крупных зернах хромита отмечается наличие характерной микроструктурной зональности, выраженной в постепенных переходах ориентировки между различными областями зерна и наличии “фассетированных” границ (Ghosh et al., 2017). Считается, что постепенное исчезновение малоугловых границ при столкновении зерен одной и той же фазы могло быть вызвано поворотом разориентированных доменов, способствующим уменьшению их разориентировки, что ведет к уменьшению свободной энергии, связанной с границами зерен (Spiess et al., 2001). В хромититах данный механизм мог быть реализован в условиях уменьшения интенсивности пластической деформации при увеличении концентрации рудных зерен.

Изучение хромитовых месторождений Южного Урала и данных по офиолитовым комплексам мира показывает общую тенденцию увеличения размера зерен хромитов с увеличением концентрации рудных зерен в агрегате. Возможно, рост зерен в хромитовых агрегатах является результатом перераспределения минеральных частиц внутри пластического потока и локализации деформации в реологически более слабых оливиновых агрегатах (Савельев, Федосеев, 2019). Одновременно в соседних участках происходит концентрация рудных зерен, где интенсивность течения снижается, происходит сближение и поворот зерен хромита, способствующий их единой ориентировке. Сходный механизм образования массивных хромититов, который предполагает отжиг после высокотемпературной пластической деформации, предложен в работе (Ghosh et al., 2017).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования позволили выявить микроструктурную неоднородность зерен акцессорных хромшпинелидов и рудного хромита во вкрапленных полосчатых рудах, которая обусловлена пластической деформацией и связанными с ней процессами рекристаллизации. Рост новых зерен акцессорных хромшпинелидов в ультрамафитах возможен за счет деформационно-индуцированного распада ромбического пироксена и миграции примесных ионов в направлении дефектов в структуре силикатных минералов. Проведенные микроструктурные исследования подтвердили возможность захвата растущими кристаллами фрагментов силикатных минералов и, следовательно, твердофазного механизма образования включений в хромшпинелидах.

Для решения проблемы генезиса хромититов принципиальным вопросом является место пластической деформации в структурно-вещественном развитии мантийных перидотитов. Сторонники магматических и реакционных гипотез видят только “деструктивную” роль пластического течения, которое ведет к разрушению первичных богатых рудных скоплений (Cassard et al., 1981). Однако, микроструктурные особенности, установленные в изученных нами образцах, свидетельствуют об одновременном влиянии (суперпозиции) на генезис руд двух процессов: 1) уменьшения размера зерен (доменов) посредством трансляционного скольжения и динамической рекристаллизации и/или 2) роста рекристаллизованных зерен и их агрегирования. Определение относительной роли этих процессов в каждом конкретном случае выходит за рамки данной работы и требует дополнительных исследований.

Исследования выполнены в рамках выполнения Государственного задания по теме № 0246-2019-0078. Аналитические исследования проведены на базе ресурсного центра “Нанофотоника” Научного Парка СПбГУ и ЦКП ИПСМ РАН “Структурные и физико-механические исследования материалов”.

Список литературы

  1. Горелик С.С. Рекристаллизация металлов и сплавов. М.: Металлургия, 1978. 568 с.

  2. Даниленко В.Н., Миронов С.Ю., Беляков А.Н., Жиляев А.П. Применение EBSD анализа в физическом материаловедении (обзор) // Заводская лаборатория. Диагностика материалов. 2012. Т. 78. № 2. С. 28–46.

  3. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979. 262 с.

  4. Кравченко Г.Г. Роль тектоники при кристаллизации хромитовых руд Кемпирсайского плутона. М.: Наука, 1969. 232 с.

  5. Метод дифракции отраженных электронов в материаловедении. Под ред. А. Шварца, М. Кумара, Б. Адамса и Д. Филда. М.: Техносфера, 2014. 544 с.

  6. Москалёва С.В. Гипербазиты и их хромитоносность. Л.: Недра, 1974. 279 с.

  7. Рыбин В.В. Большие пластические деформации и разрушение металлов. М.: Металлургия, 1986. 224 с.

  8. Савельев Д.Е. Хромитоносность гипербазитовых массивов Южного Урала. Дис. … д-ра геол.-мин. наук. Уфа, 2012. 410 с.

  9. Савельев Д.Е., Белогуб Е.В., Блинов И.А., Кожевников Д.А., Котляров В.А. Петрологические свидетельства синдеформационной сегрегации вещества при образовании дунитов (на примере офиолитов Крака, Южный Урал) // Минералогия. 2016. № 4. С. 56–77.

  10. Савельев Д.Е., Мусабиров И.И. О механизмах образования акцессорных хромшпинелидов в пластически деформированных энстатитах массивов Крака (офиолитовый пояс Урала) // ЗРМО. 2019. № 2. С. 28–49.

  11. Савельев Д.Е., Пучков В.Н., Сергеев С.Н., Мусабиров И.И. О деформационно-индуцированном распаде энстатита в мантийных перидотитах и его значении для процессов частичного плавления и хромитообразования // Докл. РАН. 2017. Т. 276. № 2. С. 1–5.

  12. Савельев Д.Е., Сергеев С.Н. Энстатит офиолитовых перидотитов: пластическая деформация и связанные с ней геохимические изменения // Минералогия. 2018. № 1 (6). С. 68–84.

  13. Савельев Д.Е., Федосеев В.Б. Твердофазное перераспределение минеральных частиц в восходящем мантийном потоке как механизм концентрации хромита в офиоли-товых ультрамафитах (на примере офиолитов Крака, Южный Урал) // Георесурсы. 2019. Т. 21. № 1. С. 31–46.

  14. Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М.: Наука, 1987. 230 с.

  15. Саранчина Г.М., Кожевников В.Н. Федоровский метод (определение минералов, микроструктурный анализ). Л.: Недра, 1985. 208 с.

Дополнительные материалы отсутствуют.