CC BY
112
ВЕСТНИК ПЕРМСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
2018 Геология Том 17, №1
УДК 552.321.6+553.46
Хромититы Аккаргинского массива (Южный Урал)
Д.Е.Савельева, И.И. Мусабировь
аИнститут геологии УНЦ РАН, 450077, Уфа, ул.К.Маркса, 16/2 E-mail: savl71@mail.ru
ьИнститут проблем сверхпластичности РАН, 450001, Уфа, ул. Ст. Халтурина, 39. E-mail: irekmusabirov@mail.ru
(Статья поступила в редакцию 8 июня 2017 г.)
Рассмотрены особенности геологического строения массива и месторождений хромовых руд. Показано, что все изученные месторождения относятся к по-диформным телам, типичным для офиолитовых комплексов. Приведено описание морфологии и состава акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов из ультрамафитов массива. Акцессорные хромшпинелиды ультрамафитов относятся к средне- и высокохромистым (>42% Cr2O3). Рудные хромшпинелиды месторождений Главной рудной зоны высокохромистые (54-63% Cr2O3), в Восточной рудной зоне встречены среднехромистые рудообразующие хромшпине-лиды (48% Cr2O3). Приведены аргументы в пользу тектонического генезиса современной структуры массива и месторождений хрома.
Ключевые слова: хромититы, офиолиты, ультрамафиты, хромшпинелиды, Южный Урал DOI: 10.17072/psu.geol .17.1.61
Введение
Аккаргинский хромитоносный массив расположен в юго-восточной части Южного Урала, на востоке Оренбургской области, непосредственно вблизи Государственной границы РФ с Казахстаном. Он представляет собой северную часть группы ультраосновных массивов, окаймляющих со всех сторон дифференцированный магматический комплекс, включающий ряд пород от гранитов до габбро (рис. 1).
Ультраосновные породы района изучались И.И. Эдельштейном (1968), А.С. Вар-лаковым (1978), М.Е. Кулиджаняном, В.Е. Вдовиной (1969), К.К. Никитиным (1962), Э.Е. Арутюняном, И.П. Устиновым, О.С. Нестояновой, М.И. Грабовской, З.М. Григорьевой, Б.А. Шкуропатом (1969, 1992). Геолого-съемочные работы в районе проводились В.С. Дубининым (1962),
которым были изучены магматические формации и их металлогения. Последняя версия геологического строения рассматриваемой территории отражена в геологической карте, составленной коллективом авторов под руководством А.С. Ли-сова (2008).
В пределах массива в 1930-е гг. поисковые работы на хромовые руды проводили С.С. Горланов, М.И. Алешин (1938), Ю.Г. Полуренко (1936) и другие исследователи (Вахромеев и др. 1936). Сохранились карьеры 1930-х гг., а также фрагменты поисково-разведочных горных выработок и скважин (рис. 2, а, б). Несмотря на значительные объемы геологоразведочных работ, в литературе крайне скудно представлены сведения о геологическом строении месторождений массива. Целью данной работы является восполнение существующего пробела.
© Савельев Д.Е., Мусабиров И.И., 2018
Рис. 1. Геологическое строение Аккаргинско-Буруктальского района по А.С. Варлакову (1978): 1 - углеродистые сланцы нижнего карбона; 2 - мраморы нижнего карбона; 3 - песчаники и конгломераты верхнего девона; 4 - глинистые сланцы и песчаники верхнего девона; 5 - анде-зитовые, андезит-дацитовые порфириты и лавобрекчии среднего девона; 6 - отложения ордовика и нижнего силура нерасчлененные; 7 - зелёные сланцы ордовика и нижнего силура; 8 - кристаллические сланцы и гнейсы ордовика и нижнего силура с линзами кварцитов; 9 - до-кембрийские гнейсы и амфиболиты; 10 - граниты; 11 - плагиограниты; 12 - кварцевые мон-цониты; 13 - кварцевые диориты; 14 - гранодиориты; 15 - диориты, диоритовые порфириты, габбро-диориты; 16 - габбро-диабазы; 17 - габбро-диориты; 18 - ультрамафитовые массивы (I - Буруктальский, II - Карашакольский, III - Восточно- и Средне-Аккаргинский, IV- Ко-скольский, V - Карасуйский); 19 - разрывные тектонические нарушения. Рамкой выделено Главное рудное поле Аккаргинского массива
Геологическое строение массива и локализация хромититов
Согласно данным геолого-съемочных и геофизических работ, Аккаргинский массив представляет собой пластовую залежь с пологим (25-30°) западным падением восточного контакта и более крутым, в том же направлении (63-75°), западного (Лисов и др., 2008). В строении массива преимущественным распространением пользуются антигоритовые и хри-
зотиловые серпентиниты апогарцбургито-вой природы (рис. 2, в). В серпентинитах, как правило, сохраняется реликтовая структура первичных перидотитов, на что указывает наличие многочисленных не-деформированных псевдоморфоз по орто-пироксену и зерен хромшпинелидов, просвечивающих в тонких срезах в красновато-коричневых тонах (рис. 2, д, е). Кроме минералов группы серпентина, в породах широко распространенны хлорит, карбонаты, брусит.
Рис. 2. Ультрамафиты Аккаргинского массива: а - общий вид карьера 1930-х гг. на месторождении «выход 16-20», б - карьер 1930-х гг. и остатки обсадных труб на месторождении «выход 31-32»; в, г - типичные обнажения апоперидотитовых (в) и аподунитовых (г) серпентинитов, д, е - апоперидотитовые «перекристаллизованные» серпентиниты, д - крупная псевдоморфоза по ортопироксену в апооливиновом агрегате хризотила, е - баститовая псевдоморфоза по ортопироксену и ксеноморфные хромшпинелиды, окруженные вторичным карбонатом и апооливиновым хризотилом
Рис. 3. Геологическое строение Главной хромитоносной зоны и отдельных месторождений: А - схема геологического строения Главной рудной зоны по данным М.И. Алёшина (1938); Б - план поверхности месторождения «выход 3-4-5» (Полуренко, 1937); В - строение горизонта 300 м на месторождении «выход 3-4-5» (Полуренко, 1937); Г - поперечный геологический разрез через месторождение «выход 3-4-5», профиль I (Полуренко, 1937). Условные обозначения: А - 1 - современные отложения, 2 - 4 - серпентиниты, в том числе 2 - аподунито-вые, 3 - апоперидотитовые, 4 - перекристаллизованные, 5 - листвениты, 6 - жильные тела габбро и диоритов, 7 - хромититы, в кружках - номера точек с аббревиатурой «АК»; Б - Г -1 - серпентиниты аподунитовые, 2 - серпентиниты апоперидотитовые, 3 - габбро и диориты, 4 - листвениты, 5 - хромититы, 6 - разрывные нарушения
Подчиненное значение имеют аподунитовые хризотиловые и лизардитовые разновидности, в обнажениях обычно обладающие однородной текстурой и светло-зеленой окраской (рис. 2 г). Последние наиболее широко распространены вблизи хромититовых тел. В аподунитовом мат-риксе серпентинитов широко распространен вторичный магнетит, как образующий отдельные зерна, так и в виде пылеватых агрегатов.
Основными типами пород, распространенными в пределах Главного рудного поля массива, являются апоперидоти-товые и аподунитовые серпентиниты, резко подчиненное значение имеют жилооб-разные тела основного и среднего состава, а также листвениты (рис. 3). Между пери-дотитовыми и дунитовыми разновидностями серпентинитов отмечаются как резкие, так и постепенные переходы с преобладанием последних. В плане и разрезе
наблюдается их частое чередование в виде протяженных полос неправильной формы с примерно параллельным положением контактов (аз.пад. 250-290V50-800) (Полуренко, 1938). При этом фиксируется постепенное изменение простирания: от северо-западного на юге через меридиональное в центре к северо-восточному на севере территории, что почти согласно с изменением простирания западного контакта массива.
Основные месторождения Аккаргинского массива сосредоточены в Центральной рудной зоне, наряду с которой выделяются еще четыре параллельные ей зоны (две западные и две восточные) (Полу-ренко, 1938). Тела хромититов располагаются преимущественно в виде цепочек и представляют собой линзы или столбообразные тела массивного строения с подчиненным распространением ноду-лярных и вкрапленных руд (рис.3). По данным Реестра хромитопроявлений в альпинотипных ультрабазитах Урала (2000) ресурсы месторождений по категории Pi оцениваются в 89 тыс. т руды со средним содержанием 50% СГ2О3, в 1930-е гг. извлечено из недр около 80 тыс. т хро-мититов.
Наиболее детально изучены месторождения Центральной рудной зоны (рис.3), большая часть из них эксплуатировалась карьерами. Месторождения именовались «выходами» с соответствующим номером. Наиболее северным объектом зоны является выход «Северный», расположенный в 1000 м от серии компактно расположенных в виде цепочки выходов №3-4-5 (АК-24), № 8-10-12-15 (АК-21), №16-20 (АК-20), № 21-24-25 (АК-19), №31-32 (АК-17). В 3 км южнее последнего объекта, на простирании Центральной рудной зоны расположен выход «Южный».
Во всех случаях хромититовые тела приурочены к полосам аподунитовых серпентинитов, ширина которых может достигать 300 м. Размеры рудных тел по простиранию изменяются от первых десятков метров до 200-300. Протяженность
оруденения по падению составляет 20-50 м, а мощность хромититов - первые метры. Согласно наблюдениям Ю.Г. Полуренко (1938), на месторождениях Центральной рудной зоны обычно встречаются три параллельные рудные залежи - западная, центральная и восточная. Рудные тела повсеместно располагаются конкор-дантно по отношению к внутренней структуре вмещающих аподунитовых серпентинитов, а также по отношению к контактам последних с апоперидотитовы-ми серпентинитами. Переходы от вмещающих пород к хромититам могут быть как резкими, так и постепенными через горизонты вкрапленных руд, которые часто обнаруживают полосчатое строение с согласной ориентировкой хромититовых струек по отношению к контактам и к ориентировке баститовых псевдоморфоз в апоперидотитовых серпентинитах (Полу-ренко, 1938).
Детальные структурные исследования, проведенные М.И. Алёшиным (1938), показали, что направление сланцеватости в песчано-сланцевых отложениях обрамления повторяет линию контакта массива и конкордантно к простиранию полос апо-дунитовых серпентинитов. По данным Ю.Г. Полуренко (1938), «... направление диаклаз в массиве соответствует меняющемуся направлению простирания песча-но-сланцевой толщи, а к самим диаклазам приурочена большая часть жил габбро и диоритов». Он также отмечает, что в самих ультрамафитах большая часть тектонических нарушений имеет меридиональную ориентировку плоскостей смещения, а более поздние разрывы широтного и диагонального направления имеют подчиненное значение. Одной из характерных особенностей месторождений является наличие зон рассланцевания на контактах контрастных по компетентности геологических тел: наиболее часто они встречаются на контакте массивных руд и аподунитовых серпентинитов, реже -вдоль границ шлировых обособлений апоперидотитовых серпентинитов.
Структурно-вещественные особенности хромититов и вмещающих ультрамафитов
Среди текстур хромититов основное значение имеет массивная со значительной вариацией размера рудных зерен - от мелкозернистых (0,1-1 мм) до средне- (1-5 мм) и крупнозернистых (5-10 мм). По морфологическим особенностям и характеру взаимоотношений между зернами преимущественным распространением пользуется аллотриоморфно-зернистая структура хромититов, что является типичной особенностью подиформных залежей офиолитовых массивов (Thayer, 1964).
Вкрапленные руды представлены несколькими текстурными разновидностями. Собственно вкрапленные руды (0,1-2 мм) по содержанию рудных зерен подразделяются на густо-, средне- и бедновкрап-ленные, последовательность которых характерна для постепенных переходов от массивных хромититов к вмещающим серпентинитам. Наиболее часто в обнажениях и отвалах месторождений встречаются густовкрапленные руды, причем рудный и силикатный материал часто образуют протяженные непрерывные агрегаты неправильной формы (рис. 4, а, б, г, ж). Во вкрапленных рудах хромшпинели-ды преимущественно с округлыми очертаниями (рис. 5, б), но иногда встречаются хорошо ограненные зерна октаэдрической формы (рис. 4, ж).
Нодулярные руды чаще всего располагаются в приконтактовых частях массивных хромититов с резкими переходами к аподунитовому серпентиниту. Они представлены эллипсоидальными агрегатами зерен хромита (5 -10 мм) в серпентинито-вом матриксе, иногда постепенно переходят в массивный хромитит (рис. 4, д, е). Такситовые руды представляют собой чередующиеся участки массивного и вкрапленного строения (рис. 4, в). Полосчатые (ленточные) руды также описаны на месторождениях Аккаргинского массива. Они характеризуются частым чередовани-
ем полос вкрапленного хромитита с различным содержанием и размером рудных зерен.
Ультрамафиты Аккаргинского массива изменены преимущественно в условиях низкотемпературной петельчатой серпен-тинизации (Варлаков, 1986), поэтому состав протолита может быть восстановлен путем пересчета химических анализов на нормативный состав по методу И.Д. Соболева (Малахов, 1966; Савельев и др. 2008). Расчет показал, что протолит апо-перидотитовых серпентинитов был представлен гарцбургитами при довольно высоком среднем содержании нормативного энстатита (19-25%).
Из первичных минералов в ультрама-фитах Аккаргинского массива сохранились только акцессорные и рудообразую-щие хромшпинелиды. Все анализы исследованных шпинелидов можно разделить на две большие группы: 1) составы первичных минералов мантийного происхождения и 2) составы, претерпевшие изменение в результате низкотемпературных коровых процессов, главным образом серпентинизации ультрамафитов. Первая группа подразделена на три подгруппы: 1а) акцессорные хромшпинелиды лерцо-литов и гарцбургитов (апоперидотитовых серпентинитов), 1б) акцессорные хром-шпинелиды дунитов (аподунитовых серпентинитов) и 1в) рудообразующие хромиты. На диаграмме (рис. 6) показаны все полученные данные, а в таблице представлены средние составы первичных хромшпинелидов.
Первичные шпинелиды характеризуются низким содержанием трехвалентного железа, поэтому на треугольной диаграмме практически все точки располагаются вдоль стороны Al - Cr, что является характерным признаком офиолитовых комплексов. Увеличение концентрации железа происходит при метаморфизме хром-шпинелидов с постепенным превращением их в магнетит, что отражает тренд, который образуют точки метаморфизован-ных шпинелидов на той же диаграмме.
Рис. 4. Текстурно-структурные особенности хромититов Аккаргинского массива
Рис. 5. Акцессорные и рудообразующие хромшпинелиды Аккаргинского массива (снимки в обратно-рассеянных электронах, СИн - хромшпинелид, ирп - серпентин)
Средние химические составы акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов Аккаргинского массива, мас. %
№ п/п Образец n AI2O3 СГ2О3 MgO SFeO TiO2 MnO V2O5 #Cr #Mg
1 АК-20-14 5 19,88 49,19 11,56 19,23 - - 0,13 0,62 0,54
2 АК-21а-08 6 24,16 46,85 13,92 14,71 - - 0,35 0,57 0,63
3 АК-14 2 21,89 44,05 6,96 26,64 - 0,29 0,17 0,57 0,33
4 АК-32-01 3 27,61 42,72 13,72 15,84 - - 0,10 0,51 0,62
5 АК-32-02 6 15,32 55,33 11,24 18,05 - - 0,06 0,71 0,54
6 АК-32-03 6 25,78 42,83 11,55 19,79 - - 0,05 0,53 0,53
7 АК-33-04 7 15,72 52,93 10,42 20,56 - - 0,36 0,69 0,50
8 АК-44-03 3 21,90 42,39 7,54 26,50 - 1,67 - 0,56 0,37
9 АК-20-15 10 13,61 56,25 9,59 20,51 - - 0,04 0,73 0,47
10 АК-28-02 4 13,45 54,85 8,44 23,07 - - 0,19 0,73 0,41
11 АК-17-03 4 22,41 46,25 11,92 19,13 - - 0,29 0,58 0,56
12 АК-19-03 3 24,01 45,43 13,35 17,04 - 0,17 0,00 0,56 0,61
13 АК-20-13 3 9,74 61,15 9,20 19,80 - - 0,12 0,81 0,45
14 АК-21а-02 3 8,09 65,61 8,68 17,62 - - - 0,84 0,47
15 АК-21а-03 7 8,66 63,36 9,74 18,15 - 0,09 - 0,83 0,49
16 АК-21а-07 7 9,39 61,00 11,22 18,38 - - - 0,81 0,55
17 АК-17-12 4 9,46 61,45 10,51 18,58 - - - 0,81 0,52
18 АК-17-шт-01 4 8,94 62,67 13,07 15,32 - - - 0,82 0,63
19 АК-17-шт-03 5 9,09 63,05 12,17 15,71 - - - 0,82 0,59
20 АК-17-шт-07 4 9,81 62,64 14,94 12,62 - - - 0,81 0,71
21 АК-17-шт-08 4 9,96 62,37 14,14 13,44 - - - 0,81 0,68
22 АК-18-06 3 9,60 62,69 14,11 13,60 - - - 0,81 0,68
23 АК-18-07 16 8,92 62,92 13,41 14,75 - - - 0,83 0,65
24 АК-19-04 4 9,00 62,54 14,24 14,23 - - - 0,82 0,69
25 АК-19-шт-01 5 9,73 59,10 7,46 23,64 0,07 - - 0,80 0,38
26 АК-20-11 3 11,83 59,59 11,47 17,11 - - - 0,77 0,56
27 АК-20-12 7 16,76 54,91 12,48 15,68 - 0,13 0,05 0,69 0,59
28 АК-208-02 3 9,33 62,79 14,43 13,44 - - - 0,82 0,69
29 АК-21а-01 3 9,32 62,21 11,82 16,64 - - - 0,82 0,58
30 АК-21-шт-02 8 10,12 60,86 12,79 16,23 - - - 0,80 0,62
31 АК-21-шт-04 5 9,28 62,35 14,34 14,03 - - - 0,82 0,69
32 АК-23-06 4 21,59 48,23 14,22 15,84 0,12 - - 0,60 0,64
33 АК-24-01а 7 9,77 61,08 11,88 17,23 - - 0,05 0,81 0,57
34 АК-24-01б 10 9,34 62,46 13,27 14,93 - - - 0,82 0,64
35 АК-24-06 6 11,09 59,69 13,21 16,01 - - - 0,78 0,63
36 АК-33-01 4 10,58 62,46 13,78 13,18 - - - 0,80 0,67
37 АК-33-02 4 10,56 60,54 11,94 16,91 0,05 - - 0,79 0,58
Примечание: 1 - 8 - апоперидотитовые серпентиниты, 9-10 - аподунит-гарцбургитовые серпентиниты, 11 - 16 - аподунитовые серпентиниты, 17-37 - хромититы: 19, 21, 34 - нодуляр-ные, 20, 27, 35, 37 - вкрапленные, остальные - массивные; состав минералов приведен к 100%; прочерк означает, что содержание оксида ниже предела обнаружения; #Cr = Cr/(Cr+Al), #Mg = Mg/(Mg+Fe2+) в атомных количествах. Состав минералов определен методом энергодисперсионного анализа на растровом электронном микроскопе Tescan Vega 3 SBH в ИПСМ РАН (Уфа).
Рис. 6. Положение составов хромшпинелидов Аккаргинского массива на треугольной диаграмме Al-Cr-Fe3+: 1 - 3 - составы первичных хромшпинелидов (1 - из апоперидотитовых серпентинитов, 2 - аподунитовых серпентинитов, 3 - хромититов), 4 - составы метаморфизо-ванных шпинелидов. Поля составов (Савельев, 20124; Савельев и др., 2008; Barnes S., Roeder P., 2001): MOR-peridotites - перидотиты срединно-океанических хребтов; SSZ peridotites - перидотиты надсубдукционные, Ophiolitic peridotites - ультрамафиты офиолитовых комплексов, high-Cr /high-Al chromitites - высокохромистые и высокоглиноземистые рудообразующие хромшпинелиды офиолитов; Metamorphic Cr-magnetites - метаморфизованные шпинелиды (хроммагнетиты, магнетиты)
Вариации содержаний магния и двухвалентного железа в первичных шпинели-дах составляют соответственно 7-14 мас.% М§0 и 13-26% БеО при отсутствии закономерных изменений между типами пород. Из элементов-примесей в акцессорных шпинелидах постоянно присутствует небольшое количество ванадия при отсутствии титана. При метаморфизме наряду с железом увеличивается содержание марганца. В рудообразующих шпинелидах из некоторых месторождений появляется примесь титана.
Наиболее глиноземистым составом характеризуются шпинелиды из апоперидо-
титовых серпентинитов, содержание СГ2О3 в них составляет 42-49 мас.%, а АЬОз изменяется от 13 до 28 мас.%. Для них характерны ксеноморфные очертания (рис. 5, а) и значительные вариации по размеру - от десятков микрон до первых миллиметров. Практически всегда зерна хром-шпинелидов в той или иной степени подвержены метаморфизму, частично или полностью замещены магнетитом или хроммагнетитом.
Морфология шпинелидов постепенно изменяется при переходе от перидотитов к дунитам и хромититам. В переходных породах дунит-гарцбургитового состава
шпинелиды гипидиоморфные и менее глиноземистые (AI2O3 менее 10 мас.%, СГ2О3 более 50 мас.% ). В дунитах преобладают мелкие идиоморфные зерна высокохромистого состава. Иногда вокруг идиоморфных шпинелидов наблюдается каемка хлорита и пылевидного магнетита, при этом состав внутри зерна не изменяется.
Рудообразующие хромшпинелиды в целом более устойчивы к изменению состава. В редковкрапленных рудах преобладают изометричные гипидиоморфные и идиоморфные зерна (рис. 5, б), а в густов-крапленных и сплошных рудах - ксено-морфные (рис. 5, в - е). В месторождениях Центральной рудной зоны все изученные хромшпинелиды относятся к высокохромистой разновидности - алюмохромиту. Они содержат 54,9-63,05 мас.% СГ2О3 при незначительном количестве глинозема (8,94-16,76 мас.% AI2O3). В то же время в небольших рудных телах Восточной рудной зоны встречены среднехромистые шпинелиды со средним содержанием 48,23 мас.% СГ2О3 (обр.АК-23) при повышенном содержании AI2O3 (21,59 мас. %) На рис. 5, е хорошо видно различие в составе хромшпинелидов из месторождений различного геохимического типа, соседствующих в одном препарате.
Обсуждение и выводы
Минералого-геохимические характеристики ультрамафитов свидетельствуют о их высокой степени деплетирования, которая характерна для верхней мантии надсубдукционных обстановок. С этим выводом согласуется пространственное совмещение в изученном районе ультра-мафитов и интрузий дифференцированного состава, которые могут рассматриваться как корневые части островодужных вулканических построек.
Рассмотренные выше месторождения хромовых руд относятся к типично по-диформному морфологическому типу, который встречается во многих офиолито-вых комплексах мира (Cassard et al.,1981;
Hock, Friedrich, 1985; Thayer, 1964). Структурные особенности руд и вмещающих пород указывают на конкордант-ный характер взаимоотношений между хромититами, аподунитовыми и апопери-дотитовыми серпентинитами. Частое чередование в разрезе рудоносных аподуни-товых серпентинитов с апоперидотито-выми серпентинитами, а также присутствие на месторождениях нескольких параллельных тел хромититов указывают на то, что первоначально оруденение сформировалось в пределах полосчатого ду-нит-гарцбургитового комплекса офиоли-тов.
Выше отмечалось, что большая часть разрывных нарушений в пределах рудоносной зоны имеет субмеридиональное направление, а внутренняя структура уль-трамафитов конкордантна сланцеватости вмещающих массив осадочных толщ и контакту массива. На ряде месторождений отмечалось присутствие переходных хро-митоносных зон полосчатого строения между массивными хромититами и апо-дунитовыми серпентинитами, ориентированных согласно с общим залеганием руд и вмещающих пород (Полуренко, 1938). Кроме того, с общим тектоническим планом согласны жильные тела магматических пород основного и среднего состава.
Все перечисленные факты, скорее всего, указывают на имевший место единый тектонический процесс, который сформировал современный облик Аккаргинского массива и его ближайшее обрамление. При этом основное сжимающее напряжение было ориентировано в субширотном направлении, а пластическое течение материала серпентинизированных ульт-рамафитов было направлено субмеридио-нально (рис.7). Вероятно, в результате тектонических движений, обусловивших образование Уральского складчатого пояса, территория испытала субширотное сжатие и подъем, который вызвал массовую серпентинизацию ультрамафитов и соответственно превращение их в реологически наиболее слабый материал по сравнению с компетентными магматиче-
скими породами дифференцированного Коскольского комплекса.
Рис. 7. Схема образования современной структуры Буруктальско-Аккаргинского района в результате тектонического течения: 1 - серпентиниты, 2 - габброиды, 3 -диориты и гранитоиды, 4 - кварцевые мон-цониты, 5 - внешние тектонические контакты серпентинитов, 6 - направление действующих сил при коллизии (а) и направление пластического течения материала (б)
В результате тектонического воздействия произошло обтекание серпентинитами более жесткого блока вулкано-плу-тонических пород посредством пластического течения, что привело к расслоению перидотит-дунит-хромититовой ассоциации и превращению протяженных зон первичных вкрапленных хромититов в подиформные тела массивного строения с сохранением общего субмеридионального простирания директивных структур внутри массива.
Авторы благодарят Е.А. Бажина и Д.Г. Ширяева за помощь при проведении полевых работ и С.П. Глотова за любезно предо-
ставленные материалы. Исследования проведены в рамках выполнения темы госзадания Министерства образования и науки «Модель образования месторождений хрома в офио-литах Южного Урала».
Библиографический список
Варлаков А.С. Петрография, петрохимия и геохимия гипербазитов Оренбуржского Урала. М.: Наука, 1978. 240 с. Варлаков А.С. Петрология процессов серпен-тинизации гипербазитов складчатых областей. Свердловск, 1986. 224 с. Вахромеев С.А., Зимин И.А., Кожевников К.Е. и др. Уральские месторождения хромита // Тр. ВИМС. Вып. 85. М.; Л.: ОНТИ НКТП СССР, 1936. 240 с. Дубинин В.С. Магматические формации Бу-руктальского рудного района и их металлогения: автореферат дис. канд. геол.-мин. наук. Свердловск, 1962. 16 с. Кулиджанян М.Е., Вдовина В.Е. Бурукталь-ская группа ультраосновных массивов на восточном склоне Урала // Труды Второго Уральского петрографического совещания. Свердловск, 1969. Т.2. С. 153-157. Малахов И.А. Петрохимия ультрабазитов
Урала. Свердловск, 1966. 234 с. Никитин К.К. Древняя кора выветривания Буруктальского массива ультраосновных пород // Труды ИГЕМ АН СССР. 1962. Вып. 69. 191 с. Реестр хромитопроявлений в альпинотипных ультрабазитах Урала / под ред. Б.В. Пере-возчикова. Пермь, 2000. 474 с. Савельев Д.Е. Хромитоносность гипербазито-вых массивов Южного Урала: дис. ... д-ра геол.-мин. наук. Уфа, 2012. 410 с. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Савельева Е.Н., Бажин Е.А. Геология, петрогеохимия и хромитоносность габбро-гипербазитовых массивов Южного Урала. Уфа: Дизайн-ПолиграфСервис, 2008. 320 с. Шкуропат Б.А. Петрографические и петро-химические особенности ультраосновных пород Джетыгаринского района на Южном Урале // Магматические формации, метаморфизм, металлогения Урала. Свердловск, 1969. С.105-108. Шкуропат Б.А., Борисова В.А. Минералогические и петрохимические особенности ультрабазитов Зауральского поднятия в связи с их тектоническим положением // Вопросы геологии, минералогии, геохи-
мии полезных ископаемых Южного Урала. Уфа, 1992. С. 89-98.
Эдельштейн И.И. Петрология гипербазитов Тоболо-Иргизского района Южного Урала и особенности связанных с ними кор выветривания. М.: Наука, 1968. 340 с.
Barnes S., Roeder P. The Range of spinel compositions in terrestrial mafic and ultramafic rocks // J. Petrology. 2001. Vol. 42. P. 22792302.
Cassard D., Nicolas A., Rabinowitch M., Moutte J., Leblanc M., Prinzhoffer A. Structural clas-
sification of chromite pods in Southern New Caledonia // Econ. Geology. 1981. Vol. 76. P. 805-831.
Hock M., Friedrich G. Structural features of oph-iolitic chromitites in the Zambales Range, Luzon, Philippines // Mineralium Deposita. 1985. Vol. 20. P. 290-301. Thayer T. P. Principal features and origin of podiform chromite deposits, and some observations on the Guleman-Soridag District, Turkey // Econ. Geology. 1964. Vol. 59. P.1497-1524.
Chromitites of the Akkarginskiy massif (the Southern Urals)
D.E. Savelieva, I.I. Musabirovb
aInstitute of Geology, Ufa Scientific Center, Russian Academy of Sciences, 16/2 Karl Marks Str., Ufa 450077, Russia. E-mail: savl71@mail.ru bInstitute for Metals Superplasticity Problems of the Russian Academy of Sciences (Ufa), 39 St. Khalturin Str., Ufa 450001, Russia E-mail: irekmusabirov@mail.ru
We consider the geological features of ultramafic rock and chrome ore deposits. It is shown that all studied deposits are podiform in morphology that is typical for the ophio-lite ultramafic rocks. Morphological and chemical features of the accessory and ore-forming spinels are described. Accessory chrome spinels from ultramafic rocks are mid-dle-Cr and high-Cr in chemistry (>42% Cr2O3). All studied ore-forming chrome spinels from deposits in the Main Ore Zone are high-Cr (54-63% &2O3). Some middle-Cr ore-forming spinels were found in deposit of the East Ore Zone (48% Cr2O3). We adduce a proof of the tectonic origin of present-day structure of the Akkarginskiy massif and its chrome ore deposits.
Key words: chromitite, ophiolite, ultramafic rock, chrome spinel, the Southern Urals.
References Dubinin V.S. 1962. Magmaticheskie formatsii
Buruktalskogo rudnogo rayona i ikh metal-
Varlakov A.S. 1978. Petrografiya, petrokhimiya i logeniya [The magmatic formations of Bu-
geokhimiya giperbazitov Orenburgskogo ruktal ore districkt and their metallogeny].
Urala [Petrography, petrochemistry and geo- Avtoref. Diss. cand.geol.-min.sci., Sverd-
chemistry of the Orenburg Urals hyper- lovsk, p. 24. (in Russian)
basites]. Nauka, Moskva, p. 240. (in Russian) Kuliganyan M.E., Vdovina V.E. 1969. Bu-
Varlakov A.S. 1986. Petrologiya protsessov ser- ruktalskaya gruppa ultraosnovnykh massivov
pentinizatsii giperbazitov [Petrology of ser- na vostochnom sklone Yuzhnogo Urala [Bu-
pentinization processes of folded belts hy- ruktalskaya group of ultramafic massifs on
perbasites]. Sverdlovsk, p. 224. (in Russian) the east slope of the Southern Urals]. In Proc.
Vakhromeev S.A., Zimin I.A., Kozhevnikov K.E. of the second Uralian Petrography meeting.
et al. 1936. Uralskie mestorozhdeniya khro- Sverdlovsk. 2:153-157. (in Russian)
mita [Uralian chromites deposits]. VIMS, Malakhov I.A. 1966. Petrokhimiya ultrabazitov
Moskva-Leningrad, V.85, p. 240. (in Rus- Urala [Petrochemistry of Uralian ultrabasites]
sian) Sverdlovsk, p. 234. (in Russian)
Nikitin K.K. 1962. Drevnyaya kora vyvetrivaniya Buruktalskogo massiva ultraosnovnykh porod [Ancient weathering crust of Bu-ruktalsky massif of ultramafic rocks]. IGEM, Moskva, V.69, p. 191. (in Russian) Reestr khromitoproyavleniy v alpinotipnykh ul-trabazitakh Urala [Register of chromite occurences in the alpine-type ultrabasites] Ed. Perevozchikov B.V. 2000. Perm. p. 474. (in Russian)
Saveliev D.E. 2012. Khromitonosnost giperbasi-tovykh massivov Yuzhnogo Urala [Chromite mineralization of hyperbasite massifs of the Southern Urals]. Avtoref. Diss. cand.geol.-min.sci., Perm, p. 44. (in Russian) Saveliev D.E., Snachev V.I., Savelieva E.N., Ba-zhin E.A. 2008. Geologiya, petrogeokhimiya i khromitonosnost gabbro-giperbazitovykh massivov Yuzhnogo Urala [Geology, petro-geochemistry and chromitebearingness of the hyperbasite massifs of the Southern Urals]. DisingPolygraphServis, Ufa, p. 320. (in Russian)
Shkuropat B.A. 1969. Petrograficheskie i petrokhimicheskie osobennosti ultraosnov-nykh porod Dgetygarinskogo rayona na Yu-zhnom Urale [The petrographical and petrochemical features of ultramafic rocks of Dzhetygarinskiy district on the Southern Urals]. In Magmatic formations, metamor-phism, metallogeny of the Urals. Sverdlovsk, pp. 105-108. (in Russian)
Shkuropat B.A., Borisova V.A. 1992. Mineralog-icheskie i petrokhimicheskie osobennosti ul-trabazitov Zauralskogo podnyatiya v svyazi s ikh tektonicheskim polozheniem [The miner-alogical and petrochemical features of ultrabasites of Zauralian uplift according their tectonic setting]. In Voprosy geologii, mineral-ogii, geokhimii polexnykh iskopaemykh Yuzhnogo Urala. Ufa, pp. 89-98. (in Russian) Edelstein I.I. 1968. Petrologiya giperbazitov To-bolo-Irgizskogo rayona Yuzhnogo Urala i osobennosti svyazannykh s nimi kor vyvetrivaniya [The petrology of hyperbasites of Tobol-Ipgiz province of the Southern Urals and features of associated weathering crusts]. Nauka, Moskva, p. 340. (in Russian) Barnes S., Roeder P. 2001. The Range of spinel compositions in terrestrial mafic and ultra-mafic rocks. J. Petrology, 42:2279-2302. doi: 10.1093/petrology/42.12.2279 Cassard D., Nicolas A., Rabinowitch M., Moutte J., LeblancM., Prinzhoffer A. 1981. Structural classification of chromite pods in Southern New Caledonia. Econ. Geology, 76:805-831. Hock M., Friedrich G. 1985. Structural features of ophiolitic chromitites in the Zambales Range, Luzon, Philippines, Mineralium Deposita, 20:290-301. Thayer T. P. 1964. Principal features and origin of podiform chromite deposits, and some observations on the Guleman-Soridag District, Turkey. Econ. Geology, 59:1497-1524.
