CC BY
58
ИЗВЕСТИЯ УРАЛЬСКОЙ ГОСУДАРСТВЕННОЙ
_ГОРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ АКАДЕМИИ_
2001 СЕРИЯ: ГЕОЛОГИЯ И ГЕОФИЗИКА Вып. 13
И. МИНЕРАЛОГИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ И ГЕОХИМИЯ
УДК 38.49.15 (470.5)
И.А. Малахов, И.В. Савохин, П.Л. Бурмако, В.И. Кузнецов
ВЛИЯНИЕ ПРОЦЕССОВ МЕТАМОРФИЗМА И МЕТАСОМАТИЗМА НА СОСТАВ ХРОМШПИНЕЛИДОВ В УЛЬТРАМАФИТАХ И ХРОМИТАХ УРАЛА
За последнее время нами было получено много принципиально новых данных о весьма существенном, а иногда и определяющем влиянии геодинамики становления и последующего преобразования ультрамафитов различной формационной принадлежности и ассоциирующих с ними хромитов, а также о сложности и многообразии процессов формирования содержащихся в них акцессорных и рудообразующнх хромшпинелидов. Принято считать, что хромистые шпинели содержатся лишь в ультраосновных породах. На самом деле их распространение шире. Как следует из выполненного нами ранее обзора [4], они постоянно встречаются в ранних оливиновых вкрапленниках в базальтах, в тем числе и в продуктах молодого вулканизма на Камчатке и многих вулканических островов в Тихом океане.
Согласно современным представлениям относительно генезиса ультрамафитов, суммированных П. Уайли [12], из пяти основных генетических групп ультрамафитов лишь три -ультрамафиты расслоенных интрузий, альпинотипные и концентрически-зональные - есть все основания рассматривать в качестве хромитоносных. При этом среди расслоенных интрузивных массивов типа Бушвельда в ЮАР, Великой Дайки в Зимбабве, Стиллуотера в США и Сарановских на западном склоне Урала явно преобладают процессы магматической дифференциации с образованием хромитовых пластов в нижней части камер [3,10]. Развитие процессов последующего их динамомстаморфизма проявляется в отмеченных массивах в минимальных масштабах и в основном связано с процессами перекристаллизации изначально мелкозернистых рудных индивидов и практически не влияет на их изначальный химический состав.
Как было отмечено Т.П. Тайером [10], для хромшпинелидов расслоенных массивов характерно более высокое содержание Ре2Оз, что определяется их формированием в пределах земной коры на относительно умеренных глубинах. Однако, как свидетельствуют проведенные нами исследования, содержание в слагающих руды хромшпинелидах двух- и трехвалентного железа существенно меньше, чем в акцессорных и рудообразующнх хромшпинелидах из концентрически-зональных массивов Платиноносного пояса Урала, принадлежащих к дунит-клинопироксенитовой формации.
Одной из характерных особенностей ультрамафитов и хромитов из расслоенных массивов является наличие явлений зональности ряда элементов в составе содержащихся в них акцессорных и рудообразующнх хромшпинелидов. Гак, по данным О.К.Иванова [3], в акцессорных хромшпинелидах Сарановских массивов отчетливо видно увеличение вверх по разрезу содержаний титана, суммарного и в первую очередь трехвалентного железа, а также марганца, сопровождающееся уменьшением количества хрома, магния и никеля при двойственном или стабильном поведении алюминия. Что касается закономерностей в изменении состава рудных хромшпинелидов в этих массивах, то снизу вверх в них также увеличивается содержание П, Ре?', Ре и Мп, а количество Сг, N1 и А1 уменьшается.
Подобное изменение концентрации во многом определяется размером ионных радиусов перечисленных элементов в кристаллической решетке хромшпинелидов: вверх по разрезу увеличивается содержание элементов с относительно крупными катионами и уменьшается их количество с относительно небольшими ионными радиусами.
Что касается состава акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов из альпинотипных >льтраосновных массивов Урала, то в них не наблюдается каких-либо особенностей, связанных с пространственным положением, что определяется, в первую очередь, с иным - протрузивным их «начальным генезисом. До последнего времени было принято считать, что для состава хромшпинелидов из хромитовых руд определяющим является генетическая связь и принадлежность к дунитовым и гарцбургитовым фациям из числа наиболее распространенных пород ультраосновных массивов Урала. Как следует из представленных в табл. 1 обобщенных данных, такая связь действительно существует. Однако приводимые в ней цифры по средним составам акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов следует рассматривать, прежде всего, как результат их перекристаллизации и высокотемпературного и низкотемпературного метаморфизма в последующий период, после их образования. Об этом, в частности, свидетельствуют существенные различия их по железистости - более высокая железистость хромшпинелидов в дунитах и гарцбургитах связана прежде всего с тем. что они претерпели наложенные процессы высокотемпературного диафтореза и перекристаллизации [4] и вследствие этого приобрели более железистый состав, особенно в дунитах. Что касается среднего состава хромшпинелидов из лерцолитов, рассчитанного на основе двух анализов из массива Крака, то они также претерпели метаморфизм и являются не типичными для лерцолитов - их включения в базальтах обычно содержат низкохромистые шпинели с железистостью около 20% [11].
Таблица 1
Средний состав акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов из дунитов, гарцбургитов и лерцолитов дунит-гарцбургитовой и дунит-кличопироксенитовой формаций Урала
Показатели Акиесссорные Рудообразующие
дунит-гарцбургитовая формация дунит-пироксе-нитовая дуниг-гарцбургиговая дунит-пироксени-товая
дун ИТ гарцбургит лерцолит дунит дунит гарцбургит дунит
А1аО, И, 48 27,33 44,37 7,10 9.93 74.71 9.6?
Сг20, 57.18 39.77 21.03 42.49 60.61 42.64 47.72
Ке30, 3.05 3.66 4.30 21.02 3.31 4.62 14.88
РсО 17.42 15.91 13.94 22.20 12.10 13.22 17.23
МйО 10.70 13.34 16.38 7.00 14.05 14.82 10.55
Сумма 99.83 100.01 100.02 100.01 100.00 100.01 100.00
Главные минеральные составляющие. %
Шпинель 22.2 48.5 67.6 14.9 18.8 44.0 18.8
Магнохромит 30,0 11.4 5.0 21.0 48.6 22.6 33.4
Хромит 43.9 36.0 23.0 37.0 28.6 28.2 29.2
Магнетит 3.9 4.1 4.4 27.1 4.0 5.2 18.6
Основные расчетные параметры
Желез истость.% 47.7 40.1 32.3 64.0 32.6 33.4 47.8
! Хромистость.% 77.0 49.4 24.1 79.6 80.4 50.7 76.9
Доля Гс*' в К'* 3.8 4.1 4.5 27.2 4.0 5.2 18.6
Число анализов 22 15 2 10 100 63 48
В отличие от хромистых шпинелей из пород дунит-гарцбургитовой формации Урала, как акцессорные, так и рудообразующие хромшпинелиды из пород и руд дунит-клинопироксенитовой формации, к которой принадлежат зональные массивы Платиноносного пояса Урала [1], а также вторичные по происхождению дунит-верлит-клинопироксенитовые комплексы и массивы, образующиеся мстасоматическим путем в верхней гарцбургитовой части разреза, на контакте с более поздними габброидами, характеризуются явно более железистым составом - судя по приведенным ниже данным, в рудобразующих хромшпинелидах она составляет 48 %, а в акцессорных - даже 64%.
Прежде чем переходить к полученным за последнее время новым микрозондовым данным по составу акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов в уральских хромитоносных массивах, расссмотрим ряд вопросов, касающихся их геолого-структурного положения и систематики. В настоящее время наметилось достаточно определенное положение всех ранее выявленных на Урале
месторождений хромитов в ультраосновном разрезе. Как следует из данных, представленных в табл.2, все они принадлежат к какому-либо одному из выделяемых четырех формационных типов. При этом первый из них - Курмановский - характеризует принадлежность хромитовых руд к нижней части разреза, второй - Кемпирсайский - располагается в переходной зоне от дунитов к гарцбургитам, третий - Верблюжьегорский - объединяет целый ряд месторождений, располагающихся в пределах гарцбургитов и генетически с ними связанных, а четвертый -Хабарнинский - характеризует принадлежность хромитов к наложенным вторичным по происхождению дунит-клинопироксенитовым комплексам, формирование которых связано с внедрением и контактовым воздействием на гарцбургиты и хромитовые руды более молодых габброидов.
Таблица 2
Главные формационные типы хромитовых месторождений в альпинотипных массивах дунит-гарцбургитовой и дунит-клинопироксснитовой формаций Урала
Формационные типы Курмановский Кемпирсайский Верблюжггорский Хабарнинский
Типичные хромитоносныс ультраосновныс массивы Алапаевский. Верчнстагильский. Ключевской Рай-Изский. Халиловский. Южный Крака Войкарский. Алапасвскии. Варшазский. Успеновский Алапаевский. Всрхнсйвинский. Шсрамбайский
Локализация оруленсния в разрезе ультрамафитов Приапикальная часть дунитов в нижней части разреза В пределах дунит-гарцбургитового полосчатого комплекса Среди гарцбургитов верхней части разреза В верхней част гарцбургитов. близ контакта с габбро
Характеристика рудоносных порол Оливин 5-7 % Ра 6-9 % Ра 8-10% Ра 12-14 % Ра
Акцесорный хромит Близок к рудообразу юшему Больше А1 и меньше Сг Выше жслезистость Больше РеО и Ре20)
Морфострук-турные особенности рудных тел Морфология Прожилково-вкрапленные и пластовые Линзовилныс. реже пластовые Жильные. линзовилныс. сегрегации Пластовые и прожилково-вкрапленные
Длина, м Ширина, м Мощность, м До 400 До 130 15 До 1500 1200 250 До 250 10 15 До 350 До 50 До 20
Характеристика хромитовых руд Хром-шпинелил Машсзихзьный и высокохромистый с пониженным РегО} Глиноземистый низкохромист. Хромистый с повышенным Ре2Ог
Оливин 4-7 % Ра 3 -5 % Ра 4-7 % Ра 5-10% Ра
Структуры Мелкозернистая, гииилиоморфная Средне- и крупнозернистая Разнозерн истая, аллотриоморфн. Мелкозернистая, аллотриоморфная
Текстуры Редко-и средне-вкрапленные Преобладают массивные и гуетов-крапленные. реже срсднсвкрапленные Преобладают срелневкрапленные
Как видно из представленных в табл. 2 данных, отмечается целый ряд различий в составе не только хромшпинелидов. но и оливинов, что является следствием процессов их метаморфизма. При этом наблюдается весьма характерная особенность их состава: если для магматических ассоциаций в условиях регрессивного процесса характерно единообразное повышение железистости у оливинов и хромшпинелидов в ультрамафитах и хромитах, то при метаморфизме этих пород и руд повышение железистости хромшпинелидов. напротив, сопровождается увеличением магнезиальности сосуществующих с ними оливинов. То есть в последнем случае осуществляется обмен магнием и железом между ними.
Как показали проведенные исследования. все отмеченные вариации состава хромшпинелидов в ультрамафитах и хромитах имеют закономерный характер и определяются не только вариациями температуры и равновесного давления, но и влиянием парциального давления или. точнее, фугитивности кислорода, величину которого можно оценить на основе выполненных нами термодинамических расчетов, приведенных в табл. 3 и 4. Из приведенных расчетных величин Рог следует, что по мере ее повышения кристаллизующиеся или подвергающиеся перекристаллизации хромшпинелиды должны приобретать сперва более высокохромистый, а затем более железистый (по содержанию Ре2СЬ) состав. При этом понижение температу ры кристаллизации хромшпинелидов на 100° сопровождается увеличением величины парциального давления кислорода примерно на два порядка, то есть приблизительно в 100 раз. Его источником, по-видимому, может
быть кислород, который образуется в результате диссоциации летучих, в основном представленных
на
Если принять во внимание, что внедрение по глубинным разломам реститогенных альпинотипных ультрамафитов изначально происходило тектоническим путем, без образования в пределах земной коры глубинных ультраосновных расплавов, то мы неизбежно должны прийти к выводу, что лишь с островодужного этапа их формирования могли происходить процессы их перекристаллизации и метаморфизма, включая серпентинизацию, которые могли продолжаться, а возможно даже усиливаться в коллизионную стадию.
Таблица 3
Изменение расчетной величины изобарного потенциала при понижении температуры в главных минеральных составляющих хромшпинелидов и водяном паре поданным [5,9]
Минералы 1700 °К 1600°К 1500 °К 1400 °К 1300 °К 1200°К
Шпинлпк 37|.!6 383.78 396.46 409,19 420.57 431.16
Гсрцинит 323.84 332.27 340.70 349.14 357.57 366.00
Магнохромит 315.98 325.29 334.33 343.08 351.54 359.62
Хромит 228.91 239.37 249.53 259.38 268.92 278.08
Магнсзиофсррит 188,20 198.87 209.56 220.31 229.67 238.23
Магнетит 141.27 148.26 155.23 162.26 169.29 176.37
Водяной пар 36.55 37.93 39.30 40.66 42.02 43,37
Из приведенных в табл. 4 данных по фугитивности кислорода следует, что более железистые по составу хромшпинелиды представляют собой перекристаллизованные и более низкотемпературные продукты метаморфизма изначально высокоглиноземистых хромитов. Их формирование имеет много общего с образованием более железистых и хромистых руд, входящих обычно в состав дунит-клинопироксснитовых комплексов, формирующихся метасоматическим путем в верхней части гарцбургитов (Малокаменское и Вкрапленное месторождения в Алапаевском массиве).
Таблица 4
Изменение расчетного парциального давления кислорода Р^) при диссоциации у инералов в условиях различных температур
Минералы 1700 °К 1600°К 1500 °К 1400 °К 1300 °К 1200 °К
Шпинель 23.86 26.21 28.88 31.94 35.35 39,26
Герцинит 20.82 22.69 24.82 27.25 30.06 33.33
Мапюхромит 20.31 22.22 24.36 26.78 29.55 32.75
Хромит 14.71 16.35 18.18 20.45 22.61 25.32
Магнезиоферрит 12.10 13.58 15.27 17.20 19.30 21.69
Магнетит 9.08 10.12 11.31 12.67 14.23 16.06
Водяной пар 3.33 3.65 4.02 4.50 4.91 5.43
Рассмотрим на ряде конкретных примеров появление "неожиданных" по составу хромшпинелидов в хромитах ряда альпинотипных комплексов Урала. В восточной части Варшавского существенно гарцбургитового по составу массива на Южном Урале при проведении геологоразведочных работ было разведано тело сплошных высокоглиноземистых и относительно низкох ром истых хромитов, в висячем боку которого почти параллельно ему располагается сравнительно небольшое по мощности рудное тело, сложенное высокохромистыми рудами (табл. 5).
Приведенные в табл. 5 данные по составу хромшпинелидов свидетельствуют о том, что при метаморфизме содержание трехоксида хрома в них может увеличиваться до 60 %. О их метаморфическом происхождении свидетельствует и аномально высокая их железистость, достигающая 60-75 %. Обращает внимание существенное понижение при метаморфизме содержания в хромшпинелидах глинозема - с 20-25 до 10-15 %, а в некоторых случаях даже до 3,5 %.
Таблица 5
Состав рудообразующих хро.мшпинелидов из руд Варшавского хромитоносного массива
на Южном Урале
Показатели 22 15 29 6 20 13 5 28
ТЮ, 0.37 0.43 0.36 0.28 0.28 0.05 0.15 0.13
А1А 22.19 20,36 25,60 21,87 20.21 14.68 3,57 9,03
Сг>0, 43.99 45.16 44.29 43.90 44.50 59.30 60.26 55.27
Ре20, 4.92 4,41 1.42 3.03 3.47 1.50 6,74 5.20
РсО 15.28 16.90 17,57 22,51 25.24 17.09 21.80 26.90
МпО 0.23 0.27 0.17 0.25 0.32 0.55 0.45 0,55
7.пО 0,09 0,06 0,04 0,12 0.11 0.16 0.19 0.14
МкО 13,30 11,90 9.86 8.50 6.55 6.94 6.66 4.18
Сумма 100.37 99.48 99,60 100.46 100.68 100.27 99.82 101,4
1 лавные минеральные составляющие. %
У л ьво шпинель 1.3 1.5 1,3 1.0 1.0 0.2 0.6 0.5
Шпинель 39.9 37.5 34.9 40.0 31.4 4.0 7.3 18.2
Герцинит . . - 0.7 6.9 - - -
Магнохромит 20.6 17.9 11.8 . - 31.7 27.3 3.1
Хромит 32.5 37.9 43.8 54.7 56.5 49.2 55.9 71.5
Магнетит 5,7 5.2 1.7 3.6 4.2 2.0 8.9 6.7
Тв. р-р корунда - 6.5 - 12.9 - -
Основные расчетные параметры
Жслсзистость% 39.2 44.3 50.0 59.8 68.4 58.0 64.7 78.3
Хромистость.% 57.1 59.8 61.5 57.4 59.6 95.3 91.9 80.4
Доля Ре'* в И 5.7 5.3 1.8 3.6 4.2 2.2 8.9 6,7
Примечания: 1. Здесь и в последующих таблицах микрозонловыс анализы хромшпинелилов выполнены в Лаборатории физических методов исследований Института геологии и геофизики УГГГА В Н. Ослоповских. 2. 22, 15. 29. 6. 20. 13. 5. 28 - номер образца.
Обращает на себя также внимание, что при процессах метаморфизма в хромшпинелидах отмечается нарушение стехиометрических соотношений между двух- и трехвалентными оксидами, причем всегда в пользу последних. При приведении к стехиометрии избыточное количество глинозема мы рассчитывали на нормативный корунд. Возможно было бы правильнее такой глинозем рассматривать в качестве алюмошпинелевого ми нал а, обладающего составом А1А1204, как мы представляли в своей работе [4].
Влияние процессов метаморфизма на исходный состав рудообразующих хромшпинелидов особенно четко фиксируется при активном его проявлении в зонах динамометаморфизма, включая и полосы меланжа. Судя по приведенным в табл. 6 данным, практически все проанализированные зерна хромшпинелидов являются зональными: центральная их часть обладает более магнезиальным составом - здесь их железистость составляет 29-33 %, а содержание хрома относительно умеренное; периферическая же часть содержит 57-67 % Сг20з и явно обеднена глинеземом. При этом количество двухвалентного железа существенно возрастает с 10-14 до 25-28 %, однако доля трехвалентного железа остается относительно невысокой и составляет величину порядка двух процентов, что свидетельствует о повышенной глубинности подобного метаморфизма, проходившего при ограниченном доступе кислорода.
Иногда в таких метаморфизованных зернах хромшпинелидов удаленный из кристаллической решетки алюминий фиксируется здесь же в виде многочисленных мелких лейст вторичного хлорита, состав которого, судя по данным микрозондового анализа, значительно ближе к высокоглиноземистому амезиту, чем к серпентину.
Обращает на себя внимание, что подвергшиеся интенсивным вторичным преобразованиям хромистые шпинели впоследствии приобретают более железистый состав, сопровождающийся последовательным понижением содержания в них хрома (табл. 7). Такие метаморфизованные шпинели, независимо от их различной изначальной формационной принадлежности, в целом обладают определенным химическим сходством.
Состав зональных индивидов рудообразующих хромшпинелидов из зоны меланжа Шабровского ультраосновного массива на Среднем Урале
Номер обр. 576-2 2544 2502-К! 2502-К2
Место опр. промежут. край центр край промежут. край центр. край
ТЮ, 0.00 0.05 0.18 0.05 0.12 0.18 0.17 0.25
А1,0, 12.85 6.50 20.27 8.24 18.08 3.40 24.26 6.12
Сг203 56.73 65.09 52.59 67.69 52.27 64.27 45.28 57.30
2.42 1.87 - 0.53 1.62 4.95 1.79 9.73
РсО 12.04 16.11 10.79 15.94 14.32 20.02 12.91 18.91
МпО 0.35 0.48 0.16 0.23 0.30 0.41 0.13 0.44
MgO 13.78 11.04 14.74 9.90 13.33 8.36 14.91 9.47
Сумма 98.17 101.11 98.73 102.58 100.01 101.59 99.45 102.22
Главные минеральные составляющие. %
Ульвошпинель - 0.2 0.6 0.2 0.4 0.7 0.6 0.9
Шпинель 24.5 12,6 31.5 4.2 33.2 6.8 43.2 11.9
Магиохромит 42.0 41.6 37.2 44.8 28.8 35.5 24.0 34,8
Хромит 30.6 43.3 27.8 44.1 35.7 50.7 30.1 40.2
Магнетит 2.9 2.3 - 0.7 1.9 6.3 2.1 12.1
Тв. р-р корунла - - 2.9 6.0 - - . -
Основные расчетные параметры
Железист ость.% 32.9 45.0 29.1 47.3 37.6 56.9 32.7 52.8
Хромистость. % 74.8 87.0 67.4 95.5 66.0 92.7 55.6 86.3
Доля Ре'* вЯ1' 2.9 2.3 0 0.7 1.9 6.5 2.1 12.2
Интересно, что влияние парциального давления кислорода на состав хромшпинелидов в ультрамафитах удается проследить даже для пород явно магматического и мантийного происхождения. В табл. 8 приводятся данные по средним составам шпинелей из разнообразных включений в архангельских кимберлитах, включая лерцолиты [2]. В соответствии с проведенными авторами исследованиями, ими выделяются три группы лерцолитов, содержащих высоко-, среднс-и низкохромистыс шпинели, различающиеся также и по железистости: в первичных и наиболее высокотемпературных фациях лерцолитов шпинели обладают наиболее магнезиальным и •ысокоглиноземистым составом, аналогично шпинелям из лерцолитовых включений в минусинских ■ тихоокеанских базальтах.
Высокое и во многом нетипичное содержание хрома в клинопироксен-шпинелевых сростках лерцолитовых включений объективно свидетельствует в пользу их более низкотемпературной природы и более позднего метаморфического происхождения.
Заключение
Представленный в статье материал позволяет иначе интерпретировать полученные в последнее время данные по составу акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов из различных формационных типов ультрамафитов Урала и других регионов. Оказалось, что очень важным, а иногда и решающим фактором, предопределяющим состав и генетическую принадлежность хромитовых руд, особенно связанных с гарцбургитами альпинотипных массивов дунит-гарцбургитовой формации, является их высокотемпературный метаморфизм, способствующий повышению их хромистости и промышленной ценности.
Другим важным выводом является установленный факт присутствия высокохромистых шпинелей, содержащих 60-67 % Сг2Оз не только в алмазоносных кимберлитах, где подобный состав определяется фактором высокого давления и соответственно глубинности их образования (8], но и среди альпинотипных ультрамафитов и в ассоциирующих с ними хромитовых рудах, где определяющим фактором является парциальное давление кислорода.
Состав железистых хромшпинелидов из пород и руд дуниг-гарцбургитовой (1) и дунит-клинопироксенитовой (2-8) формаций Урала
Массив Шабров ский Нижнетагильский Вересовоборский
Характеристика массивный бедновкрап-ленный густовкраплснный акцессорный бедио-вкран. средне-вкрап.
Номер обр. С-7/В 53-2/6 187/6 46 450-1 472-1 479-2 481-2
ТЮ2 0.37 0,52 0.56 0,44 0.60 0.71 0.86 1.47
А12о, 0.11 6.79 7.12 6.08 0,00 6.96 5.96 8.35
Сг,0, 48.36 47.96 46.69 31.33 19.94 25.84 29.33 27.05
Ре20, 29.20 17.50 17.45 33.12 47.50 37.37 32.86 32.43
КеО 19.80 16.11 15.65 18,13 29,55 25.39 27.71 24.18
МпО 0.90 0.52 0.52 0.36 0.00 0.45 0.93 0.53
МкО 1.36 11.01 11,09 9,14 1,30 5.25 3.24 6,29
Сумма 100.10 100.41 99.08 98.60 98.89 102.0 100.9 100.31
Главные минеральные составляющие."%
Ульвошпинель 1.5 М 1,4 1.2 1.7 1.8 2.3 3.8
Шпинель 0.2 13,4 14.2 12.5 • 14.2 12.5 17.0
Магнохромит 7.2 41,4 41.6 34.9 7.4 12.9 4.7 15.4
Хромит 63.6 21,9 20.6 8.1 22,7 22,5 36.6 21.6
Магнетит 27.5 22.0 22.2 43.3 68.2 48.6 43.9 42.2
Основные расчетные парамет ры
Железистость, % 92,3 45,1 44,2 52.7 92,7 73.1 82.7 68.3
Хромистость. % 99,7 82.6 81.5 74.8 100.0 71.4 76.7 68.5
Доля FV'bR" 27,9 22.3 22.5 43.8 69,4 49.5 45.0 43.8
Средний состав хромшпинелидов из включений к кимберлитах Архангельской алмазоносной провинции [2], приведенный к стехиометрии Таблица 8
Показатели 1 2 3 4 5 6 7 8
T¡02 0.29 0.28 0.72 0.23 0.19 0.12 0.26 0,08
AljO, 5.44 6.95 9.51 21.22 30.39 41.16 47,84 64.60
Cr20, 63.69 63.26 56.10 46.45 36.71 26.06 19.17 2.48
FC20, 3.66 3.71 6.28 4.57 2,09 0,97 1,96 2.04
FeO 13,73 18.63 14.93 11.48 12.42 11.37 9.81 8.45
MnO 0,27 0.29 0.29 0.31 0.23 0.17 0.21 0.05
MgO 12.40 10J2 12.41 15.47 15.38 17.07 19,14 22.03
Сумма 99.48 103.24 100.24 99.73 97,41 96.92 98.39 99.73
Главные минеральные составляющие. %
Ульвошпинель 1.1 1.0 2.6 0.8 0.6 0.4 0.8 0.2
Шпинель 10.7 13.3 18.1 38.1 53.6 69.2 76.6 82.3
Магнохромит 50.7 3S.7 41.7 32.1 15.0 3.4 0.9 13.1
Хромит 32.9 45.5 30.0 23.8 28.4 26.0 19.7 2.5
Магнетит 4.6 4.5 7.6 5.2 2.4 1.0 2.0 1.9
Основные расчетные параметры
Железистость.% 38,3 50.8 40.3 29.4 31.2 27.2 22.3 17,7
Хромистость.% 88.7 85.9 79.8 59.5 44,8 29.8 21.2 2.5
Доля FcJ' в R" 4.6 4.6 7.8 5.3 2.4 1.0 2.0 1.9
Число аназизов 200 10 58 22 16 6 9 33
Примечание: I - высокоалмазоносные дуниты и гарцбургиты: 2 - алмазоносные гарцбургкты с высокохромистым шлинелидом; 3 - лерцолиты с высокохромистым шпинелидом (клинопироксен-шпинслидные сростки): 4 - лерцолиты с сред нехром истым шпинелидом: 5 - лерцолиты с низкохромистым шпинелидом: 6 - гранатовые вебстериты и гарцбургиты с низкохромистым шпинелидом: 7 - лерцолиты и пирокссниты с низкохромистым шпинелидом: 8 - магнезиально-кальнисвые алькремиты.
В качестве характерного примера можно было бы привести обширный Кемпирсайский массив на Южном Урале, характеризующийся уникальной хромитоносностью. Многие исследователи, детально занимавшиеся его изучением, подчеркивали преэбладающую линзовидную форму его рудных тел, включая и ряд крупных [6J. Другой характерной его особенностью, на которую мы уже давно обратили внимание [4], является сравнительно невысокая температура формирования сплошных и густовкрапленных хромитовых руд, нередко содержащих 58-60 % Сг203, определяемая на основе изучения оливин-хромитозых равновесий температурой в 1000-1100 °С, в то время как в практически неметаморфизованных нодулярных рудах, часто встречающихся здесь в периферических частях крупных хромитовых линз, содержание хрома существенно ниже - 45-52 %, хотя температу ра оливин-хромитовых равновесий в них выше и достигает 1350-1400 °С.
Характерным примером влияния процессов высокотемпературного метаморфизма на повышение хромистости хромшпинелидов в рудах является и расположенный к северу от него Халиловский существенно гарцбургитовый по составу ультраосновной массив, содержащий большое количество мелких месторождений и рудопроявлений высокохромистых руд (до 65 % Сг2Оэ), располагающихся в виде трех или четырех субмеридионально вытянутых полос в его центре и сопровождающихся зонами вторичных по происхождению дунитов.
С влиянием метаморфизма вероятно следует связывать и высокохромистый состав хромитовых руд, располагающихся в южной части обширного Войкаро-Сыньинского альпинотипного массива на Полярном Урале [7], а также промышленных хромитовых руд в массиве Рай-Из, располагающихся вблизи Главного Уральского глубинного разлома и впоследствии претерпевших интенсивные надвиговые дислокации.
Как уже выше отмечалось, решающее влияние процессов метаморфизма сказалось и на формировании как самих дунит-клинопироксенитовых комплексов, так и связанных генетически с ними хромитовых руд, имеющих явно более железистый состав, хотя количество Сг203 в них обычно остается весьма высоким и составляет около 50 %.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Бетехтин А.Г. Платина и другие минералы платиновой группы. - M. - JÏ.: Изд-во АН СССР, 1935.- 148 с.
2. Богатиков O.A., Гаранин В.К., Кононова В.А. и др. Архангельская алмазоносная провинция. - М.: Изд-во МГУ, 1999. - 524 с.
3. Иванов O.K. Изменение состава хромшпинелидов по разрезу хромитовых пластов стратиформных месторождений // Минералогия и геохимия гипербазитов Урала - Свердловск: УНЦ АН СССР, 1977.-С. 53-57.
4. Малахов И.А. Петрохимия главных формационных типов ультрабазитов. - М.: Наука, 1983.-223 с.
5. Маракушев A.A. Термодинамика метаморфической гидратации минералов. - М.: Наука, 1968.-223 с.
6. Павлов Н.В., Григорьева И.И. Закономерности формирования хромитовых месторождений. - М.: Наука, 1973. - .88 с.
7. Савельев A.A. Хромиты Войкаро-Сыньинского массива // Генезис ультрабазитов и связанного с ними оруденения. - Свердловск: УНЦ АН СССР, 1977. - С. 63-77.
8. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. -Новосибирск: Наука, 1974. - 263 с.
9. Robie R.A. and YValdbaum D.R. Termodynamic properties of minerals and related substances at 298. 15 К (25°C) and one atmoshere pressure and at higher temperatures - Geol. Surv. Bull., Ks 1259, Wash., 1968.
10. Thayer T.P. Chromite segregation as petrogenic indicators. Simposium on the Bushveld igneous complex and other layered intrusions- Geol. Soc. South Africa, 1971, Spec. Publ. № 1. - P. 380-390.
11. White R.VV. Ultramafic inclusions in basaltic rocks from Hawaii. - Contrib. Miner, and Petrol.. 1966, vol 12.-P. 245-314.
12. Wvllie Peter J. The origin of ultramafic and ultrabasic rocks. Tectonophysics, 1969, 7, Hi 5-6. -P. 437-455.
