Геолого-промышленные типы месторождений. Тип хромшпинелевый в альпинотипных гипербазитах

Руды хрома входят в группу черных металлов, обеспечивая получение нержавеющих, жаропрочных, твёрдых (инструментальных) сталей. В цветной металлургии хром необходим для получения высокотемпературных сплавов нагревателей электрических печей. Для электролитического хромирования используется хромовый ангидрит. Руды применяют в качестве огнеупорных материалов футеровки печей для плавки металлов. Часть руд потребляется химической промышленностью для получения соединений хрома, в том числе хромовых квасцов, нужных для дубления кож. Широкое употребление хрома в промышленности обеспечивает высокий спрос на хромовое минеральное сырьё.

Месторождения хрома как гипербазито-фильного элемента (Ибламинов, 2023) тесно связаны с магматическими породами ультраосновного отряда. В магматическом процессе хром накапливается в гипербазитах, где его содержание в 1,2 раза выше, чем в мантии. В спрединговой обстановке при плавлении вещества мантии он не переходит в состав ранних базальтов, а накапливается в высокотемпературном остатке (рестите). Из ре-ститового расплава формируются альпино-типные гипербазиты дунит-перидотитовой

формации, с которыми связаны линзообразные (подиформные) залежи хромовых руд складчатых областей.

В платформенных рифтовых обстановках при стратиформной дифференциации мантийного материала хром также накапливается в наиболее высокотемпературных магмах, образующих гарцбургит-ортопироксенит-норитовую формацию.

Таким образом, формируются два главных геолого-промышленных типа месторождений хромовых руд: тип хромшпинелевый в альпинотипных гипербазитах и тип хром-шпинелевый в расслоенных гипербазитах . В сводной генетической классификации оба входят в эндогенную серию и магматическую группу месторождений, однако в разные генетические классы. Первый тип концентрируется в классе реститовом, а второй – в классе кристаллизационном (Iblaminov, 2020).

Промышленные минералы хрома относятся к классу сложных оксидов с координационной структурой, группе шпинели, подгруппе хромшпинелидов, состав которых описывается общей формулой (Mg²⁺,Fe²⁺)(Cr³⁺,Al³⁺,Fe³⁺) 2 O^2- 4 . Форма кристаллов октаэдрическая, сингония кубическая. Вхождение элементов в состав хром-шпинелей определяется близостью радиуса иона Cr³⁺, равного 0,064 А, радиусам ионов

Al3+ (0,067), Fe3+ (0,067), Mn3+ (0,070), Co 3+ (0,064). Изоморфизм между парой Mg2+ (0,074), Fe2+(0,080) определяется близостью радиусов их ионов.

В экзогенных условиях главный минерал хрома – хромшпинелид – весьма устойчив и отличается повышенной плотностью. Это способствует накоплению его при выветривании коренных месторождений в элювиальных, делювиальных, аллювиальных и прибрежно-морских россыпях, образуя месторождения экзогенной серии.

Значимость описанных типов месторождений в экономике мирового и российского хромоворудного сырья показана в табл. 1.

В настоящей статье подробно остановимся на геолого-промышленном типе месторождений в альпинотипных гипербазитах.

Альпинотипные гипербазиты

Проявления и месторождения руд по-диформного типа присутствуют в различных складчатых областях. За рубежом небольшие месторождения и, соответственно, аль-пинотипные гипербазиты присутствуют в альпйском Средиземноморском складчатом поясе (месторождения Армении, Турции, Греции, Албании), а также Тихоокеанском (Филиппины).

В России наибольшее количество подобных объектов расположено в пределах Уральского складчатого пояса, который благодаря широкому распространению базитов и ультрабазитов получил наименование «ба-зальтофильный» (Смирнов, 1982). Обилие мафитов и ультрамафитов на Урале может быть объяснено образованием названных пород в течение двух стадий: на ранней спрединговой стадии (ордовик – силур) и поздней коллизионной стадии (карбон – пермь) в условиях задугового спрединга (Ибламинов, 2004). Распределение поясов гипербазитов на Урале иллюстрирует рис. 1, где показано, что наиболее протяженным является Главный Уральский пояс (№ 6 на рис. 1), приуроченный к сутурной зоне, образовавшейся после позднепалеозойской коллизии в месте стыка раннепалеозойской спрединговой океанической и протерозойской коры. Пояса, находящиеся восточнее, по большей части связаны с позднепалеозойским задуговым спредингом, обусловленным островодужной коллизией.

Расположенный на крайнем западе Сара-новский пояс расслоенных гипербазитов сформировался в позднем протерозое и содержит хромовое оруденение стратиформно-го типа (№ 3 на рис. 1).

С альпинотипными гипербазитами связано порядка 200 месторождений, большинство из них представлено мелкими и очень мелкими рудными телами. Крупные промышленные объекты находятся в крупных магматических массивах на южном фланге Уральского пояса.

Таким образом, в целом промышленный тип характеризуется относительно рассеянным по гипербазитовым массивам оруденением, размеры которого в значительной степени определяются размерами рудоносных интрузий.

Крупные тела ультраосновных пород тяготеют к скверному и южному флангам Главного пояса Урала. На северном фланге на Полярном Урале находятся массивы Вой-каро-Сыньинский, Сыум-Кеу и Рай-Из; на южном фланге – Кемпирсайский массив (рис. 2).

Таблица 1. Экономика геолого-промышленных типов месторождений хромовых руд (Гос. ..., 2019)

Геолого-промышленный тип месторождений	Прогнозные ресурсы, %		Добыча, %
	Россия	Мир	Россия	Мир
Стратиформный (Cr 2 O 3 35–45 %)	17,6	84	23	70
Стратиформный (руды убогие, Cr 2 O 3 22–30 %)	67	1	–	3
Подиформный (альпинотипный)	15	13	76	26
Россыпной	0,4	2	1	1

Рис. 1. Схема гипербазитовых поясов Урала (по Л.Д. Булыкину из кн. Л.Н. Овчинникова (1998) с добавлениями автора). Альпинотипные пояса: 1 – Харбейский, 2 – Вишерский, 4 – Нязепетровский, 5 – Зилаирский, 6 – Главный Уральский (6ж – Кемпир-сайский), 7 – Узункырский, 8 – Серовско-Невьянский, 9 – Миасско-Кацбахский, 10 – Салдинско-Свердловский, 11 – Асбестовско-Режевский, 12 – Алапаевско-Челябинский, 13 – Айдырлинско-Татищевский, 14 – Анихово-Бородиновский, 15 – Аккаргинско-Джетыгаринский, 16 – Притобольский, 17 – Шевчен-ковско-Жетыкульский, 18 – Ольгинский. Стратифицированный пояс: 3 – Сарановский

Гипербазиты рассматривают как составную часть офиолитов. Обобщённый разрез офиолитов в качестве океанической коры снизу вверх описывается следующим образом (рис. 3): 1) гипербазитовый комплекс мантии; 2) «полосчатый» дунит-верлит-клинопироксенитовый комплекс, идентифицируемый как палео Мохо; 3) альпино-типные габбро; 4) базальтовый комплекс «даек в дайках»; 5) подушечные лавы толеитовых базальтов с прослоями яшмоидов, слагающие первый (верхний) слой океанической коры палеозоя.

Описанный разрез указывает на формирование пород в системе СОХ (срединного океанического хребта). Мантийные перидо- титы несут свидетельства многостадийных деформаций и следы взаимодействия гипер-базитов с базальтовыми расплавами, тогда как вышележащие толщи относительно слабо деформированы. В.Н. Пучков (2010) наряду с названными крупными массивами выделяет в пределах Главного пояса протяженные субмеридиональные зоны серпентинитового меланжа и связанные с ними массивы. Зоны меланжа преобладают в Средне- и Северо-Уральской частях пояса (рис. 2).

Верхний слой океанической коры содержит нижне- и среднеордовикские конодонты, чем и определяется её возраст (Пучков, 2010, с. 80).

Рис. 2. Схема локализации офиолитовых комплексов на Урале (Пучков, 2010): 1 – офиолитовые массивы и зоны серпентинитовых меланжей; 2 – рифейско-палеозойский осадочный чехол ВосточноЕвропейской платформы и западных (па-леоконтинентальных) зон складчатого Урала; 3 – палеозойские вулканогенноосадочные комплексы, вмещающие офиолиты; 4 – позднедевонско-раннекаменно-угольный граувакковый флиш, связанный с коллизией островной дуги и континента, и подстилающие базальтовые комплексы; 5 – на западном склоне Урала протерозойские кристаллические породы фундамента континентальной окраины, поднятые в Центрально-Уральской зоне; на восточном склоне – протерозойские микроконтинен-тальные комплексы, не отделённые от высокометаморфизованных палеозойских; 6 – границы структурно-фациальных зон. Цифры на схеме, обозначающие массивы и зоны:

• 1    – Кувандыкский меланж;

• 2 , 3 – крупнейшие массивы на юге Урала: 2 – Кемпирсайский, 3 – Хабарнинский;

• 4    – Присакмарско-Вознесенская зона меланжа; 5–8 – массивы, ассоциирующие с ней: 5 – Байгускаровский, 6 – Кракинские, 7 – Миндякский, 8 – Нуралинский;

• 9    – Восточно-Магнитогорская зона меланжа; 10, 11 – массивы, ассоциирующие с ней: 10 – Кацбахский, 11 – Куликовский в основании Сухтелинского офиолитового аллохтона;

• 12    – Салатимская зона меланжа;

• 13    – Серовско-Маукская зона меланжа; 14–17 – массивы, связанные с последней: 14 – Кольский, 15 – Лобвинский, 16 – Восточно-Тагильский, 17 – Верх-Нейвинский;

18–26 – массивы Восточно-Уральской и Зауральской зон: 18 – Алапаевский, 19 – Режевский и Останинскиц, 20 – Пышмин-ский, 21 – Ключевской, 22 – Варненская и Редутовская зоны расчленения офиолитов, 23 – Буруктальский, 24 – Шевченковский, 25 – Аккаргинский, 26 – Тобольские массивы и меланж;

27–30 – крупнейшие массивы Полярного Урала: 27 – Олыся-Мусюрский, 28 – Войка-ро-Сынинский, 29 – Рай-Изский, 30 – Сыумкеуский;

• 31    – меланжи Полярного Урала (Хара-матолоуский разлом с г. Степ-Рузь, ручьи Голубой, Нырдвоменшор)

  

Показанные на рис. 2 зоны меланжа являются результатом крупномасштабных надвиговых движений или частью покровов, состоящей из цементирующего офиолитового (серпентинового) матрикса и разноразмерных сильно брекчированных обломков: глыб, блоков и мелкоразмерных частиц. Именно в зонах меланжа в средней части пояса преобладают мелкие тела гипербазитов и малые месторождения и проявления хромовых руд.

С востока Присакмарско-Вознесенская, Салатимская зоны меланжа ограничены мощными островодужными комплексами, что указывает на формирование их в условиях крутого спрединга .

Г.Н. Савельева и др. (2006а) офиолиты Урала разделяют на три группы.

Группа 1 включает массивы мантийных реститовых преимущественно гарцбургитовых (оливин-ортопироксеновых) перидотитов, в т.ч. рудоносный Кемпирсайский массив. Указывается, что он отделён от вышележащей вулканогенно-осадочной толщи поверхностями пологих надвигов. Причём в южной части массива проявились не только процессы, характерные для СОХ, но и надсубдукционные явления, выразившиеся во взаимодействии ги-

Рис. 3. Типовые разрезы офиолитов Урала (Пучков, 2010, с. 81): 1 – гарцбургиты, 2 – высокоглинозёмистые лерцолиты, 3 – низкоглинозёмистые лерцолиты, 4 – плагиоклазовые лерцолиты, 5 – подошва офиолитового комплекса, 6 – дуниты, 7 – полосчатое габбро, 8 – изотропные габбро, 9 – дунитовый штокверк, 10 – пиллоу-лавы, 11 – дайки в дайках, 12 – тоналиты, 13 – островодужные вулканиты, 14 – кремни, 15 – антиго-рит-оливиновые породы, 16 – полосчатый комплекс дунитов, верлитов и пироксенитов, 17 – рассланцованные амфиболизированные дайки, 18 – направления твёрдо-пластичного течения пербазитов с флюидонасыщенной магмой. Последнее привело к образованию уникальных месторождений хромовых руд.

Группа 2 содержит массивы лерцолитового типа (оливин-клинопироксен-ортопироксе-новые перидотиты), такие как Кракинский, Нуралинский. Они характеризуют, вероятно, рифтогенные обстановки. Своеобразие их состава было интерпретировано как высокоградиентный профиль деплетирования (истощения) относительно обогащённых перидотитов.

Группа 3 определяет крупные Полярноуральские массивы (Войкаро-Сынинский, Рай-Изский, Сыумкеусский). В.Н. Пучков (2010, с. 87) считает, что они сформировались в задуговых и междуговых обстановках, в том числе и в надсубдукционной обстановке. Все массивы несут следы сложной структурной, магматической и метаморфической эволюции. Считается, что они формировались при спрединге над зоной субдукции. Делается вывод, что образование офиолитов Полярного Урала соотнесено с обстановками бывшего окраинного бассейна, который образовался при островодужном рифтогенезе в позднем силуре – раннем девоне (Пучков, 2010, с. 86).

Таким образом, Южноуральский Кемпир-сайский массив включает мантийные спре- динговые офиолиты, подвергшиеся надсуб-дукционным процессам, а Полярноуральские формировались в интенсивно тектони-зированных задуговых и междуговых обстановках. Сказанное обусловливает существенное различие размеров и морфологии рудных тел на Южном и Полярном Урале.

А.А. Кременецкий и др. (2010) при переоценке ресурсного потенциала Урала как региональной геологической структуры обратили внимание на его поперечную минерагени-ческую зональность и выделили три сегмента: Полярный (севернее 64^о северной широты), Центральный (между 64 и 56^о; Северный и Средний Урал) и Южный (южнее 56^о). Наличие крупных хромитоносных массивов в Полярном и Южном сегментах и присутствие мелких массивов и месторождений в Центральном они объяснили рифтогенной сдви-го-раздвиговой моделью генезиса Уральского складчатого пояса. По их мнению, его заложение началось на ранней нижнерифейской стадии (RF 1 ) этапа платформенного и эпи-платформенного рифтогенеза, протекавшего в течение позднего протерозоя (RF 1 – V). Сохранение крупных массивов на северном и южном флангах они связывают с преобладанием движений сдвига на флангах фундамента пояса, унаследованных в палеозое.

Анализ морфологии и размеров ультраос-новных тел в зонах серпентинитового меланжа и отдельных гипербазитовых массивов позволяет выдвинуть гипотезу о связи морфологии гипербазитов с субдукционными и последующими коллизионными процессами. Крутая субдукция, обусловившая островодужные процессы, могла привести к появлению узких зон меланжа в центре Средне- и Северо-Уральской частей пояса. В отличие от названных частей, на периферии Уральского пояса в Полярно- и Южно-Уральской зонах преобладала пологая субдукция, ставшая причиной появления крупных и гигантских рудоносных массивов. Выше было отмечено, что на Полярном Урале массивы сформировались в задуговых и междуговых обстановках, в том числе и в надсубдукционной обстановке. Кемпирсайский массив образовался в условиях пологих надвигов. Немаловажным фактором действовавших тектонических процессов могли стать субдукция и коллизия Палеоурала, происходившие при взаимодействии с фундаментами соседних платформ. На

Среднем и Северном Палеоурале происходило взаимодействие с фундаментом древней архейско-раннепротерозойской эпикарель-ской Восточно-Европейской платформы. Тогда как на Полярном и Южном Урале происходило взаимодействие с молодыми эпибай-кальскими платформами. На Полярном Урале это Тимано-Печорская платформа, а на южном – Уфимско-Астраханская.

Месторождения подиформных руд

Принятое нами название типа (хромшпи-нелевый в альпинотипных гипербазитах) обусловлено минеральным составом руд и генетической связью месторождений с петрохимическим отрядом ультраосновных пород складчатых областей. В Государственном докладе ... (2019) тип именуется поди-формным и альпинотипным , в Методических рекомендациях по применению Классификации запасов … (2007) – альпинотип-ным. Название «подиформный» тип получил от английского слова pod («линза») благодаря преимущественно линзообразной форме рудных залежей, а «альпинотипный» – благодаря расположению рудоносных пород в базальных зонах офиолитовых поясов.

Рассматриваемый геолого-промышленный тип представлен линзовидными залежами хромовых руд в массивах гипербазитов аккреционно-складчатых областей, называемых прежде, согласно фиксистской терминологии, «геосинклиналями».

Офиолитовые комплексы формируются на всем протяжении геологической истории Земли от архея до современности. Допалео-зойские офиолиты в силу многократных преобразований в современных структурах проявлены фрагментами поясов в складчатых палеообластях и на щитах платформ. Фанерозойские офиолиты локализованы в глобальных складчатых поясах: Аппалачском и Урало-Монгольском (PZ), Карибско-Альпийско-Гималайском (MZ), Циркум-Тихоокеанском (KZ). Молодые палеогеновые офиолиты развиты в островных дугах Тихого океана.

Хромовое оруденение присутствует во всех возрастных группах альпинотипных ги-пербазитов, включая молодые гипербазиты срединно-океанических хребтов, откуда драгировались обломки хромититов.

Таблица 2. Диапазоны модальных значений основных компонентов первичных рудообразующих хромшпинелидов разных структурно-вещественных комплексов (Никольская и др., 2021) (в скобках осреднённые значения)

Компоненты	Содержания в структурно-вещественных комплексах (СВК), %
	Гарцбургитовый	Дунит-гарцбургитовый	Дунит-верлит-клинопироксенитовый
TiO 2	0,25–0,29 (0,27)	0,05–0,23 (0,14)	0,14–0,36 (0,18)
Al 2 O 3	19–27 (23)	8–14 (11)	7–13 (10)
Cr 2 O 3	37–48 (42,5)	52–64 (58)	53–64 (58,5)
Fe 2 O 3	2–4 (3)	1–5 (3)	4–6 (5)
FeO	11–13 (12 )	11–17 (14 )	13–17 (15)
MgO	14–16 (15)	10–15 (12,5 )	12–14 (13)
#Cr	0,47–0,63 (0,55)	0,65–0,84 (0,745)	0,74–0,86 (0,665 )
#Fe	0,28–0,33 (0,305 )	0,29–0,51 (0,40 )	0,36–0,45 (0,405 )
#Fe 3+ /Feобщ	0,16–0,21 (0,185)	0,06–0,27 (0,165)	0,09–0,28 (0,185 )

Примечание. #Cr – Cr/(Cr+Al) хромистость; #Fe – Fe2+/(Mg+Fe2+) железистость;

#Fe3+/Feобщ. – Fe3+/(Fe3++Fe2+) степень окисления железа

Первичные хромшпинелиды рудных объектов, локализованных в одних и тех же структурно-вещественных комплексах, обнаруживают сходство состава и близость типохимических параметров. Рудообразующие хромшпинелиды гарцбургитового СВК содержат более высокие концентрации Al 2 O 3 , MgO, TiO 2 и менее высокие Cr 2 O 3 по сравнению с хромшпинелидами дунит-гарцбурги-тового и дунит-верлит-клинопироксени-тового СВК. Для последних характерна значимая обратная корреляционная связь между Cr 2 O 3 и Al 2 O 3 , прямая связь между Al 2 O 3 и MgO, а также показателями #Cr и #Fe (табл. 2) (Никольская и др., 2021).

Близость типохимических характеристик рудообразующих хромшпинелидов дунит-гарцбургитового и дунит-верлит-клинопиро-ксенитового СВК позволяет предположить их генетическое родство, хромшпинели которого, в отличие от гарцбургитового СВК, существенно отличаются (Никольская и др., 2021). Хромшпинелиды руд, заключённых в СВК, которые содержат дуниты (дунит-гарцбургитовом и дунит-верлит-клинопирок-сенитовом), отличаются повышенным содержанием Cr+3, Fe+3, Fe+2. Можно предположить, что они формировались из позднего рестита мантийного материала. В хромшпи-нелидах руд гарцбургитовых СВК установ- лены повышенные количества Ti+4, Al+3, Mg+2, что указывает на их формирование из пиролита, повергшегося воздействию базальтовой магмы или после её выделения.

По данным Гос. доклада … (2019), на Полярном Урале в Войкаро-Сыньинском и Сыум-Кеусском массивах ведутся поисковые работы на хромититы, а в массиве Рай-Из наряду с поисковыми ведутся разведочные и эксплуатационные работы. На Южном Урале, начиная с 1937 г., разрабатываются месторождения хрома Кемпирсайского массива.

Рудное поле массива Рай-Из

Рудное поле приурочено к массиву Рай-Из, который располагается в ЯмалоНенецком авто номном округе Тюменской области, в осевой зоне Полярного Урала.

Массив входит в северную часть Главного Уральского гипербазитового пояса (рис. 1), в состав крупнейших ультраосновных массивов Полярного Урала. Он имеет на плане серповидную форму с размерами порядка 28 х 18 км (рис. 2, массив № 29). Все границы массива тектонические (рис. 4). С севера он надвинут на среднепалеозойский лемвинский комплекс. С юга на массив надвинуты габброиды (Перевозчиков, Плотников, 2008).

Рис. 4. Схематическая геологическая карта массива Рай-Из (Макеев и др., 1985). 1 – палеозойские комплексы рифтовой стадии, шельфа и континентального склона; 2 – докембрийские образования; 3 – уралитовые апогаббровые бластомилониты; 4 – роговообманковые и кварцево-рогово-обманковые апогаббровые амфиболиты; 5 – клинопироксениты, верлиты и дуниты полосчатого комплекса; 6, 7 – гарцбургитовый СВК: 6 – неистощенные гарцбургиты с реликтами лерцолитов, 7 – неистощенные гарцбургиты с линейными жилами дунитов в количестве до 5–10 %; 8, 9 – дунит-гарцбургитовый СВК: 8 – истощенные гарцбургиты со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов: до 10 % (а), свыше 10 % (б), 9 – дуниты; 10 – зоны меланжа; 11 – геологические границы (а), границы ультраосновных пород и их парагенераций (б); 12 – тектонические разрывы (1 – Осевой, 2– Центральный, 5 – Западный, 6 – Конгорский, 7 – Полойшорский, 8 – Енгайский); 13 – надвиги (3 – Главный, 4 – Габбровый); 14 слоистость; 15 – полосчатость и минеральная уплощенность; 16 – полосчатое чередование гарцбургитов и дунитов; 17 – хромитопроявления: а – месторождения (1 – Центральное, 2 – Западное), б – рудопроявления, в – пункты минерализации

Судя по разрезу (рис. 5), гипербазиты залегают на палеозойских породах, подстилающихся кристаллическим фундаментом и «базальтовым» слоем земной коры. Массив характеризуется элементами расслоенности, обусловленной чередованием гарцбургитов тремолитовых, оталькованных, энстатит-форстеритовых пород с гранатовыми амфиболитами и тремолит-тальк-оливиновых пород. Можно предположить существование петрологической расслоенности массива, на которую наложилась тектоническая.

Рис. 5. Разрез массива Рай-Из по долине Конгора (по данным Ю.Е. Молдаванцева). 1 – палеозойские миогеосинклинальные образования; 2 – докембрийский кристаллический фундамент; 3–7 – породы дунит-гарцбургитового комплекса и продукты их метаморфизма: 3 – гарцбургиты тремолитовые, оталькованные, 4 – энстатит-форстеритовые породы, 5 – тремолит-тальк-оливиновые породы, 6 – войкаритовые сланцы, 7 – брусит-антигоритовые серпентиниты; 8 – дуниты, верлиты, клино-пироксениты дунит-верлит-клинопироксенитового комплекса; 9 – габброиды полиформационные и продукты их метаморфизма; 10 – гранатовые амфиболиты; 11 – «базальтовый» слой; 12 – тектонические разрывы: а – достоверные, б – предполагаемые; 13 – геологические границы; 1 4–15 – наблюденные кривые магнитного (14) и гравиметрового (15) полей по В.Н. Куделину и Р.А. Булатовой

Наибольшим распространением в массиве пользуются нерасчлененные дуниты и гарцбургиты с содержанием дунитов до 10 %. Повышение содержания дунитовых обособлений (свыше 30 %) наблюдается в южной, западной и в меньшей степени в северной частях массива (Макеев и др., 1985).

Для дунит-гарцбургитовой ассоциации установлена закономерность, которая выражается в повышении содержания дунитов в нерасчлененном комплексе с увеличением размера отдельных дунитовых тел, а переход от крупных тел к нерасчлененному комплексу осуществляется через зону повышенного содержания дунитовой составляющей. Так, Центральное тело дунитов обрамляется не-расчлененным комплексом, содержащим свыше 30 % дунитовых выделений, с удалением содержание дунитов в нерасчлененном комплексе понижается (Перевозчиков, 1994).

Дунитовые тела имеют неправильную форму и, как правило, вытянуты в одном направлении, образуя грубую полосчатость в строении дунит-гарцбургитовой ассоциации. Наиболее отчетливо полосчатое строение нерасчлененных гипербазитов отмечается в западной части массива, с ориентировкой полосчатости в северовосточном направлении. Центральное ду-нитовое тело выглядит как жесткий блок, вокруг которого произошло изменение ориентировки полосчатости в дунит-гарцбургитовой ассоциации.

Подавляющее количество рудных объектов локализовано в истощенных гарцбургитах со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов, количество которых больше 10 % (дунит-гарцбургитовом СВК). Указанный СВК находится в южной части массива (рис. 4). В его пределах выявлены три месторождения: Центральное и Западное, а в последнее время № 214, а также более 250 ру-допроявлений и пунктов минерализации. Оруденение гарцбургитового СВК представлено единичными проявлениями в северной части массива.

Разрабатываемое месторождение Центральное и подготавливаемое к разработке Западное характеризуются запасами категорий А+В+С 1 941 и 856 тыс. т соответственно при содержании Cr 2 O 3 37,73 и 39,07 %. Руды обоих месторождений массива Рай-Из относят к высокохромистым алюмохромитовым железистым (Госдоклад, 2019).

Месторождение Центральное приурочено к крупному дунитовому телу и обрамля- ющим его породам дунит-гарцбургитового комплекса. В пределах месторождения выделяют южный и северный участки, различающиеся по геологическому строению и характеру оруденения (рис. 6).

Северный участок расположен в изомет-ричном в плане, в крутопадающем, дунито-вом теле площадью 0,35 км² и в мелких крутопадающих телах полосовидных дунитов к юго-западу от него. Здесь выявлены 39 рудных тел протяженностью от 9 до 313 м и средней мощностью 4,8 м. Простирание северо-восточное 20–70°, падение северозападное крутое. Форма тел линзовидная, уплощенно-линзовидная, пластообразная, неправильная. В восточной части участка преобладают средне-густовкрапленные хромовые руды с модальным содержанием Cr 2 O 3 40–45 %, в подчиненном количестве присутствуют редко- и убоговкрапленные руды. В западной части доминируют бедные руды, при этом хромитовые тела сопровождаются широким ореолом повышенной вкрапленности хромшпинелида.

Южный участок месторождения расположен в дунитах дунит-гарцбургитового СВК и включает 27 рудных тел. Длина рудных тел в среднем составляет 86 м, мощность 4,1 м, простирание северо-восточное под углом 30– 80°, падение северо-западное под углом 70– 85°. Форма рудных тел уплощенно-линзовидная, сложная неправильная, реже пластообразная. Преобладают средне-густо-вкрапленные и сплошные хромовые руды с содержанием Cr 2 O 3 более 35–40 %. В незначительном количестве встречаются убого- и редковкрапленые руды. Для густовкраплен-ных и сплошных руд характерны текстуры руд массивные, пятнистые, нодулярные; для убого-вкрапленных и редковкрапленных руд – полосчатые, шлирово-полосчатые, пятнистые. Структуры руд изменяются от тонкомелкозернистой до крупно-грубозернистой. Рудный цемент представлен оливином, серпентином, кеммереритом.

Рис. 6. Геологический план месторождения Центральное. 1 – дуниты; 2 – гарцбургиты со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов (%): а – до 10, б – 10–30, в – 30–50, г – более 50; 3 – тела хромититов; 4 – доле-риты; 5 – талькиты; 6 – геологические границы; 7 – зона Полойшорского разрыва; 8 – тектонические разрывы и их номера; 9 – полосчатость гарцбургитов; 10 – склонение хромититовых и дунитовых тел; 11 – линии геологических разрезов

Рис. 7. Месторождение Центральное (разрезы) (по Строение …, 1990 из кн. Л.Н. Овчинникова, 1998): 1 – дуниты, 2 – гарцбургиты со шлировыми выделениями дунитов (%): а – до 10, б – 10 – 50, в – свыше 50, 3 – тела хромовых руд, 4 – долериты, 5 – талькиты, 6 – геологические границы, 7 – тектонические разрывы

Месторождение Западное расположено юго-западнее Центрального. Вмещающими породами являются линзообразные крутопадающие тела дунитов, протяженностью 150– 300 м и мощностью от первых до десятков метров, среди амфиболизированных и оталь-кованных гарцбургитов с дунитовой составляющей 10–30 %. Простирание рудных тел северо-восточное, падение субвертикальное. Длина – от 25до 440 м, мощность – от 0,7 до 4,5 м. Рудные тела жило-, линзо-, пластообразной формы с раздувами и пережимами. Контакты резкие (рис. 8). Текстура массивная, вкрапленная, реже полосчатая. Структура средне-крупнозернистая, реже мелкозернистая. Минеральный состав руд: хромшпи-нель 15–95 %; нерудные цементирующие минералы – оливин, серпентин, кеммерерит, брусит, тальк. Содержание Сr2О3 в руде 30–48 %.

Месторождение 214 расположено в 1,5 км к юго-западу от месторождения Западное в породах дунит-гарцбургитового комплекса с содержанием дунитовой составляющей от 10 до 70 %. Выявлено шесть рудных тел жилообразной формы с раздувами, пережимами и апофизами. Длина от 30–50 до 450 м, мощность от 0,6 до 4,7 м. Расстояние между телами 0,6–6,0 м. Простирание 30–40°, падение 70–85° на юго-восток. Текстура руд средне-густовкрапленная и сплошная, структура от мелко- до крупнозернистой. Среднее содержание Cr 2 O 3 в руде 48 % (Никольская и др., 2021).

Рис. 8. Геологический план месторождения Западное. 1 – дуниты; 2 – гарцбургиты со шлировыми выделениями дунитов (%): а – до 10, б – 10 – 30, в – свыше 30, 3 – тела хромовых руд; 4 – Геологические границы: а – достоверные, б – предполагаемые; 5 – тектонические разрывы: а – достоверные, б – предполагаемые; 6 – сланцеватость; 7 – падение рудных тел

Выводы . Несмотря на разнообразие ультраосновных пород, в большинстве случаев хромовое оруденение содержится в дунитах. Чёткие резкие контакты дунитов с вмещающими гарцбургитами могут указывать на посттектоническое внедрение дунитового рестита в перидотиты. Уплощённая, жильная форма рудных тел свидетельствует о ведущей роли дорудной тектоники на их форму и размеры.

Кемпирсайское рудное поле

Крупнейшие в мире запасы хромовых руд сосредоточены в месторождениях Кемпирсайского ультраосновного массива на Южном Урале в Актюбинской области Республики Казахстан близ г. Хромтау на восточном склоне Южного Урала в Мугоджарах.

Положение Кемпирсайского рудного поля определяется его нахождением в Уральской складчатой области, Центральном Уральском поднятии, в составе южного фланга Главного пояса альпинотипных гипербази-тов (рис. 1). Пояс представляет собой цепочку массивов пород дунит-перидотитовой формации, протягивающуюся от Полярного до Южного Урала, которая контролируется зоной Главного Уральского разлома (рис. 2). Сам пояс гипербазитов входит в состав раннепалеозойской субмеридиональной офиолитовой ассоциации. Пояс гипербазитов в виде системы аллохтонных пластин надвинут на преимущественно допалеозойские породы Центрального Уральского поднятия.

Кемпирсайский массив ордовикского возраста имеет длину 82, ширину до 32 и мощность 6 км. Гипербазиты нацело серпен-тинизированы. В северной части массива, где вскрывается его верхняя часть, преобладают перидотиты (гарцбургитовые), в южной нижней по разрезу части – серпентини-зированный полосчатый дунит-гарцбургитовый комплекс (рис. 9). Промышленные месторождения богатых руд сосредоточены в нижней дунитовой зоне и прослежены в подстилающей ее перидотитовой. Рудоносная часть интрузии имеет весьма значительный размах по вертикали, достигающий 1,2 км. В вертикальном разрезе южной рудоносной части Кемпирсайского массива Г.П. Самсоновым (1979) выделяется пять зон, из которых наиболее продуктивными являются зоны перемежаемости, где происходит чередование полосчатых дунит-гарцбургитов с гарцбургитами и дунитами. Крупные промышленные месторождения, например Алмаз-Жемчужина, тяготеют к дунитам зон перемежаемости (табл. 3).

Структура рудного поля определяется петрографическим составом пород. Все промышленные месторождения сосредоточены в южной части массива, где среди пород полосчатого дунит-гарцбургитового комплекса преобладают дуниты (рис. 10).

А

Б

Дунит-гарцбургитовый шлирово-полосчатый комплекс с залежами низкохромистых руд

Перидотиты (гарцбургитовые и др.)

Гарцбургиты, максимально насыщенные дунитами с месторождениями высо-кохромистых руд

Рис. 9. Схема геологического строения Кемпирсай-ского массива: А - план; Б - вертикальный разрез (все породы полностью серпентинизированы) (по Н.В. Павлову и др., 1968)

Таблица 3. Схема вертикального строения рудоносной части разреза Кемпирсайского массива (по В.М. Нечеухину и др., 1990, с изменениями)

Зона	Мощность,	Петрографический состав	Форма рудных тел			Состав хромовых руд
Верхняя перидотитовая	350	Гарцбургиты		WZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZ ■\/.\<.<\.W^^^^ VZ^p^^^—jjj—ggg^^ZZZZZZZZZZZZZ. wzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzz wzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzz WZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZ		Глиноземистый
Верхняя перемежаемость	500	Дуниты и сплошные руды
		Дунит-гарцбургиты
		Гарцбургиты		■zzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzzz? ZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZZ/
		Дунит-гарцбургиты
				~ s__________ ______
Дунитовая	350	Дуниты и редко-средневкрапленные руды		*  *  ^  *  *  *  ^  *  *  *  ^  *  *  *  ^  *  *  *  ^ :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■    :■ ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■:    ■: ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.    ■.		Высокохроми-стый

В рудном поле насчитывается более 160 месторождений и проявлений. Тела хромовых руд размером в десятки и сотни метров длиной при мощности 20–30 м имеют линзообразную форму. Месторождения представляют собой совокупность рудных тел, зале- гающих либо в дунитах вблизи их контакта с гарцбургитами, либо в гарцбургитах в пределах гнезд и линз дунитов. В рудоносных комплексах дуниты залегают над перидотитами, что объясняется процессом реститооб-разования.

Рис. 10. Кемпирсайский массив и его месторождения. (По Г.П. Самсонову и Г.С. Трошину из кн. Л.Н. Овчинникова, 1998, с. 62). 1 – гравелиты, песчаники верхнего карбона; 2 – алевролиты, алевропесчаники с прослоями базальтовых и андезитовых порфиритов, девон; 3 – базальтовые порфириты, базальты нижнего ордовика; 4 – сланцевая пачка рифея; 5 – габбро, габбро-амфиболиты, габборо-долериты; 6 – амфиболиты; 7 – контур Кемпирсайского массива; 8 – месторождения (а): 1 – Геофизическое 12, 2 – Молодёжное, 3 – Им. ХХ лет Каз-ССР, 4 – Геофизическое 3, 5 – Караагашское, 6 – Поисковое, 7 – Восход, 8 – Геофизическое 14, 9 – Геофизическое 2, 10 – Спутник, 11 – Гигант, 12 – Геофизическое 1, 13 – Спорное, 14 – № 18, 15 – № 21, 16 – Геофизическое 7, 17 – № 31, 18 – № 39, 19 – Миллионное, 20 – Алмаз-Жемчужина, 21 – Первомайское; рудопроявления (б)

Для промышленных залежей Кемпирсай-ских месторождений характерны вытянутые линзообразные формы, иногда с апофизами. Многоэтажные залежи соединяются друг с другом по трубообразным каналам. Большинство залежей имеет субмеридиональное простирание, однако отдельные из них, как, например, залежь № 22 месторождения 40 лет КазССР, ориентированы в диагональном направлении.

Залежи отличаются большой изменчивостью морфоструктурных параметров. Так, средняя длина волны изменения контура тела месторождения Миллионное на горизонтальном сечении в направлении простирания составляет 40 м, а вкрест простирания

– 28 м. На втором, более низкочастотном, уровне она составляет 195 и 57 м соответственно (Ибламинов, Лебедев, 1984). Контур был построен по данным документации и опробования буровзрывных скважин в процессе эксплуатации. На первичную изменчивость контуров накладываются дизъюнктивные нарушения. Так, одна половина месторождения Миллионное сброшена относительно другой более чем на 200 м (рис. 11, табл. 4).

Строение геохимического поля главного химического элемента – хрома – отчетливо слоисто-ячеистое. Частотная изменчивость поля распределения содержаний хрома характеризуется многоуровенностью.

Рис. 11. Горизонтальные с ечения залежи месторождения Миллионное на горизонтах 290 (А) и 280 (Б) м. Сплошная линия – исходный контур, пунктирная – сглаженный, расстояния на осях – в метрах

В направлении простирания залежей средняя величина длины волны первого высокочастотного уровня составляет 26–32 м, а второго – 95–101 м. В направлении вкрест простирания средняя длина волны первого уровня составляет 26–31 м, второго – 66– 94 м. Амплитудная изменчивость поля хрома, оцененная с помощью коэффициента вариации, небольшая – 5,4–11,8 %.

Выявлена общая тенденция увеличения содержаний хрома в центральных (внутренних) частях рудных залежей. Обогащение хромшпинелидом центральных частей зале- жей фиксируется на их вертикальных и горизонтальных сечениях. Причем в пределах центральной части залежи № 22 повышенные содержания хрома тяготеют к ее верхней части. Все это указывает на отсутствие сортировки материала в поле силы тяжести и не может быть объяснено ни с позиции кристаллизационной дифференциации, ни с позиции ликвационной дифференциации. По-видимому, это был действительно мантийный рестит, который в определенной степени взаимодействовал с окружающим дуни-товым или перидотитовым веществом.

Таблица 4. Статистические характеристики геологических параметров рудных залежей № 3, 4, 22 месторождения 40 лет КазССР и № 1, 2 месторождения Миллионное Кемпирсайского рудного района (Ибламинов и др., 1986)

Параметр	Среднее арифметическое					Коэффициент вариации, %
	40 лет КазССР			Миллионное		40 лет КазССР			Миллионное
	№ 3	№ 4	№ 22	№ 1	№ 2	№ 3	№ 4	№ 22	№ 1	№ 2
Отметка кровли, м	280	243	– 78	– 117	– 333	13,0	31,8	8,6	42,7	10,2
Отметка подошвы, м	251	217	– 140	– 175	– 369	17,5	36,3	11,1	26,4	11,2
Мощность, м	27,4	23,1	53,4	56,2	35,5	63,0	57,8	55,8	52,9	54,2
Cr 2 O 3 , %	45,7	46,0	51,4	46,6	49,0	10,1	7,0	5,4	11,8	9,0
SiO 2 , %	8,9	8,9	6,3	8,6	7,1	28,7	22,8	21,6	30,3	27,8
FeO, %	11,7	11,7	11,8	11,5	11,6	8,7	6,5	4,3	6,0	3,7
CaO, %	0,1	0,1	0.1	0,2	0,2	100,1	93,2	81,6	79,9	60.7
P 2 O 5 , %	–	–	–	0,001	0,001	–	–	–	39,4	34,7
S, %	–	–	–	0,012	0,011	–	–	–	86,6	89,9
Объёмная плотность, г/см 3	3,51	3,51	3,85	3,82	3,90	6,6	3,8	4,5	4,2	4,1

Залежи Кемпирсайского рудного поля, выходящие на поверхность, в значительной степени отработаны карьерами, глубокие горизонты разрабатываются подземным способом.

Состав хромшпинелидов , слагающих рудные тела, коррелируется с составом окружающих пород. Высокохромистые хромшпине-лиды тяготеют к дунит-гарцбургитовым комплексам, а глиноземистые – к гарцбурги-товым. Для руд характерны вкрапленная, массивная и нодулярная текстуры, а также крупно- и среднезернистая, равномернозернистая структуры (рис. 12).

Тонкие детали поверхности хромшпине-лей месторождения Миллионного были изу- чены на просвечивающем электронном микроскопе ЭВЛ-100Л методом реплик (Ибла-минов и др., 1987). На их поверхности обнаружены ступенчатые треугольные, а также вытянутые выступы, вероятно связанные с ростом кристаллов (рис. 13). Промышленные руды характеризуются густо- и средневкрап-ленной текстурой, встречаются нодулярные руды. По минеральному составу кемпирсай-ские руды отличаются присутствием в качестве нерудного минерала серпентина.

Рудный хромшпинелид, по данным мик-розондового анализа, определяется повышенным содержанием пикрохромитового (MgCr 2 O 4 ) и якобситового (MnFe 2 O 4 ) мина-лов (Ибламинов и др., 1987) (табл. 5).

Рис. 12. Текстурно-структурные особенности хромититов Аккар-гинского массива альпинотипных гипербазитов: а, б, г, ж – густов-крапленные руды, рудный и силикатный материалы образуют протяженные непрерывные агрегаты; д, е – нодулярные руды, представленные эллипсоидальными агрегатами зерен хромшпине-лида в серпентинитовом матриксе, чаще располагаются в при-контактовых частях массивных хромититов с резкими переходами к аподунитовому серпентиниту; в – такситовые руды, представляющие чередующиеся участки массивного и вкрапленного строения (Савельев, Муса-биров, 2018)

Рис. 13. Фигуры роста на поверхности хромшпинели месторождения Миллионное: платиноугольная реплика, увеличение 19000^х

Таблица 5. Составов хромшпинелидов месторождений Миллионное (1) и Сарановское (2) (Иблами-нов и др., 1987)

Образец	Оксиды, мас. %
	Al 2 O 3	TiO 2		MnO	MgO	FeO		Fe 2 O 3	Cr 2 O 3	сумма		FeO общее
1	9,76	0,15		0,34	15,66	8,88		4,6	58,99	98,38		13,48
2	20,00	0,45		0,17	14,00	13,77		6,28	44,73	99,40		20,05
	Миналы, мол. %
	Хромит FeCr 2 O 4		Пикрохромит MgCr 2 O 4		Шпинель MgAl 2 O 4		Ульвошпинель Fe 2 TiO 4		Якобсит MnFe 2 O 4		Магнетит FeFe 2 O 4
1	17,9		54,9		18,0		0,5		1,3		7,4
2	25,5		26,8		34,9		1,5		0,6		10,7

На примере Кемпирсая установлено, что формирование рудоносных плутонов протекало в условиях спредингового режима в обстановке океанического рифта при подъёме мантийного диапира. Температура процесса составляла порядка 1070–1200 оС, давление – 7 килобар, происходило деплети-рование мантийного пиролита с выплавлением толеитовых базальтов и частично ультрамафитов. В океанической коре рестит взаимодействовал с базитовыми расплавами (Савельева, Перцев, 1995). Образование высокохромистых руд в Кемпирсайском массиве могло быть обусловлено восходящим потоком астеносферных флюидов, которые выносили в зону рудоотложения материал нижележащих и боковых ультрамафитов (Чащухин, Вотяков, 2009).

Образование месторождений

Высокохромистый магнезиальный тип хромового оруденения локализован среди ультрабазитов дунит-перидотитового (дунит-гарцбургитового) комплекса альпинотипных гипербазитов офиолитовой ассоциации.

Рудные поля ультраосновных массивов расположены в пределах истощенных

(деплетированных) гарцбургитов со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов, количество выделений которых превышает 10 %, и в дунитах. Тогда как клино-пироксениты, верлиты и дуниты полосчатого структурно-вещественного комплекса (СВК), а также СВК неистощенных гарцбургитов с реликтами лерцолитов с линейными жилами дунитов в количестве до 10 % не содержат оруденения.

Источником первичной магмы является мантия Земли. Попадание мантийного материала в условия пониженных давлений земной коры вместе с воздействием флюидов приводит к его частичному плавлению с образованием относительно более легкоплавкой магмы и накоплением в остатке тугоплавкого рестита. Модель такого процесса реститообразования приложима к накоплению залежей хромшпинелидов в альпино-типных гипербазитах, что позволяет выделить в магматической генетической группе месторождений реститовый класс (Иблами-нов, 2019).

Реститовый класс включает месторождения, полезные ископаемые которых связаны с преобразованием мантийного материала, названного А.Э. Рингвудом пиролитом. Пиролит может проникать в литосферу в составе мантийного клина в условиях спредингового режима на границах расходящихся литосферных плит. Мантийный материал в верхних горизонтах литосферы попадает в условия пониженных давлений и накопления флюидов. Здесь происходит деплетирование пиролита (depleted - «истощенный»). Из него начинают последовательно выплавляться легкоплавкие базальтоидные компоненты, затем более тугоплавкие гипербазитовые. В конце концов плавится и высокотемпературный хромшпинелевый компонент (рис. 14). Плавление рудного материала осуществляется, по-видимому, в интервале температур 1160–870 оС и давлениях свыше 600–700 МПа (Перевозчиков, 1995).

Концентрация рудного вещества, вероятно, происходит в результате его отжатия при пластично-сколовых деформациях в мантии (рис. 15).

Давление

Содержание флюидов

Выплавление базальтоидной магмы

Выплавление ультраосновной магмы

Рестит хромшпинелевый

Гипербазиты

Базиты

Рис. 14. Схема последовательного плавления (фракционирования) мантийного пиролита в условиях понижения давления и накопления флюидов

Рис. 15. Схема образования современной структуры Буруктальско-Аккаргинского района в результате тектонического течения: 1 - серпентиниты, 2 - габброиды, 3 -диориты и гранито-иды, 4 - кварцевые монцониты, 5 - внешние тектонические контакты серпентинитов, 6 - направление действующих сил при коллизии (а) и направление пластического течения материала (б) (Савельев, Мусабиров, 2018)

Так, Д.Е. Савельев и И.И. Мусабиров (2018) полагают, что в результате тектонических движений, обусловивших образование Уральского складчатого пояса, Бурукталь- ско-Аккаргинский массив испытал субширотное сжатие и подъем, который вызвал массовую серпентинизацию ультрамафитов и, соответственно, превращение их в реоло- гически наиболее слабый материал по сравнению с менее компетентными габброидами и гранитоидами. Произошло обтекание серпентинитами более жесткого блока вулканоплутонических пород посредством пластического течения, что привело к расслоению перидотит-дунит-хромшпинелевой ассоциации и превращению протяженных зон первичных вкрапленных хромититов в по-диформные тела массивного строения с сохранением общего субмеридионального простирания директивных структур внутри массива (рис. 15).

Таким образом, возвращаясь к хромовым рудопроявлениям массива Рай-Из, можно предположить, что первичным продуктом деплетирования мантии после базальтоидов был полосчатый (СВК), затем СВК неистощенных гарцбургитов с реликтами лерцолитов с линейными жилами дунитов в количестве до 10 %. Рудоносный комплекс истощенных (деплетированных) гарцбургитов со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов, количество выделений которых превышает 10 %, и дуниты являются конечными продуктами (реститами), содержащими промышленное оруденение.

Обратимся к геохимическому аспекту проблемы. Хромовый расплав как конечный продукт реститообразования представляет собой смесь двух- и трёхвалентных металлов, которая при застывании формирует минерал хромшпинелид (Mg, Fe)(Сr, Al,Fe) 2 О 4 и породу хромитит. Образованию хромовой шпинели предшествует оливин (Mg, Fe) 2 [SiO 4 ], который забирает весь кремнезём, образуя дунит. Ещё раньше выплавляется гарцбургитовый расплав, застывание которого приводит к образованию смеси оливина и гиперстена (Mg, Fe) 2 [Si 2 O 6 ]. Процесс идёт в противоположность ряду Боуэна – сначала выплавляются низкотемпературные, а затем высокотемпературные минералы.

Таким образом, реститовая модель рудообразования показывает причину накопления высокохромистого хромшпинелида в дунитах, нахождения дунитов с хромититами в дунит-гарцбургитовом комплексе.

Выражаю благодарность А.В. Плотникову за ценные консультации.