Хромититы и хромшпинелиды на участке Кечьпельский-I в северо-западной части Войкаро-Сынинского офиолитового массива

Автор: Таскаева И.С.

Статья в выпуске: 7 (187), 2010 года.

Бесплатный доступ

Короткий адрес: https://sciup.org/149129015

IDR: 149129015

Текст статьи Хромититы и хромшпинелиды на участке Кечьпельский-I в северо-западной части Войкаро-Сынинского офиолитового массива

Устойчивая связь промышленных рудных концентраций хрома с габбро-ультраосновными комплексами поддерживает на высоком уровне интерес к крупнейшим в России хромитоносным ультрабазитовым массивам на Полярном Урале — Войкаро-Сынинскому, Райизскому, Сыумке-ускому. Наиболее перспективный из упомянутых массивов — Войкаро-Сынинский — сложен ультрабазитами палеозойской офиолитовой ассоциации, представляющей крайнюю северную часть Главного гипербази-тового пояса Урала. В районе исследований слагающие упомянутый массив образования представлены ульт-рабазитовой и частично базитовой частями офиолитового разреза [1—4]. Ультрабазиты, выступающие здесь как мантийные тектониты, объединены в райизско-войкарский дунит-гарц-бургитовый мегакомплекс. Базитовая компонента сложена габброидами, пироксенитами, редко дунитами и верлитами, объединенными в кэршор-ский дунит-верлит-клинопироксенит-габбровый комплекс. Возраст Войка-ро-Сынинских офиолитов определяется как ранне-среднепалеозойский [5] или, точнее, позднесилурийско-раннедевонский [6].

В латеральном строении Войка-ро-Сынинского массива традиционно выделяются пять крупных тектонических блоков (с юга на север) — Сы-нинский, Лаптапайский, Погурейс-кий, Хойлинский, Пайерский. Район наших исследований приходится на центральную часть Хойлинского блока, разбитого на серию крупных пластин, надвинутых совместно с габброидами кэршорского комплекса на сложнодислоцированные вулканогенно-осадочные образования молюд-шорской свиты (O2—3—D?тл). В составе райизско-войкарского мегакомплекса различаются гарцбургитовый и дунит-гарцбургитовый структурновещественные комплексы (СВК). Исследованный нами участок Кечьпель-ский-I относится к дунит-гарцбурги- товому комплексу, с которым связано хромитовое оруденение как глиноземистого, так и высокохромистого типов. Этот СВК расположен в юговосточной части Кечьпельского рудного поля, в верховьях рек Хойла и Левый Кечьпель. В металлогеническом отношении рудопроявление Кечь-пельское-I входит в состав Хойлинс-ко-Лагортинского рудного узла Вой-каро-Сынинского рудного района Полярно-Уральской металлогеничес-кой зоны (рис. 1).

Форма рудных тел жилообразная, уплощенно-линзовцдная, пластовая. По данным поисково-оценочных работ, руды подразделяются: по содержанию хромшпинелидов — на средне-вкрапленные, густовкрапленные и массивные, по составу — на глиноземистые и высокохромистые магнезиальные. Обнаружена отчетливая зави

Рис. 1. Геологическое строение Хойлинско-Лагортинского рудного узла (оконтурен жирной черной линией). Участок Кечьпельский-I обозначен зеленой рамкой.

По материалам АООТ ПУГГК, 1999

симость состава рудных хромшпинелидов от вмещающих их пород. Рудные тела, залегающие среди дунитов, наиболее богаты хромом, будучи сложенными, как правило, высокохро-мистыми шпинелидами. Метаморфизм руд на рассматриваемом участке оценивается как слабый до среднего.

Минералогопетрографическая характеристика горных пород и хромитовых руд

На участке Кечьпельский-I была отобрана серия штуфных проб, представляющих основные типы горных пород и хромитовых руд. Их химический состав определялся рентгенофлюоресцентным методом (табл. 1) и пересчитывался на нормативно-минеральный состав (табл. 2). Согласно

Ортопироксен Клинопироксен

Рис. 2. Треугольник классифицирования ультраосновных магматических пород по

их нормативноминеральному составу.

Поля: 1 — дунита, 2 — гарцбургита, 3 — лерцолита, 4 — верлита, 5 — оливинового ортопирок-сенита, 6 — оливинового вебстерита, 7 — оливинового клинопироксенита, 8 — ортопироксени-та, 9 — вебстерита, 10 — клинопироксенита. Здесь и далее звездочки — данные автора, черные кружки — данные И. А. Холопова для Юньягинского участка [9]

результатам анализа и расчетов, отобранные на исследованном участке безрудные и оруденелые горные породы соответствуют дунитам, за исключением одной пробы, представленной оливиновым ортопироксени-том (рис. 2). Содержание Cr2O3 в без-рудных горных породах не превышает 1 мас. %. При переходе к оруденелым породам и редковкрапленным хромитовым рудам оно скачкообразно возрастает до 8—10 мас. %, достигая в массивных хромититах 30— 40 мас. %. По существующей в настоящее время для полярноуральских хромитовых месторождений классификации это отвечает бедно-, средне-и даже богатовкрапленным хромитовым рудам [7, 8].

По результатам петрографического исследования горные породы на участке Кечьпельский-I действительно являются слабо и умеренно серпен-тинизированными дунитами и орто-пироксенитами с редкой примесью метадолеритов. Хромитовые руды (хромититы), по этим же данным, могут быть подразделены на убого-, густовкрапленные, пятнисто-полосчатые и массивные.

Дуниты — в основном массивные горные породы, светло- и темно-зеле-

Рис. 3. Общий вид и микростроение безрудных дунитов (а—е), ортопироксенита(ж, з), метадолерита (и, к). Минералы: Ol — оливин, Srp — серпентины, Cht — хлорит, Sp — хромшпинелиды. Здесь и ниже изображения в режиме николи х

ного цвета (рис. 3, а—е). Имеют гипидиоморфнозернистую и петельчатую структуру. Из минералов установлены оливин (70—75 об. %), серпентин (20— 25 об. %) и единичные зерна хромшпи-нелидов. Зерна оливина размером от 0.5 до 1.5 мм имеют изометричную форму, сильно трещиноваты. По трещинкам и в интерстициях развит серпентин , сложенный волокнистыми и игольчато-листоватыми индивидами.

Ортопироксенит имеет массивную текстуру и панидиоморфнозернистую структуру (рис. 3, ж, з). Цвет породы темно-зеленый. Минеральный состав (об. %): пироксен — 75, оливин — 15, серпентин — 10, хром-шпинелиды — единичные зерна.

Метадолериты — порода темнозеленого цвета и массивной текстуры (рис. 3, и, к). Структура порфировая и интерсертальная. Основная масса в них буро-желтого цвета, тонкозернистая, с микролитовой структурой, по составу плагиоклаз-пироксеновая. В интерстициях развито темное вулканическое стекло.

Хромититы по составу породообразующих минералов и содержанию хромшпинелидов подразделяются на серпентин-хлоритизированные ред-ковкрапленные (рис. 4, а—в), серпен-тинизированные средневкрапленные (рис. 4, г, д), хлоритизированные пятнисто-полосчатые (рис. 4, е, ж), сред не-густовкрапленные (рис. 4, з—к), густовкрапленные (рис. 4, л, м) и массивные (рис. 4, н). Они имеют в основном вкрапленную, реже пятнистую или пятнисто-полосчатую текстуру и гипидиоморфнозернистую структуру. Из минералов наблюдаются оливин (0—55 об. %), хлорит (0—30 об. %), серпентин (0—10 об. %) и хромшпи-нелиды (20—90 об. %).

В качестве метода дополнительной оценки минерального состава безрудных и оруденелых ультрабазитов был использован термический анализ. На кривых нагревания проб дунитов и хромититов наблюдаются четыре эндоэффекта (рис. 5): 1) с максимумом при 358—432 °С, отвечающий термодиссоциации брусита; 2) с максимумом при 604—631 °С, приписываемый диссоциации лизардита; 3) с максимумом при 663—754 °С, обусловленный диссоциацией антигорита; 4) с максимумом при 801— 822 °С, отражающий, скорее всего, диссоциацию хлорита. Судя по интенсивностям эффектов диссоциации серпентинов, в исследуемых породах и рудах преобладает лизардит. Это можно расценивать как свидетельство того, что в нашем случае дуниты и хромититы претерпели лишь раннюю стадию серпентинизации [10].

Кроме отмеченных выше эндоэффектов, на всех полученных кри вых нагревания зафиксирован очень узкий, варьирующий по интенсивности экзотермический пик с экстремумом при 790—869 °С. Иногда этот пик объясняют полиморфными переходами неясной природы [11], но в действительности он может отражать окисление двухвалентного железа, присутствующего как в породообразующих минералах, так и хромшпине-лидах. Это, в частности, было хорошо показано результатами термографического исследования серпентинов из гипербазитов Ветреного пояса [10].

Эндотермическим эффектам отвечают два интервала значительной потери массы, первый из которых (низкотемпературный) коррелируется с «бруситовым», а второй — с «серпентиновыми» эндоэффектами. Экзотермический эффект потерей массы не сопровождается.

Проведенные исследования подтвердили факт корреляции результатов термического анализа со степенью хромитизации ультраосновных пород, установленный И. А. Холоповым [9]. В нашем случае количественным показателем такой корреляции была выбрана величина ДТА-индекса, представляющего собой отношение интенсивности экзотермического эффекта к исходной массе образца, подвергнутого нагреванию. Результаты проведенных нами экспериментов

Рис. 4. Общий вид и микростроение хромититов серпентин-хлоритизированныхредковкрапленных (а—в), серпентинизированных средневкрапленных (г, д), хлоритизированных пятнисто-полосчатых (е, ж); средне-густовкрапленных (з—к); густовкрапленных (л, м); массивных (н)

Рис. 5. Результаты термического анализа: 1 — гарцбургит (брусит, лизардит, антигорит); 2 — дунит (брусит, лизардит с примесью антигорита); 3 — ортопироксенит; 4 — хромитит редковкрапленный (лизардит, хлорит); 5 — хромитит пятнисто-полосчатый (лизардит + антигорит); 6 — хромитит густовкрапленный (лизардит с примесью антигорита, хлорит); 7 — хромитит массивный (брусит, антигорит с примесью лизардита, хлорит); 8 — хромитит массивный (лизардит, хлорит). Кривые: 1 — нагревания, 2 — изменения веса

показали, что между величиной этого индекса и содержанием Cr2O3 в дунитах и хромититах существует достаточно сильная обратная зависимость, которую можно использовать для полу-количественного определения степени продуктивности на хромшпинели-ды (рис. 6).

Фазовая диагностика породообразующих минералов осуществлялась рентгендифракционным методом. Результаты анализа могут быть обобщены следующим образом: дуниты — форстерит с небольшой примесью серпентинов; хромититы редко- и средневкрапленные — форстерит = серпентин; хромититы пятнисто-полосчатые — форстерит < серпентин; хро

Рис. 6. Корреляция результатов термического анализа с хромитоносностью горных пород и руд: 1 — дуниты, гарцбургиты, пироксениты; 2 — хромититы редко-вкрапленные; 3 — хромититы густовкрап-ленные; 4 — хромититы массивные

мититы густовкрапленные — форстерит << серпентин. Очевидно, что приведенные данные рентгенофазового анализа хорошо согласуются с вышеописанными результатами термографии. Оливин по окраске варьируется в основном в зависимости от железистости от бесцветного до пегого, что хорошо видно из нижеприведенных данных (эмпирические формулы рассчитаны по результатам рентгеноспектрального микрозондо-вого анализа, ХРМ — нормативная примесь хромшпинелидов).

Оливин бесцветный 0.98(Mg 1 ₉₅Fe_{0 05})[SiO 4 ] + 0.02ХРМ; оливин светло-желтый — 0.88Mg 1 91 [SiO₄] + 0.12ХРМ; то же — 0.93(Mg₁ . ₉₁Fe₀ . ₀₁

Ni₀₀₁)_{1 93}[SiO₄] + 0.07ХРМ; то же — ⁰.⁹⁷(^Mg 1.6 ₈^Fe 0.01 ) 1.69 [^SiO 4 ] ^{+ 0.03ХРМ}; то же — 0.97(Mg_1.95Fe_0.05Ni_0.01)_2.01[SiO₄] + 0.03ХРМ; оливин зеленый — ⁰.⁹⁸(^Mg 1.92 ^Fe 0.07 (^Mn,^Ni) 0.02 ) 2.01 [^SiO 4 ] ⁺0.02ХРМ; то же — 0.96(Mg₁₈₄ Fe₀₀₇(Mn,Ni)₀ . ₀₁Ca₀ . ₀₁)₁ . ₉₃[SiO₄] + 0.04ХРМ; оливин пегий — 0.80(Mg 1 ₈₈Fe₀ 11 Ni₀ . ₀₁)₁ . ₉₃[SiO₄] + 0.20ХРМ. ' '

Из приведенных данных следует, что в хромититах Кечьпельского участка оливин подвержен относительно слабой серпентинизации и в целом характеризуется повышенной магне-зиальностью. Последнее, как известно, объясняется перераспределением железа в ходе хромитового рудообра-зования между оливином и хромшпи-нелидами в пользу последних [12], и обычно расценивается как признак хороших перспектив рудоносности [13].

В некоторых пробах редковкрап-ленного хромитита наряду с оливином и серпентином диагностирован хромсодержащий хлорит. Этот минерал представлен мелкими чешуйками лиловатого цвета, срастающимися с зернами хромшпинелидов. Анализ показал, что в хлоритах действительно имеется примесь Cr₂O₃, варьирующая в пределах 0.65—2.5 мас. %, что вполне соответствует составу хромсодержащих хлоритов в метаморфизованных хромитовых рудах [14] и в апо-ультрабазитовых метасоматитах [15]. Вычисленные эмпирические формулы хромсодержашего хлорита с Кечьпельского участка имеют следующий вид: хромититы редковкрапленные ^(Mg 4.94 ^Fe 0.05 ⁾ 4.99 ^(Cr 0.08 ^Al 0.93 ⁾ 1.01 ^[Si 3.33 Al₀ 6 ₇O₁₀](OH) 6 ; хромититы пятнис-

Непосредственным критерием продуктивности на хромитовые руды является, разумеется, валовое содержание Cr2O3 в хромититах (табл. 1). Согласно этим данным, исследованные нами хромититы в направлении от редковкрапленных к массивным демонстрируют практически непрерывный тренд содержания Cr2O3 от 8 до 40 мас. %. Сопоставление наших данных с материалами по ранее изученным перспективным проявлениям Войкаро-Сынинского массива [8] и с данными, полученными И. А. Холоповым для Юнъягинского участка (рис. 7), приводит к следующему заключению. Кечьпельский-I участок по качеству своих руд превосходит проявление Лёкхойлинское Западное, несколько уступает проявлению Лёк-хойлинскому и отвечает примерно середине интервала хромистости наиболее перспективного из известных здесь к настоящему времени участ ков — Кершорского. При этом Кечь-пельский-I участок по сравнению с Юньягинским характеризуется гораздо большим размахом колебаний хро-митосодержания.

Состав и свойства хромшпинелидов

Фазовая диагностика хромшпинелидов осуществлялась рентгенодифракционным методом. По полученным результатам с использованием программы UNITCELL (Интернет-база WWW-МИНКРИСТ) был рассчитан параметр элементарной ячейки этих минералов (а_о ± погрешность, нм): хромитит серпентинизиро-ванный средне- и крупновкрапленный 0.83173 ± 0.00017; хлоритизированный пятнисто-полосчатый 0.83002 ± ± 0.00007; средне- и крупновкрапленный 0.83140 ± 0.00058; густовкрапленный 0.82269 ± 0.00044; густовкрапленный 0.82993 ± 0.00014; массивный 0.82390 ± ± 0.00006. Полученные данные рентгеноструктурного анализа характеризуют исследованные хромшпинелиды как в основном смесь хромита

FeCr2O4 и магнохромита MgCr2O4. По параметру ао они наиболее близки к алюмохромитам-хромпикотитам. Некоторое превышение полученных значений над эталонными может быть объяснено примесью именно магнох-ромита.

Непосредственный анализ химического состава хромшпинелидов был проведен на отдельных зернах и малых навесках рентгенофлюоресцентным методом (табл. 3). Пересчет полученных данных на эмпирические формулы минералов производился после исключения компонентов ксе-номинеральных примесей, загрязняющих хромшпинелиды (форстерита, серпентинов). Согласно вычислениям, хромшпинелиды из руд Кечьпель-ского-I участка являются (в скобках частота встречаемости) герцинитмаг-нохромитхромитами (50 %), хромит-магнохромитгерцинитами (33 %) и магнохромитгерцинитхромитами (17 %) с небольшой примесью ульви-та (табл. 4). Весьма показательно, что в отличие от хромшпинелидов Юнъягинского участка исследуемые минералы практически не содержат приме-

Т а б л и ц а 1

Химический состав исследованных горных пород и хромитовых руд, мае. %

№ п/п | № обр. | S1O, | ТЮ2 | А12О3 | Fe,O, | Сг,О3 | MnO | MgO | NiO | СаО | SrO | К,О | Р7О5

Участок Юнъягинский [9]

1	ХРМ-1	30.72	0.07	1.98	6.42	17.85	0.1	42.73	0.24	0.1	Не обн.	0.1	0.1
2	ХРМ-2	28.96	0.1	2.57	7.14	20.16	0.1	40.89	0.18	0.1	«	«	Не обн.
3	ХРМ-3	28.30	0.10	2.41	7.05	22.25	0.1	39.66	0.23	0.1	«	«	«
4	ХРМ-4	29.95	0.08	1.95	6.82	20.99	0.1	39.96	0.25	0.1	«	«	«
5	ХРМ-5	27.52	0.08	3.15	7.99	22.20	0.1	38.87	0.19	0.1	«	«	«
6	ХРМ-6	30.91	0.07	2.00	6.41	19.50	0.1	40.86	0.25	0.1	«	«	«
7	ХРМ-7	26.94	0.10	3.04	6.84	21.60	0.1	41.26	0.22	0.1	«	«	«
8	ХРМ-8	28.02	0.08	2.71	7.64	20.97	0.1	40.44	0.15	0.1	«	«	«
9	ХРМ-9	29.81	0.05	2.20	5.97	19.02	0.1	42.74	0.22	0.1	«	«	«
10	ХРМ-10	25.60	0.11	3.33	8.60	22.82	0.1	39.39	0.16	0.1	«	«	«
11	ХРМ-11	25.83	0.10	3.22	8.65	22.86	0.1	39.19	0.15	0.1	«	«	«
12	ХРМ-12	27.98	0.10	2.31	7.50	23.42	0.1	38.51	0.19	0.1	«	«	«
13	ХРМ-13	28.75	0.09	1.98	6.39	17.58	0.1	44.95	0.26	0.1	«	«	«
14	ХРМ-14	20.79	0.19	5.81	9.13	30.87	0.1	33.09	0.12	0.1	«	«	«
15	ХРМ-15	29.69	0.08	1.88	6.47	17.92	0.1	43.64	0.32	0.1	«	«	«
16	ХРМ-16	25.49	0.15	4.45	7.52	24.31	0.1	37.92	0.17	0.1	«	«	«
17	ХРМ-17	40.82	0.1	0.47	8.56	0.29	0.12	48.78	0.28	0.68	«	«	«
18	ХРМ-18	41.33	0.1	0.50	9.02	0.35	0.11	47.75	0.32	0.62	«	«	«
19	ХРМ-19	55.84	0.1	2.92	5.41	0.29	0.11	27.50	0.15	7.77	0.02	«	«
20	ХРМ-20	46.48	0.78	19.24	9.63	0.04	0.11	11.54	0.01	10.85	0.47	0.36	0.48
Участок Кечьпельский-1
21	3093-21	39.79	Не обн.	0.53	9.12	0.34	0.13	48.85	0.23	1.01	Не обн.	Не обн.	Не обн.
22	5148	40.65	«	1.42	8.00	0.35	0.11	48.08	0.25	1.14	«	«	«
23	3094-21	40.59	«	0.35	7.78	0.53	0.11	50.23	0.24	0.17	«	«	«
24	3086	55.11	«	1.23	6.37	0.30	0.08	35.66	0.19	1.06	«	«	«
25	3384-3	53.26	1.30	16.09	14.71	0.05	0.21	4.53		8.64	0.13	0.72	0.36
26	6113-1	33.43	0.11	5.66	9.28	8.09	Не обн.	43.20	0.23	Не обн.	Не обн.	Не обн.	Не обн.
27	008-6	31.62	0.07	2.33	7.95	14.78	«	42.98	0.27	«	«	«	«
28	6104-1	28.31	0.17	4.46	12.20	16.60	«	37.76	0.22	0.28	«	«	«
29	3388-2	20.77	0.16	16.14	8.36	19.47	«	34.96	0.14	Не обн.	«	«	«
30	5165	19.56	Не обн.	7.07	9.92	30.52	«	32.72	0.21	«	«	«	«
31	3391-3	21.14	0.12	4.72	10.30	30.58	«	32.94	0.20	«	«	«	«
32	5267	10.04	0.28	17.49	13.15	35.77	«	23.08	0.19	«	«	«	«
Примечание. Данные приведены к 100 %.

Рис. 7. Сопоставление вариаций содержания Cr₂O₃ вхромититахна Кечпельском-I участке (темно-серые отрезки), Юнъягинском участке (черные отрезки) и в рудах из наиболее представительных объектов на Войкаро-Сынинском массиве (гистограммы).

Эмпирическая классификация (рамка внизу): 1 — дуниты и гарцбургиты неоруденелые; 2 — бедные редко- и убоговкрапленные руды; 3 — богатые густовкрапленные руды; 4 — сплошные (массивные) руды

си шпинелевого и магнетитового ми-налов. Последнее свидетельствует о незатронутости хромшпинелидов Кечьпельского участка существенными метаморфическими изменениями.

Типоморфизм исследуемых хромшпинелидов оценивался с помо щью нескольких наиболее известных кристаллохимических диаграмм.

На диаграмме Н. В. Павлова (рис. 7) почти все фигуративные точки состава исследованных хромшпинелидов с участка Кечпельский-I попадают в область ферроалюмохромитов и толь ко одна точка — в поле феррохромитов. В сравнении с хромшпинелидами Юнъягинского участка, точки которых на рассматриваемой диаграмме располагаются в полях магнезиальных и железистых хромитов и субферрихроми-тов (около 50 %), магнезиальных и же-

Т а б л и ц а 2

Нормативно-минеральный состав горных пород и хромитовых руд, мол. %

№ обр.	Нормативные минералы		Диагностика
	Оливин \| Ортопироксен \| Клинопироксен \| Плагиоклаз \|	Хромит

Участок Юнъягинский [9]

ХРМ-1	72.52	4.00	Нет	Нет	23.48	Дунит оруденелый
ХРМ-2	73.00	Нет	«	«	27.00	«
ХРМ-3	56.05	12.47	«	«	31.48	Гарцбургит оруденелый
ХРМ-4	45.67	22.09	«	«	32.24	«
ХРМ-5	64.38	5.85	«	«	29.77	Дунит оруденелый
ХРМ-6	55.06	17.25	«	«	27.69	Гарцбургит оруденелый
ХРМ-7	70.30	Нет	«	«	29.70	Дунит оруденелый
ХРМ-8	73.28	«	«	«	26.72	«
ХРМ-9	73.93	2.06	«	«	24.01	«
ХРМ-10	62.54	3.62	«	«	33.84	«
ХРМ-11	68.53	Нет	«	«	31.47	«
ХРМ-12	62.66	7.95	«	«	29.39	Гарцбургит оруденелый
ХРМ-13	71.50	Нет	«	«	28.50	Дунит оруденелый
ХРМ-14	52.97	3.06	«	«	43.97	«
ХРМ-15	77.36	Нет	«	«	22.64	«
ХРМ-16	63.33	3.17	«	«	33.50	«
ХРМ-17	95.05	1.29	2.38	«	1.28	Дунит
ХРМ-18	92.11	4.62	2.20	«	1.07	«
ХРМ-19	Нет	67.42	24.60	7.35	0.63	Вебстерит

Участок Кечьпельский-1

3393-21 5148	100 94.74	Нет 5.26	Нет «	Нет «	Нет «	Гарцбургит Гарцбургит
3094-21	100	Нет	«	«	«	Дунит
3086	8.51	87.60	3.89	«	«	Пироксенит Хромитит серпентин-хлорити-
6113-1	83.34	Нет	Нет	«	16.66	тизированный редковкраплен-ный
008-6	81.44	«	«	«	18.56	Хромитит серпентинизирован-ный средневкрапленный
6104-1	75.52	«	«	«	24.48	Хромитит хлоритизированный пятнисто-полосчатый
3391-3	58.74	Нет	«	«	41.26	Хромитит средне-густовкрап-ленный
3388-2	54.72	«	«	«	45.28	Хромитит густовкрапленный
5165	50.73	3.18	«	«	46.09	Хромитит густовкрапленный
5267	28.57	«	«	«	71.43	Хромитит массивный

Т а б л и ц а 3

Химический состав хромшпинелидов, мае. %

№ п/п	№ обр.		Компоненты										Формулы (Z = 1)
№ п/п	№ обр.		SiO,		ТЮ,	А1₉0з		Fe,O,	\| СгА	MgO		NiO	Формулы (Z = 1)
Участок Юнъягинский [9]
1	ХРМ-1		11.20		0.21	8.10		16.20	47.28	17.02		Не обн.	(Mgo.ssFCo 42)(Сц ззА1₀ з₉Рб_{0 07}Т1_{0 01})₂О₄
2	ХРМ-2		8.93		0.19	8.51		17.24	47.35	17.78		«	(Mgo,68peo.32)(Cr_L43Al_{o 38}Ре₀₁₈Ti₀₀₁)₂O₄
3	ХРМ-3		8.95		0.18	8.84		16.18	48.77	17.08		«	(Mg₀.6₄Fe₀.₃₆)(Cr (_{л 2}Al₀,₄₀Fe_0i47Ti₀,₀₁ )₇О₄
4	ХРМ-4		15.30		0.14	7.11		13.22	38.63	25.61		«	(Mg₀.₉₆Ft	^^(СТ! 25AI0.35]	^H^0.37)2O₄
5	ХРМ-5		11.61		0.14	7.67		16.65	44.76	19.17		«	(Mg₀.5₅Ft	^;0.45)(CTi.5₂A1₀j₉]	^H^0.09)2^4
6	ХРМ-6		12.05		0.21	8.68		14.20	43.31	21.55		«	(Mg_{0 81} Fe_{0 ]9})(Сг₁₃₅А1_{0 41} Fe_{0 23}Ti_{0 01} )₂O₄
7	ХРМ-7		10.72		0.19	9.25		16.21	44.98	18.66		«	(^§o.68 F ^ео ₃₂) ( Cr । .40^0.43^0. । eTio.oi )г^4
8	ХРМ-8		17.34		0.13	8.61		16.60	39.45	17.87		«	(Mg₀,₄₅Pt	^ 0.55 ) ( СТ1.48^0.48 J	^H^0.04)2^4
9	ХРМ-9		14.27		0.17	8.46		14.40	44.16	18.53		«	(М₈о,5₈Рео,4₂)(СГ\| ₅\|А_{0 4}зРе_{0 05}Т1_{0 0\|})₂О₄
10	ХРМ-10		13.53		0.20	7.17		17.61	41.06	20.43		«	(Mg₀.7₄Fe₀₂₆)(Cr₁₃₅A1_{O 35}Fe_{0 29}Ti₀₀₁)₂O₄
11	ХРМ-11		14.60		0.15	7.26		17.53	41.91	18.56		«	( Mgo.58 F 69.42) ( Cr 1.45^-0.38 F 6₀ 16^0.01) 2^4
12	ХРМ-12		12.18		0.19	8.51		16.23	46.56	16.33		«	(Mg_0-5₂Fe_0-48) (Cr 1 ₅₄A1_o ₄₂F'e_{0 03}Ti₀ _o i )г^4
13	ХРМ-14		8.93		0.27	10.99		16.36	47.80	15.66		«	(Mg₀.₅₆Fe₀.₄₄)(Cr ] ₄₆A1_{o 50}Fi 6o.o₃Ti_{o 01} )₂O₄
14	ХРМ-16		8.39		0.28	11.35		16.34	47.98	15.65		«	(Mgn 57рбо4₃)(СГ] ₄₄Al_{n S}iFe₀.₀₄Ti_n m)?F)₄
Участок Кечьпельский-1
15		008-6	13.67		0.13	9.11		17.76	37.21	22.07		0.05	(Mgo^Ft	^;О.67)о.9б(Сг_к49 A	0.54)2.0зО4
16	6104-1		11.62		0.32	10.36		23.21	35.93	18.48		0.08	(MgojsFeo.eolo.gsCCrtnAlg.g]		Т1о.01)2.0з0₄
17	3391-3		7.22		0.18	7.86		19.02	50.00	15.65		0.07	(Mgoj₈Fe_o.59)₀.9₇(Cr_]i64Al_0i38)₂.₀₂0₄
18	3388-2		10.87		0.30	17.85		18.49	32.45	19.92		0.12	(Mg₀.₃₈F<	^;O.58)o.96(Cr_L55 A	0.48)2.0зО₄
19		5165	7.83		0.24	9.79		18.49	47.01	18.49		0.08	(Mg₀.₃₂Pe₀	65)0.97(^0,05 Al₀.₉₃Ti₀,₀₁)₂O₄
20		5267	9.76		0.28	18.84		20.61	32.32	18.05		0.14	(Mgo^iFeo.^i.fHlCTj ₃₆ Al_{0 58}		Tio.01)1.950₄
Примечание. Данные приведены к 100 %.
															Т а б л и ц а 4
							Минальный состав хромшпинелидов, мол. %
				Миналы
№ п/п		№ обр.		Магнохромит			Хромит		Ульвит		Шпинель		Герцинит	Магнетит	Магноферрит
				МкСгЮ»			FeCr₂O₄		Fe₂TiO₄		MgAl,O₄		FeAl,O₄	FeFe,O₄	MgFcA
Участок Юнъягинский [9]
1		ХРМ-	1		38.5		49.0		1.0			19.5	Нет	3.0	Нет
2		ХРМ-2			40.0		22.5		1.0			19.0	«	8.5	«
3		ХРМ-3			44.0		12.0		1.0			20.0	«	23.0	«
4		ХРМ-4			64.0		Нет		Нет			17.5	«	4.0	14.5
5		ХРМ-5			35.5		40.5		Нет			19.5	«	4.5	Нет
6		ХРМ-6			60.5		7.0		1.0			20.5	«	11.0	«
7		ХРМ-7			46.5		23.5		1.0			21.5	«	7.5	«
8		ХРМ-8			21.0		23.5		Нет			24.0	«	2.0	«
9		ХРМ-9			36.5		39.0		1.0			21.5	«	2.0	«
10		ХРМ-	10		56.5		11.0		1.0			17.5	«	14.0	«
11		ХРМ-	11		39.0		33.5		1.0			19.0	«	7.5	«
12		ХРМ-	12		31.0		46.0		1.0			21.0	«	1.0	«
13		ХРМ-	14		32.0		42.0		1.0			25.0	«	1.0	«
14		ХРМ-	16		31.5		40.5		1.0			25.5	«	1.5	«
Участок Кечьпельский-1

15 008-6 28.6 44.8 Нет Нет 26.6 Нет Нет 16 3388-2 34.3 20.1 1.0 « 44.6 « « 17 3391-3 37.6 43.6 Нет « 18.8 « « 18 5165 37.4 38.9 « « 23.6 « « 19 5267 31.5 21.7 1.0 « 45.8 « « 20 6104-1 21.4 48.6 0.6 « 30.3 « « лезистых алюмохромитов и субферри-алюмохромитов (около 30 %), изученные нами минералы статистически более алюминистые и не содержат трехвалентного железа. На фоне общих данных о химизме хромшпинелидов Вой-каро-Сынинского массива [18] исследованные нами и И. А. Холоповым минералы характеризуются явно повышенной хромистостью, что можно тоже рассматривать как основание для благоприятной оценки промышленной перспективности как Кечьпельского-I, так и Юнъягинского участков.

На диаграмме состава первичных хромшпинелидов по А. Панеяху (рис. 8) практически все фигуративые точки состава хромшпинелидов с Кечьпельского-I участка, как и большинство точек состава хромшпинелидов с Юнъягинского участка, приходятся на поле альпинотипных ультрабазитов. Кроме того, из диаграммы следует, что хромшпинелиды на соседних участках — Юнъягинском и исследованном нами Кечьпельском-I — не совпадают по составу тетраэдрических катионов. На первом из этих уча стков развиты преимущественно магнезиальные, а на втором — железистые минералы. В целом, однако, точки состава хромшпинелидов статистически укладываются в единый тренд возрастания тетраэдрической железистости с увеличением относительной хромистости. Это соответствует главному тренду изменения состава хромшпинелидов в гипербазитах офиолитовых ассоциаций [19].

На диаграмме состава первичновторичных хромшпинелидов (рис. 10) видно, что около 70 % точек исследо-

Рис. 8. Классификация рудных хромшпинелидов Юнъягинского-I участка на основе диаграммы Н. В. Павлова [16,17].

Поля разновидностей на треугольнике: 1 — хромит, 2 — субферрихромит, 3 — алюмохромит, 4 — субферриалюмохромит, 5 — субферрисубалюмохромит, 6 — субалюмоферрихромит, 7 — феррохромит, 8 — хромпикотит, 9 — субферрихромпикотит, 10 — еубалюмохроммагнетит, 11 — хроммагнетит, 12 — пикотит, 13 — магнетит

Рис. 10. Диаграмма состава первично-вторичных хромшпинелидов по Rewiews in Mineralogy, 1991. Поля отвечают хромшпи-нелидам из кимберлитов (1), альпинотипных ультрабазитов (2), зон трещиноватости в офиолитовых массивах (3), метаморфизованных (4) и метасоматически измененных (5) ультрабазитов

Рис. 9. Диаграмма состава первичных хромшпинелидов по А. Панеяху (с исправлениями). Поля минералов из перидотитовых ксенолитов в кимберлитах и щелочных базитах (1), альпинотипныхультрабазитов (2), концентрически-зональныхультрабазитов (3)

Рис. 11. Диаграмма генетических групп по Р. Митчеллу. Поля состава хромшпинелидов: ксеногенных (1), идиоморфных аутигенных (2), реакционных — каймы на кристаллах первичных хромшпинелидов (3), ксеноморфных из основной массы породы (4)

ванных нами минералов приходятся на поле метаморфизованных ультрабазитов. Остальные точки тяготеют к области метасоматически измененных ультрабазитов. По сравнению с Юнъягинским участком, почти все точки хромшпинелидов которого попали в область метасоматически измененных ультрабазитов, минералы Кечьпельского-I участка могут быть определены как существенно менее измененные.

На диаграмме генетических групп хромшпинелидов по Р. Митчеллу (рис. 11) все фигуративные точки исследованных нами минералов остались за пределами полей по причине отсутствия в них трехвалентного железа. Тем не менее можно отметить, что по уровню тетраэдрической железистости минералы исследованного участка соответствуют малоизменен-ным первичным хромшпинелидам.

Таким образом, проведенный анализ показал, что исследованные нами хромшпинелиды с Кечьпельско-го-I участка могут быть в целом определены: 1) как ферроалюмохромиты и феррохромиты, относящиеся к альпи-нотипным хромитоносным ультрабазитам; 2) скорее первичные, чем вторичные; 3) относительно мало изме- ненные, не достигшие стадии обогащения магнетитовым миналом. По показателю железистости/магнези-альности исследованные нами минералы в наибольшей степени соответствуют аутигенным хромшпинелидам. Это в сочетании с повышенной маг-незиальностью оливина свидетельствует о хороших перспективах хро-митоносности.

Заключение

Результаты проведенных исследований дают основание благоприятно оценивать перспективы рудонос-ности участка Кечьпельский-I. При этом в результате сопоставления полученных данных с более ранними данными по Юнъягинскому участку выявляется факт значительной неоднородности оруденения уже в масштабе отдельных рудных полей, что может иметь значение и для оценки рудоносности всего Войкаро-Сынин-ского массива.

Автор выражает благодарность за помощь в полевых и лабораторных исследованиях начальнику Войкарской ГПП ЗАО ГГК «МИРЕКО» партии В. Г. Котельникову и научным сотрудникам Института геологии Коми НЦ УрО РАН И. И. Голубевой, Г. Н. Модя-новой, С. Т Неверову, Ю. С. Симаковой, а также К. В. Куликовой и В. И. Силаеву за консультации и поддержку при подготовке статьи.

Список литературы Хромититы и хромшпинелиды на участке Кечьпельский-I в северо-западной части Войкаро-Сынинского офиолитового массива

Савельев А. А., Савельева Г. Н. Офиолиты Войкаро-Сынинского массива // Геотектоника, 1977. № 6. С. 46-50.
Савельева Г. Н. Альпинотипные гипербазиты Войкаро-Сынинского массива (Полярный Урал) // Генезис ультрабазитов и связанного с ними оруденения. Свердловск, 1977. С. 3-7.
Савельева Г. Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М.: Наука, 1986. 246 с. (Труды ГИН АН СССР; Вып. 404).
Савельев А. А. Ультрабазит-габбровые формации в структуре офиолитов Войкаро-Сынинского массива (Полярный Урал) // Геотектоника, 1997. № 1. С. 45-58.
Петрология и метаморфизм древних офиолитов (на примере Полярного Урала и Западного Саяна). Новосибирск: Наука, 1977. 219 с.

Статья