Минералого-геохимические особенности хромитовых руд на Юнъягинском участке Войкаро-Сынинского массива (Полярный Урал)

Автор: Холопов И.А.

Статья в выпуске: 1 (181), 2010 года.

Бесплатный доступ

Короткий адрес: https://sciup.org/149128999

IDR: 149128999

Текст статьи Минералого-геохимические особенности хромитовых руд на Юнъягинском участке Войкаро-Сынинского массива (Полярный Урал)

Полярноуральские ультрабазитовые массивы входят в состав палеозойской офиолитовой ассоциации, представляя собой крайнюю северную часть единого Уральского офиолитового пояса, трассирующего сутуру между Тагило-Магнитогорской палеоостроводужной мегазоной и восточной окраиной Восточно-Европейской платформы [1]. В современном плане Урала эти массивы относятся к его Восточной структурной зоне, будучи представленными серией краевых аллохтонов, обдуцированных на платформенную окраину из палеооке-анического сектора и обращенных своими лежачими поверхностями в зону Главного Уральского надвига [2]. Крупнейший из упомянутых массивов —

Войкаро-Сынинский наряду с Сыумке-уским и Райизским массивами входит в состав Сыумкеу-Паерской сегмента упомянутого выше единого офиолитового пояса (рис. 1).

Согласно современным представлениям, Войкаро-Сынинский массив характеризует собой низы офиолитового разреза земной коры переходного от океанического типа к островодужному [4]. В составе этого разреза выделяются три структурно-вещественных комплекса: 1) гарцбургитовый, распространенный на 68 % площади массива; 2) дунит-гарцбургитовый, занимающий 29 % площади; 3) верлит-дунитовый — 3 % площади [5]. Формирование этих комплексов в настоящее время тракту- ется в рамках двухстадийной модели, отражающей протекание магматических процессов в верхней мантии [6]. Согласно упомянутой модели, на ранней стадии в условиях срединного океанического хребта формировались неистощенные гарцбургиты с низкохро-мистыми рудами глиноземистого типа, а на поздней стадии уже в условиях островной дуги образовались дуниты и истощенные гарцбургиты с высокохро-мистыми рудами. Hа первой стадии процессы породо- и рудообразования сопровождались высокотемпературным течением мантийного материала и незначительным выплавлением из него базальтового расплава. Вторая стадия ознаменовалась смятием гарцбур-

1 Резюме дипломной работы, выполненной под руководством начальника Западно-Войкарской партии ЗАО ГГК «МИРЕКО» В. Г. Котельникова и д. г.-м. н. В. И. Силаева.

Рис. 1. Схема размещения ультрабазитовых массивов в структурах Полярного Урала [3].

1 — рифейско-фанерозойский чехол Восточно-Европейской платформы; 2—4 — палеокон-тинентальный сектор Урала: 2 — Предуральский краевой прогиб, 3 — Западно-Уральская мегазона палеозойских комплексов, 4 — Центрально-Уральская мегазона протерозойских комплексов в составе Оченырдского (1), Марункеуского (2), Xарбейского (3), Xараматалоу-ского (4) блоков; 5 — палеоокеанический сектор Урала — Тагило-Магнитогорская мегазона океанических и островодужных комплексов в составе Щучьинской (I) и Войкарской (II) зон;

6 — мезокайнозойский чехол Западно-Сибирской плиты; 7 — Лемвинский аллохтон; 8 — массивы палеозойских офиолитовых ультрабазитов: Сыум-Кеу (1), Рай-Из (2), Войкаро-Сынинский (3); 9 — Главный Уральский глубинный разлом (надвиг) в составе Щучьинского (Щ) и Войкарского (В) сегментов; 10 — границы мегазон; 11 — границы аллохтонов

гитов в крупные желобовидные склад-ки-синформы и развитием линейных зон сколово-пластических деформаций [7]. Размеры складчатых структур с зонами сколово-пластических деформаций достигают 10 км. Такие зоны характеризовались локальным падением давления, в результате чего происходило плавление ультрабазитов. Именно на второй стадии в результате снижения давления в зонах сколово-пластических деформаций при сохранении высоких мантийных температур и образовалась комплементарная серия, состоящая из истощенных гарцбургитов, с одной стороны, и дунитов, пироксенитов и вы-сокохромистых руд — с другой. Возраст Войкаро-Сынинских офиолитов, согласно большинству оценок, является ранне- и среднепалеозойским [8]. Однако в последнее время появились и более точные позднесилурийско-ран-недевонские датировки [9].

Как известно, Войкаро-Сынинский массив считается достаточно перспективным в отношении промышленной хромитоносности, реализованной здесь в виде коренного оруденения, а также в виде валунчатых россыпей. В составе коренного оруденения выделяют глино-земисто-магнезиальный тип хромитовых руд, пространственно связанный с породами гарцбургитового комплекса, и высокохромистый тип, в основном приуроченный к дунитам в составе ду-нит-гарцбургитового комплекса. По уровню продуктивности различают: 1) дуниты и гарцбургиты с содержанием хромшпинелидов до 10 %; 2) бедные редко- и убого-вкрапленные руды с 15—27 мас. % Cr2O3; 3) богатые густо-вкрапленные и сплошны руды с 23— 42 мас. % Cr2O3 [10, 11]. По структуре хромитовые руды подразделяются на равномерно-зернистые, неравномернозернистые, мелкозернистые, средне- зернистые и крупнозернистые, катак-лазированные и некоторые другие. По текстуре выделяют пятнисто-вкрапленные, прожилково-штокверковые, линзовидно-полосчатые, маковые, рябчиковые, нодулярные, орбикулярные, массивные руды.

Геологическое строение и рудоносность участка

Рассматриваемая нами территория располагается на северо-западном фланге Войкаро-Сынинского ультраба-зитового массива, входя в состав Кеч-пельского рудного поля. В пределах этой территории хромитоносный офиолитовый разрез в основном представлен породами двух комплексов — рай-изско-войкарского дунит-гарцбургито-вого и кэршорского дунит-верлит-пи-роксенит-габбрового. Кроме того, за границами рудного поля закартированы так называемые верхние габбро ла-гортинского комплекса и долериты па-леоспредингового комплекса параллельных даек (по данным ЗAО ГГК «МИРЕКО»).

Hепосредственно исследованный нами fiнъягинский участок расположен на западе южной части Кечпель-ского рудного поля в истоках рек Правая и Левая fiнъяга. Рудопроявления на нем были открыты в 1999 г. в ходе проводимых Кечпельским ГПО поисковых работ, которые включали маршруты, проходку канав и траншей, гра-ви- и магниторазведку, минералогическое картирование. Hа рассматриваемом участке обнажены породы дунит-гарцбургитового структурно-вещественного комплекса, представленного частично упорядоченным вебстерит-дунит-гарцбургитовым типом разреза. Эти породы секутся относительно мощными силлообразными телами дунитов первого морфологического типа. Дуниты второго морфологического типа, слагающие небольшие по мощности субсогласные залежи, существенного развития здесь не получили. В пределах рассматриваемого участка выявлены две рудные зоны, приуроченные к апикальной части одного и того же силлообразного тела дунитов. Рудные тела на правом борту р. Левой fiнъяги, образуют Левоюнъягинскую рудную зону (рудопроявления fiнъя-гинское I и II), а рудные тела на левом борту Правой fiнъяги относятся к Пра-воюнъягинской зоне (рудопроявления fiнъягинское III, IV и рудопроявление им. Дембовского). Всего в составе упо- 21

турены протяженные поля элювиально-делювиальные развалов хромититов, все еще не оцененные даже с поверхности. Потенциальными перспективами обладает и промежуток между охарактеризованными выше рудными зонами, сложенный гарцбургитами с редкими дунитовыми телами. Здесь то же встречаются проявления сплошных и густо-вкрапленных, низко- и среднехро-мистых глиноземистых руд, а небольшая мощность гарцбургитов позволяет рассчитывать на обнаружение крупных залежей хромовых руд в нижележащих дунитах.

Форма выявленных на fiнъягин-ском участке рудных тел — жилообразная, уплощенно-линзовидная, пластовая. Руды по содержанию хромшпине-лидов — убого-, редко- и средневкрап-ленные, по составу — высокохромис-то-магнезиальные.

Критерии оценки хромитоноснос-ти на современном этапе геологических работ подразделяются на три группы. К первой группе геолого-петрографических критериев относят степень дифференцированности ультрабазитов, с ростом которой продуктивность на хромититы возрастает; содержание пироксена в истощенных гарцбургитах, не превышающее в хромитоносных породах 5—15 %; наличие крупных дунитовых тел, к апикальным частям которых приурочена большая часть хромитовых руд. Вторую группу минералого-геохимических критериев образуют повышенная магнези-альность породообразующего оливина в рудоносных ультрабазитах по сравнению с оливином в аналогичных, но безрудных породах; присутствие в ультрабазитах акцессорной вкрапленности высокохромистых хромшпинели-дов. В третью группу критериев хро-митоносности включены характер тек-тонизации ультрабазитов; степень их серпентинизации и интенсивность эпигенетического химического изменения хромшпинелидов.

Характеристика горных пород и хромитовых руд

Hа fiнъягинском участке (Право-юнъягинская зона) была отобрана серия штуфных проб, представляющих основные типы горных пород и хромитовых руд. Xимический состав этих объектов исследовался рентгенофлюоресцентным методом на энергодисперсионном анализаторе MESA-550W фирмы Horiba (табл. 1). Пересчет полученных данных на нормативно-минеральный состав (табл. 2) показывает, что среди исследованных нами без-рудных и оруденелых горных пород резко преобладают дуниты (70 %), доля гарцбургитов не превышает 20 %, примесь пироксенсодержащих пород незначительна (рис. 2). Содержание

Cr2O3 в проанализированных безруд-ных дунитах, гарцбургитах и вебстеритах не достигает и 0.5 мас. %. При переходе к хромитовым рудам оно скачкообразно возрастает до 17— 32 мас. %, что по существующей в настоящее время для полярноуральских хромитовых месторождений классификации отвечает диапазону от бедно вкрапленных до богатых густо вкрапленных хромитовых руд. Hормативное содержание хромшпинелидов в большинстве исследованных проб колеблется в пределах 23—45 мол. %, что также соответствует богатым хромитовым рудам.

Как известно, одним из методов оценки валового минерального состава и степени вторичных изменений ультрабазитов является термический анализ [12, 13]. В нашем случае такие данные были получены для неоруденелых и оруденелых дунитов на дери-ватографе DTG-60A/60AH фирмы Shimadzu (аналитик Г. H. Модянова). Hа кривых нагревания всех изученных проб наблюдаются два эндоэффекта: 1) незначительный с максимумом при 365—425 °С, отвечающий диссоциации брусита; 2) гораздо более интенсивный с максимумом при 620— 650 °С, приписываемый серпентину, а иногда и точнее — лизардиту. Кроме этих эндоэффектов, на всех полученных нами кривых нагревания наблю-

Таблица 1

№ Компоненты

проб	SiO₂	TiO₂	А1₂0з	Fe₂O₃	Сг₂0з	МпО	MgO	N1O	СаО	SrO	К₂О	Р₂О₅
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	28.96	0.1	2.57	7.14	20.16	0.1	40.89	0.18	0.1	«	0.1	0.1
3	28.30	0.10	2.41	7.05	22.25	0.1	39.66	0.23	0.1	«	0.1	0.1
4	29.95	0.08	1.95	6.82	20.99	0.1	39.96	0.25	0.1	«	0.1	0.1
5	27.52	0.08	3.15	7.99	22.20	0.1	38.87	0.19	0.1	«	0.1	0.1
6	30.91	0.07	2.00	6.41	19.50	0.1	40.86	0.25	0.1	«	0.1	0.1
7	26.94	0.10	3.04	6.84	21.60	0.1	41.26	0.22	0.1	«	0.1	0.1
8	28.02	0.08	2.71	7.64	20.97	0.1	40.44	0.15	0.1	«	0.1	0.1
9	29.81	0.05	2.20	5.97	19.02	0.1	42.74	0.22	0.1	«	0.1	0.1
10	25.60	0.11	3.33	8.60	22.82	0.1	39.39	0.16	0.1	«	0.1	0.1
11	25.83	0.10	3.22	8.65	22.86	0.1	39.19	0.15	0.1	«	0.1	0.1
12	27.98	0.10	2.31	7.50	23.42	0.1	38.51	0.19	0.1	«	0.1	0.1
13	28.75	0.09	1.98	6.39	17.58	0.1	44.95	0.26	0.1	«	0.1	0.1
14	20.79	0.19	5.81	9.13	30.87	0.1	33.09	0.12	0.1	«	0.1	0.1
15	29.69	0.08	1.88	6.47	17.92	0.1	43.64	0.32	0.1	«	0.1	0.1
16	25.49	0.15	4.45	7.52	24.31	0.1	37.92	0.17	0.1	«	0.1	0.1
17	40.82	0.1	0.47	8.56	0.29	0.12	48.78	0.28	0.68	«	0.1	0.1
18	41.33	0.1	0.50	9.02	0.35	0.11	47.75	0.32	0.62	«	0.1	0.1
19	55.84	0.1	2.92	5.41	0.29	0.11	27.50	0.15	7.77	0.02	0.1	0.1
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

Примечание. Данные рентгенофлюоресцентного анализа, приведенные к 100 % (Институт геологии Коми HЦ УрО РAH, аналитик С. Т. Hеверов). Пробы: № 1, 2, 5, 7—11, 13—16 — дуниты оруденелые; 3, 4, 6 — гарцбургиты оруденелые; 12 — гарцбургит безрудный; 17, 18 — дуниты безрудные; 19 — вебстерит; 20 — актинолитит.

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

Таблица 2 железистости. В светло окрашен-

Нормативно-минеральный состав исследованных горных пород

и хромитовых руд, мол. %

№ проб	Нормативные минералы					Диагностика горной породы
№ проб	Оливин	Ортопироксен	Клинопироксен	Плагиоклаз	Хромит	Диагностика горной породы
1	72.52	4.00	—	—	23.48	Дунит оруденелый
2	73.00	—	—	—	27.00	«
3	56.05	12.47	—	—	31.48	Гарцбургит оруденелый
4	45.67	22.09	—	—	32.24	«
5	64.38	5.85	—	—	29.77	Дунит оруденелый
6	55.06	17.25	—	—	27.69	Гарцбургит оруденелый
7	70.30	—	—	—	29.70	Дунит оруденелый
8	73.28	—	—	—	26.72	«
9	73.93	2.06	—	—	24.01	«
10	62.54	3.62	—	—	33.84	«
11	68.53	—	—	—	31.47	«
12	62.66	7.95	—	—	29.39	Гарцбургит оруденелый
13	71.50	—	—	—	28.50	Дунит оруденелый
14	52.97	3.06	—	—	43.97	«
15	77.36	—	—	—	22.64	«
16	63.33	3.17	—	—	33.50	«
17	95.05	1.29	2.38	—	1.28	Дунит
18	92.11	4.62	2.20	—	1.07	«
19	—	67.42	24.60	7.35	0.63	Вебстерит

Рис. 2. Треугольник классифицирования ультраосновных магматических пород по их нормативно-минеральному составу.

Поля: 1 — дунита, 2 — гарцбургита, 3 — лерцолита, 4 — верлита, 5 — оливинового ортопироксенита, 6 — оливинового вебстерита, 7 — оливинового клинопироксенита, 8 — ортопироксенита, 9 — вебстерита, 10 — клинопироксенита. Черные кружки — состав горных пород и хромитовых руд fiнъягинского участка

дается очень узкий интенсивный экзотермический пик с экстремумом при 810—820°С, который можно объяснить окислением железа в хромшпинелидах. Hа последнее в частности указывает тот факт, что отношение интенсивностей экзотермического пика и главного эндоэффекта направленно возрастает от неоруденелых пород к богато оруденелым, прямо коррелируясь с содержанием Cr2O3: дуниты неоруденелые (0.68) < дуниты бедно оруденелые с Cr2O3 = 17.85 мас. % (2.08) < дуниты богато оруденелые с Cr2O3 = 30.87 мас. %

(2.25). Следует к этому добавить, что эндотермические эффекты нагревания хромитоносных ультрабазитов сопровождаются потерей массы, отражающей процессы термодиссоциации, а экзотермический эффект ею не сопровождается.

Фазовая диагностика породообразующих минералов в дунитах, гарцбургитах и их оруденелых разностях осуществлялась рентгендифракционным методом (автоматический дифрактометр XRD-6000 фирмы Shimadzu, аналитик к. г.-м. н. fi. С. Симакова). Вариации состава этих же минералов оценивались рентгенофлюоресцентным методом. Для этого из минералогических проб отбирались зерна, варьирующие по окраске от почти бесцветных до темно-зеленых и даже почти черных. Обобщение полученных результатов (табл. 3) приводит к следующим выводам. Окраска про-аналированных минералов явно обусловлена, прежде всего, колебаниями их ных оливинах и серпентинах среднее содержание Fe2O3 составляет 2.5 мас. %. С переходом к зеленым, темно-зеленым и черным разностям это содержание возрастает до 3.8 мас. %. Среднее содержание NiO при переходе от бесцветных к темно-зеленым минералам изменяется мало, сохраняясь на уровне 0.15—0.16 мас. %. Только в черных минералах обнаруживается заметное увеличение никелис-тости.

Важными примесными компонентами исследуемых минералов являются Cr2O3 и Al2O3, присутствие которых очевидно обусловлено микродисперсны-ми включениями хромшпинели-дов. Aнализ показал, что самыми низкими средними содержаниями упомянутых примесей характеризуются бесцветные и светлоокрашенные разности оливина и серпентина (соответственно 0.28 и 1.35 мас. %). В зеленых и темно-зеленых разностях средние содержания Cr2O3 и Al2O3 возрастают соответственно до 0.94 и 1.45 мас. %. В черной разновидности серпентина эти показатели становятся еще больше, особенно у Cr2O3, содержание которого достигает в среднем 5.32 мас. %. Таким образом, мы приходим к выводу, что черная окраска некоторых разностей серпентина в исследуемых хромитовых рудах обусловлена не столько изменением его собственного состава, сколько появлением в них значительной ультрадиспер-сной вкрапленности хромшпинелидов.

Полученные данные рентгенофлюоресцентного анализа дают возможность рассчитать эмпирические формулы минералов. При этом на основе петрографических и термографических данных нами принято, что в неору- денелых породах присутствует преимущественно оливин, а в оруденелых породах и особенно рудах — серпентин. Результаты соответствующих расчетов приводятся ниже.

Дуниты и гарцбургиты неоруденелые : оливин бесцветный — Mg₂[SiO₄]; оливин светло-зеленый — (Mg_1.88‒1.90Fe_0.10‒0.12)₂[SiO₄]; оливин зеленый — (Mg_1.84Fe_0.16)₂[SiO₄]; оливин темно ^{зеленый — (Mg}1.84‒1.86^Fe0.14‒0.16⁾2 [SiO₄]. Вебстериты неоруденелые: оливин светло-зеленый — (Mg_1.94 ^Fe0.04^Ni0.02⁾2^[SiO4^].

Таблица 3

Химический состав основных породообразующих минералов из исследуемых горных пород и хромитовых руд, мас. %

№	№ проб	Компоненты
п/п		SiO₂	TiO₂	А1₂О₃	Ре₂О₃	Сг₂0з	МпО	MgO	NiO	СаО	SrO	К₂О
1	1. бесцветный	44.82	Н.о.	1.37	0.94	0.13	0.02	52.64	0.09	Н.о.	Н.о.	Н.о.
2	2/1. бесцветный	45.35	«	1.51	0.92	0.08	Н.о.	52.08	0.06	«	«	«
3	2/2, зеленый	45.14	«	0.91	2.51	0.35	0.03	50.78	0.28	«	«	«
4	3/1, светло-зеленый	45.85	«	1.19	0.40	0.10	0.01	52.42	0.04	«	«	«
5	3/2, темно-зеленый	45.17	«	1.13	1.06	0.33	Н.о.	52.20	0.12	«	«	«
6	4/1. черный	41.26	«	1.66	1.94	4.33	«	50.70	0.13	«	«	«
7	4/2. зеленый	43.23	«	0.86	2.38	0.79	«	52.39	0.27	0.08	«	«
8	5/1. светло-зеленый	46.54	«	1.00	1.80	0.03	«	50.43	0.21	Н.о.	«	«
9	5/2. темно-зеленый	42.22	«	3.84	1.46	4.43	«	48.02	0.04	«	«	«
10	6/1, бесцветный	44.41	«	1.05	2.77	0.74	«	50.72	0.30	«	«	«
И	6/2, зеленый	45.23	«	1.00	0.89	0.44	«	52.36	0.10	«	«	«
12	7/1, бесцветный	45.72	«	Н.о.	0.35	0.03	«	53.87	0.04	«	«	«
13	7/2, зеленый	45.64	«	«	1.99	0.34	«	51.78	0.25	«	«	«
14	8. темно-зеленый	44.69	«	1.24	2.37	0.80	«	50.67	0.24	«	«	«
15	9. черный	41.32	«	1.20	2.84	3.72	«	50.63	0.29	«	«	«
16	10, черный	36.32	«	1.63	5.71	8.73	«	47.21	0.33	0.07	«	«
17	11, черный	41.30	«	1.33	4.27	4.48	«	48.31	0.31	Н.о.	«	«
18	2/1, светло-зеленый	44.66	«	0.99	2.76	0.39	«	50.87	0.33	«	«	«
19	13/1, светло-зеленый	41.59	«	2.17	2.54	0.81	«	52.58	0.24	0.07	«	«
20	14/1	46.24	«	1.18	0.86	0.20	«	51.44	0.08	Н.о.	«	«
21	15	41.49	«	6.06	0.47	0.19	«	51.75	0.05	«	«	«
22	16	45.26	«	1.29	1.72	0.22	«	51.31	0.19	«	«	«
23	17/1. темно-зеленый	48.04	«	1.52	6.79	0.55	0.14	42.05	0.12	0.80	«	«
24	17/2. светло-зеленый	49.09	«	1.58	4.40	0.20	0.09	43.98	0.07	0.58	«	«
25	17/3. бесцветный	44.97	«	3.40	0.35	0.47	Н.о.	50.78	0.03	Н.о.	«	«
26	17/4. зеленый	41.31	«	Н.о.	8.31	0.22	0.12	49.25	0.28	0.51	«	«
27	8/1. темно-зеленый	45.41	«	1.58	8.17	1.77	0.14	42.18	0.15	0.61	«	«
28	18/2. светло-зеленый	42.30	«	1.65	6.38	0.24	0.10	48.69	0.19	0.45	«	«
29	18/3, светло-зеленый	40.14	«	3.26	6.38	0.07	0.09	49.59	0.21	0.20	«	0.06
30	19/1, светло-зеленый	44.31	«	Н.о.	2.47	0.31	Н.о.	52.64	0.28	«	«	Н.о.
31	19/2, зеленый	56.06	«	2.41	5.38	0.29	0.14	25.97	0.14	9.59	0.02	«
32	20/1	47.25	0.84	14.39	10.39	0.06	0.13	16.50	0.03	9.91	0.01	0.48
33	20/2	51.42	0.25	30.28	1.07	Н.о.	0.02	3.58	Н.о.	12.83	0.40	0.15
34	20/3	46.31	0.89	14.59	10.36	0.05	0.12	17.81	0.02	9.36	0.02	0.48

Примечание. Данные рентгенофлюоресцентного анализа, приведенные к 100 %. Объекты: 1—3, 8, 9, 12—17, 19—23 — дуниты оруденелые; 4—7, 10, 11, 18 — гарцбургиты оруденелые; 24—29 — дуниты; 30, 31 — вебстериты; 32—34 — актинолититы. Минералы: 1—30 — серпентин и серпентинизированный оливин; 31, 32, 34 — амфиболы; 33 — плагиоклаз. H.о. — не обнаружено.

Дуниты оруденелые: серпентин бесцветный — (Mg_7.92‒8(Fe,Ni)_0‒0.08)₈[Si₄O₁₀](OH)₈; серпентин светло-зеленый — (Mg_7.84‒8Fe_0‒0.16)₈[Si₄O₁₀] (OH)₈; серпентин зеленый — (Mg_7.76‒7.84Fe_0.16Ni_0‒0.08)₈ [Si₄O₁₀](OH)₈; серпентин темно-зеленый — (Mg_7.84‒8Fe_0‒0.16)₈[Si₄O₁₀](OH)₈; серпентин ^{черный — (Mg}7.76‒7.84^Fe0.08‒0.16 Ni 0‒0.02 ) 8 [Si 4 O 10 ] (OH) 8.

Приведенные данные показывают, что в исследуемых оруденелых дунитах и гарцбургшитах оливин и развивающийся по нему серпентин характеризуются повышенной магнезиальнос-тью, что свидетельствует о хороших перспективах хромитоносности fiнъя-гинского участка.

Прямым критерием продуктивности может служить определенное нами валовое содержание Cr₂O₃ в оруденелых дунитах и гарцбургитах. Как было отмечено выше, по этому показателю 24

упомянутые породы можно подразделить на две группы — бедно и богато оруденелых с диапазонами варьирования содержания Cr2O3 соответственно 17—20 и 20—32 мас. %. Сопоставление полученных нами данных с данными ранее изученных перспективных проявлений Войкаро-Сынинского массива [11] показывает, что fiнъягинский участок по качеству своих руд значительно превосходит проявление Лёкхойлин-ское Западное, несколько уступает проявлению Лёкхойлинскому и близок к Кершорскому, наиболее перспективному по запасам из всех известных к настоящему времени на массиве рудо-проявлений.

Хромшпинелиды как индикатор рудоносности

В целях изучения хромшпинелидов часть вещества штуфных проб была подвергнута ручному дроблению с последующим ситованием, отмучиванием полученных протолочек, разделением их в бромоформе на тяжёлую и лёгкую фракции. Из результатов взвешивания этих фракций следует, что в оруденелых породах содержание тяжелой фракции, в значительной степени состоящей из хромшпинелидов, колеблется от 57 до 89 % веса отмученной протолочки. При этом было обнаружено, что в дунитах содержание тяжелой фракции варьируется в пределах 63— 89, составляя в среднем 75.3 %, а в гарцбургитах в пределах 57—78 при среднем 69.5 %. Следовательно, наши данные вполне подтверждают известный факт наибольшей оруденелости именно дунитов. Xромшпинелиды в исследованных горных породах и рудах в основном представлены идиоморфными кристаллами размером до 1 мм преимущественно октаэдрического габитуса без явных признаков эпигенетиче-

ских изменений. Данные рентгеновской дифрактометрии характеризуют эти минералы как в основном смесь хромита FeCr2O4 и магнохромита MgCr2O4. Aнализ их химического состава, проведенный на отдельных зернах и малых мономинеральных навесках рентгенофлюоресцентным методом, показал, что исследуемые минералы действительно являются железомагнезиальными, высокохромистыми, с относительно небольшой примесью титана (табл. 4). Примечательно, что ни в одном случае мы не обнаружили примеси цинка, который является эффективным индикатором наиболее поздних эпигенетических изменений хромшпи-нелидов [14, 15].

Согласно результатам корреляционного математического анализа, химизм исследуемых минералов определяется сильными прямыми корреляционными связями: положительными между Al и Cr (r = 0.62), Al и Ti (r = 0.80), Cr и Ti (r = 0.64) и отрицательными между Mg и Fe (r = ‒0.60), Mg и Cr (r = ‒0.75), Mg и Al (r = ‒0.64). Все это хорошо совпадает с тенденциями изменения состава хромшпинелидов в относительно мало затронутых метаморфизмом полярноуральских хромитовых рудах глиноземистого магнезиального типа [16].

Пересчет полученных данных на эмпирические формулы минералов производился после исключения компонентов загрязняющих хромшпинелиды ксеноминеральных примесей (форстерита, серпентинов). Согласно результатам вычислений, все исследованные нами хром-шпинелиды являются преимущественно магнезиальными и вы- сокохромистыми, но при этом несколько различными в зависимости от вмещающей породы. Xромшпинелиды из оруденелых гарцбургитов отличаются заметно большей магнезиальностью и железистостью по Fe3+, но несколько меньшей хромистостью: гарцбургиты — (Mg0.73Fe0.27)(Cr1.32Al0.40Fe0.27 Ti0.01)2O4; дуниты — (Mg0.60Fe0.40) (Cr1.46Al0.42Fe0.11Ti0.01)2O4. Таким образом, получается, что статистически оруденение в дунитах в сравнении с гарцбургитами обусловлено менее магнезиальными, но более хромиc-тыми шпинелидами, как это обычно и выявляется на перспективных хромитоносных площадях Полярного Урала [11, 18].

По своему минальному составу (табл. 5) изученные нами хромшпине-лиды могут быть подразделены на шпи-неле-хромиты, шпинеле-хромито-маг-нохромиты, шпинеле-магнохромито-хромиты, магнохромито-шпинели, маг-нетито-шпинеле-магнохромиты и шпи-неле-магнетито-магнохромиты. По частоте встречаемости резко преобладают (около 80 %) первые три разновид-

Таблица 4

Химический состав хромшпинелидов из исследованных горных пород и хромитовых руд, мас. %

№ пробы	Компоненты						Формулы
№ пробы	SiO₂	TiO₂	А1₂0з	Fe₂O₃	Сг₂О₃	MgO	Формулы
1	11.20	0.21	8.10	16.20	47.28	17.02	(Mgo 5sFe₀ 42)(Ci^-] sjAlojgFeoo? 11001)204
2	8.93	0.19	8.51	17.24	47.35	17.78	(MgoesFeo зоКСГ] 43 А1_о jsFeoisTio 01)204
3	8.95	0.18	8.84	16.18	48.77	17.08	(Mgo64Fe_o зб)(СГ] ₁₂Al_o.4oFeo47110 01)204
4	15.30	0.14	7.11	13.22	38.63	25.61	(Mgo goFeo одХСГ] ₂₅A1_O 3₅Fe₀ з₂)₂О₄
5	11.61	0.14	7.67	16.65	44.76	19.17	(Mg₀ 55FCo 4s)(Crj ₅₂A1_{O 3}gFe₀ 09 )гО₄
6	12.05	0.21	8.68	14.20	43.31	21.55	(Mgo 8iFe₀дэХСГ] ₃₅Alo4iFeo2311001)204
7	10.72	0.19	9.25	16.21	44.98	18.66	(Mgo osF e_{0 32})(Cr j 4_OA1_o 43F e₀ j oTio 01 №4
8	17.34	0.13	8.61	16.60	39.45	17.87	(Mgo gsFeo 55)(Or] 4sA1₀ ₄₈Fe₀ 04)204
9	14.27	0.17	8.46	14.40	44.16	18.53	(Mgo 5sFeo 4₂)(Crj ₅₁Al_{O 43}Feo o5Tio 01)204
10	13.53	0.20	7.17	17.61	41.06	20.43	(Mgo ?4ре₀ 2б)(СГ] ₃₅Alo.35Feo₂911001)204
И	14.60	0.15	7.26	17.53	41.91	18.56	(Mgo ззРеолзХСГ] 45AI0 jgFeojoTiooihOg
12	12.18	0.19	8.51	16.23	46.56	16.33	(Mgo 52ре₀ 4₈)(СГ] 5₄A1_{O 42}Fe₀ osTio 01)204
14	8.93	0.27	10.99	16.36	47.80	15.66	(Mgo 5бРе₀44)(СГ] ₄₆A1_o 5₀Fe₀03 1 iooibOg
16	8.39	0.28	11.35	16.34	47.98	15.65	(Mgo 57Feo43)(Cr₁4₄Al_O5₁Feoo4Tio 01)204

Примечание. Данные рентгенофлюоресцентного анализа, приведенные к 100 %. CaO, K₂O в образцах не обнаружены.

ности. При этом среди дунитовых хром-шпинелидов наиболее часто встречаются шинеле-хромиты и шпинеле-хро-мито-магнохромиты, а среди гарцбургитовых хромшпинелидов — шпинеле-магнохромито-хромиты.

Типоморфизм исследуемых хром-шпинелидов оценивался с помощью нескольких наиболее известных диаграмм. Hа диаграмме H. В. Павлова (рис. 3) видно, что примерно 50 % фигуративных точек исследованных нами хромшпинелидов попадает в поля магнезиальных и железистых хромитов и субферрихромитов. Около 30 % точек приходится на поля магнезиальных и железистых алюмохромитов и субфер-риалюмохромитов. Остальные точки неравномерно распределяются между полями магносубферрисубалюмохро-митов и магнезиальных субферрису-балюмохромитов (около 15 %), а также магнезиальных субалюмоферрих-ромитов (около 7 %). Сравнение полученных нами результатов с генеральной базой данных по акцессорным и рудным хромшпинелидам в основных альпинотипных массивах на Урале [17]

Минальный состав хромшпинелидов из горных пород и хромитовых руд, мол. %

Таблица 5

Миналы

Пробы

	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	14	16
Магнохромит MgCr₂O₄	38.5	49.0	44.0	64.0	35.5	60.5	46.5	21.0	36.5	56.5	39.0	31.0	32.0	31.5
Хромит FeCr₂O₄	38.0	22.5	12.0	—	40.5	7.0	23.5	23.5	39.0	11.0	33.5	46.0	42.0	40.5
Ульвит Fe₂TiO₄	1.0	1.0	1.0	—	—	1.0	1.0	—	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0
Шпинель MgAl₂O₄	19.5	19.0	20.0	17.5	19.5	20.5	21.5	24.0	21.5	17.5	19.0	21.0	25.0	25.5
Магнетит FeFe₂O₄	3.0	8.5	23.0	4.0	4.5	11.0	7.5	2.0	2.0	14.0	7.5	1.0	1.0	1.5
Магноферрит MgFe₂O₄	—	—	—	14.5	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—

Рис. 3. Классификация рудных хромшпинелидов fiнъягинского участка на основе диаграммы H. В. Павлова [19—21].

Поля разновидностей на треугольнике: 1 — хромит, 2 — субферрихромит, 3 — алюмохро-мит, 4 — субферриалюмохромит, 5 — субферрисубалюмохромит, 6 — субалюмоферрихро-мит, 7 — феррохромит, 8 — хромпикотит, 9 — субферрихромпикотит, 10 —cубалюмо-хроммагнетит, 11 — хроммагнетит, 12 — пикотит, 13 — магнетит. Разновидности хромш-пинелидов по формульным коэффициентам ионов Fe2+: магно (0—2), магнезиальные (2—4), железистые (4—6), ферро (6—8). Черные точки — результаты исследований

приводит к следующему заключению. Рудные минералы, во-первых, отличаются гораздо большей хромистостью, чем акцессорные хромшпинелиды, а во-вторых, отвечают наиболее высо-кохромистым рудным хромшпинели-дам, выявленным не только на Кемпир-сайском, Сыумкеуском и Войкаро-Сы-нинском массивах, но и на наиболее перспективном на Полярном Урале в отношении хромитоносности Райизс-ком массиве. Hа диаграмме состава «первично-вторичных» хромшпине-лидов [22] точки изученных нами минералов группируются вблизи или в пределах поля метасоматически измененных ультрабазитов. Hа диаграмме генетических групп хромшпинелидов по Р. Митчеллу около 85 % точек тех же минералов приходится на поле ксеногенных хромшпинелидов. Hаконец, на диаграмме A. Панеяху видно, что лишь по одной фигуративной точке наших минералов попадает в поля неизмененных мантийных перидотитовых ксенолитов и альпинотипных ультрабазитов. Все остальные точки располагаются за пределами полей состава неизмененных первичных хромш-пинелидов.

Таким образом, проведенный анализ показал, что хромшпинелиды с fiнъягинского участка могут быть в целом определены как в основном вторичные или ксеногенные (т. е. руд- 26

ные) магнезиально-железистые хромиты и алюмохромиты из метасоматически измененных ультраосновных пород преимущественно перидотитового состава, не претерпевшие поздних эпигенетических изменений, сильно ухудшающих качество хромитовых руд.

Как известно, на территории Республики Коми промышленно кондиционными считаются месторождения с телами хромититов мощностью до 3 м, в которых валовое содержание Cr2O3 превышает 25 мас. %, а среднее содержание Cr2O3 в собственно хромшпине-лидах составляет в среднем около 48 мас. %. Обнаружено, что хромшпи-нелиды в таких рудах обеспечивают возможность получения концентратов с содержанием 48—52.5 мас. % Cr2O3. Очевидно, что все упомянутые кондиции вполне приложимы и к исследованному нами fiнъягинскому участку, который можно рассматривать как важный резерв для наращивания ресурсов и запасов хромого сырья как в рамках Кечьпельского рудного поля, так и в масштабе всего Войкаро-Сынинского массива.

Список литературы Минералого-геохимические особенности хромитовых руд на Юнъягинском участке Войкаро-Сынинского массива (Полярный Урал)

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).
Перьфильев А. С., Руженцев С. В. Структурное положение габбро-гипербазитовых комплексов в складчатых поясах//Геотектоника, 1973. № 3. С. 14-26.
Перевозчиков Б. В., Плотников А. В. Тектоническая позиция хромитоносных ультрабазитов Полярного Урала//Проблемы минералогии, петрографии и минералогии: Труды научных чтений памяти П. Н. Чирвинского. Вып. 11. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 2008. С. 195-200.
Ремизов Д. Н. Островодужная система Полярного Урала (петрология и эволюция глубинных зон). Екатеринбург: УрО РАН, 2006. 221 с.
Перевозчиков Б. В., Попов И. И., Овечкин А. М. и др. Региональный прогноз хромитоносности Полярного Урала//Проблемы минералогии, петрографии и минералогии: Труды научных чтений памяти П. Н. Чирвинского. Вып. 1. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 1999. С. 170-180.

Статья