CC BY
85
ХРОМНТИТЫ И ХРОМШПИНЕЛИДЫ НА УЧАСТКЕ КЕЧЬПЕЛЬСКИН-1 В СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ВОНКАРО-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 ультрабазита-ми 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 габбро-идами кэршорского комплекса на сложнодислоцированные вулканогенно -осадочные образования молюд-шорской свиты (02_3—В?т). В составе райизско-войкарского мегакомплекса различаются гарцбургитовый и дунит-гарцбургитовый структурно -вещественные комплексы (СВК). Исследованный нами участок Кечьпель-ский-1 относится к дунит-гарцбурги-
Выпускница СыктГУ И. С. Таскаева
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-1 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-линзовидная, 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-
симость состава рудных хромшпинелидов от вмещающих их пород. Рудные тела, залегающие среди дунитов, наиболее богаты хромом, будучи сложенными, как правило, высокохромистыми шпинелидами. Метаморфизм руд на рассматриваемом участке оценивается как слабый до среднего.
Минералогопетрографическая характеристика горных пород и хромитовых руд
На участке Кечьпельский-1 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
Рис. 1. Геологическое строение Хойлинско-Лагортинского рудного узла (оконтурен жирной черной линией). Участок Кечьпельский-1 обозначен зеленой рамкой. По материалам АООТ ПУГГК, 1999
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 Юнъягинского 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 Сг203 в без-рудных горных породах не превышает 1 мас. %. При переходе к орудене-лым 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-1 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 -полос -чатые и массивные.
Дуниты — в основном массивные горные породы, светло- и темно-зеле-
Рис. 3. Общий вид и микростроение безрудных дуни-тов (а—е), ортопироксенита (ж, з), метадолерита (и, к). Минералы: 01 — оливин, 8гр — серпентины, СМ — хлорит, 8р — хромшпинелиды. Здесь и ниже изображения в режиме николи X
E?EWE_?EWE?EQE?&
ного цвета (рис. 3, а—е). Имеют гипи-диоморфнозернистую 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 панидиоморфнозер-нистую 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 ультрабази-тов 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 анти-горита; 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) коррелирует-ся с «бруситовым», а второй — с «сер-пентиновыми» 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 эф -фекта к исходной массе образца, подвергнутого нагреванию. Результаты проведенных нами экспериментов
X В& ! +Э АА
Рис. 4. Общий вид и микростроение хромититов серпентин-хлоритизированных редковкрапленных (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 Сг203 в дуни-тах 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-
1.6 1.4 -1.2 -
У 1.0
0>
I 0.8 -
I
•<5
Ь 0.6 0.4 0.2
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(М^ 95 Ре0 05)[8Ю4] + 0.02ХРМ; оливин светло-желтый — 0.88М^ 91[БЮ4] + 0.12ХРМ; то же — 0.93(М^ 91Ре001
Рис. 6. Корреляция результатов термического анализа с хромитоносностью горных пород и руд: 1 — дуниты, гарцбурги-ты, пироксениты; 2 — хромититы редко-вкрапленные; 3 — хромититы густовкрапленные; 4 — хромититы массивные
1 1 5 10 1 1 1 15 20 25 —1 1 г 30 35 40
1 2 3 4
0.98(М£1.92ре0.07(Мй,№)0.02)2.01[^04] +
0.02ХРМ; то же — 0.96(М^ 84 Ре0 07
% Сг2Оэ
М10 01)1 93[Б104] + 0.07ХРМ; то же — 0.97^^0.01)1.69^04] + 0.03ХРМ;
то же - 0-97^1.95Ре0.05№0.01)2.01
[БЮ4] + 0.03ХРМ; оливин зеленый —
2Ре0.и/ ' '
. ре0
№N1)0.0^0.01)1.93^104] + 0.04ХРМ; оливин пегий — 0.80(М^ 88Ре0 11 №0 01)1 93[8Ю4] + 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 Сг203, варьирующая в пределах 0.65—2.5 мас. %, что вполне соответствует составу хромсодержащих хлоритов в метаморфизо-ванных хромитовых рудах [14] и в апо-ультрабазитовых метасоматитах [15]. Вычисленные эмпирические формулы хромсодержашего хлорита с Кечьпельского участка имеют следующий вид: хромититы редковкрапленные
(М§4.94Ре0.05)4.99(Сг0.08А10.93)1.01 [^13.33
А1067010](0Н)6; хромититы пятнис-
то-полосчатые (М^4 93Бе0 07)5(Сг0 13
А10.86)0.99[^і3.01А10.99О10](ОН)6; хроми-
титы густовкрапленные (М^4 95Бе0 05
^0.01)5.01(Сг0.11А10.89)[^2.72А11.28О10]
(ОН)б.
Непосредственным критерием продуктивности на хромитовые руды является, разумеется, валовое содержание Сг2О3 в хромититах (табл. 1). Согласно этим данным, исследованные нами хромититы в направлении от редковкрапленных к массивным демонстрируют практически непрерывный тренд содержания Сг2О3 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. Холо-повым для Юнъягинского участка (рис. 7), приводит к следующему заключению. Кечьпельский-1 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-1 участок по сравнению с Юньягинским характеризуется гораздо большим размахом колебаний хро-митосодержания.
Состав и свойства хромшпинелидов
Фазовая диагностика хромшпи-нелидов осуществлялась рентгенодифракционным методом. По полученным результатам с использованием программы ИШТСБЬЬ (Интернет-база WWW-MИНКPИСT) был рассчитан параметр элементарной ячейки этих минералов (ао ± 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
БеСг2О4 и магнохромита М^Сг2О4. 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-1 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. ею, ТЮ, А1,0, Ре,О, Сг,От МпО М§0 N10 СаО БгО К90 РА
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 Сг2О3 в хромититах на Кечпельском-1 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 неоруд енелые; 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-1 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. %
Нормативные минералы
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
3393-21 100 Нет Нет Нет Нет Гарцбургит
5148 94.74 5.26 « « « 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 средневкраиленный
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. %
№ обр. Компоненты
БЮ, | ТЮ, А1,0, | Ре,О, | 0,0, М80 | N¡0
Формулы (2=1)
Участок Юнъягинский [91
1 ХРМ-1 11.20 0.21 8.10 16.20 47.28 17.02 Не обн. (^Е0.58рЄ0.42)(Сг1.5зА10 39Ре0 07ТІ0 О1)204
2 ХРМ-2 8.93 0.19 8.51 17.24 47.35 17.78 « (М80.68Ре0.32)(Сг,4зА10.з8Ре0,8ТІ0.01)2О4
3 ХРМ-3 8.95 0.18 8.84 16.18 48.77 17.08 « (М80.64Ре0.з6)(Сги2А10.40Ре0.47ТІ0.0І)2О4
4 ХРМ-4 15.30 0.14 7.11 13.22 38.63 25.61 « (^§0.9бГЄ0.04)(СГі 25А10 35РЄ0 37)204
5 ХРМ-5 11.61 0.14 7.67 16.65 44.76 19.17 « (М§0.55р'Є0.45)(СГі 52А10 39Ре0 09)2О4
6 ХРМ-6 12.05 0.21 8.68 14.20 43.31 21.55 « (М8о.8 1 Ре0 1 ,)(СГ| 35-А10 41 Ре0 23ТІ0 0|)204
7 ХРМ-7 10.72 0.19 9.25 16.21 44.98 18.66 « (М80.68Ре0.з2)(Сг|.40А10.4зРе0,6Т10.0|)2О4
8 ХРМ-8 17.34 0.13 8.61 16.60 39.45 17.87 « (^80.45рЄо.55)(СГі 48А1„ 48Ре0 04)2О4
9 ХРМ-9 14.27 0.17 8.46 14.40 44.16 18.53 « (^80.58рЄ0 42)(СГі 5|А10 4зРе0 05ТІ0 оі)204
10 ХРМ-10 13.53 0.20 7.17 17.61 41.06 20.43 « (М8о 74Ре0 26)(Сг, з5А10 35Ре0 29ТІ0 оі)204
11 ХРМ-11 14.60 0.15 7.26 17.53 41.91 18.56 « (М80.58Рє0,42)(Сг1,45А10.38Рє0,6ТІ0,01)2О4
12 ХРМ-12 12.18 0.19 8.51 16.23 46.56 16.33 « (М80.52Ре0.48)(Сг154А1042Ре0 03Ті001)2О4
13 ХРМ-14 8.93 0.27 10.99 16.36 47.80 15.66 « (М&.56Ре0.44) (Сг, ,4бА1050Ре003Ті00|)2О4
14 ХРМ-16 8.39 0.28 11.35 16.34 47.98 15.65 « (Мй, л7^еп)(Сг 44А1П ^ір0(і п4Тіп іи ),Од
Участок Кечьпельский-1
15 008-6 13.67 0.13 9.11 17.76 37.21 22.07 0.05 (М& 29Ре0 67)0 96(Сґ| 49 А1054)2 03О4
16 6104-1 11.62 0.32 10.36 23.21 35.93 18.48 0.08 (М80.з5ре0,бо)о,95(СГ[.цАІо,9іТІ0 01)2.0304
17 3391-3 7.22 0.18 7.86 19.02 50.00 15.65 0.07 (М8о 38Ре0 59)0 97(СГ] 64А10 38)2 02О4
18 3388-2 10.87 0.30 17.85 18.49 32.45 19.92 0.12 (М8о.38Ре0 58)0 96(СГ! 55 А10 48)2 03О4
19 5165 7.83 0.24 9.79 18.49 47.01 18.49 0.08 (М8о 3,РЄ() ^5)0 97(СГ| 08 А109зТі001)2О4
20 5267 9.76 0.28 18.84 20.61 32.32 18.05 0.14 (М§0.2іРЄ0.8з)і.04(Сг1.з6 А10.58ТЇ0_01), 9504
Примечание. Данные приведены к 100 %.
Минальный состав хромшпинелидов, мол. %
Т а б л и ц а 4
Миналы
№ п/п № обр. Магнохромит М8Сг,Од Хромит РеСг,04 Ульвит Ре,Ті04 Шпинель М8А1,04 Герцинит РеА1,Од Магнетит РеРе,Од Магноферрит М8Ре,Од
Участок Юнъягинский [91
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-1, так и Юньягинского участков.
На диаграмме состава первичных хромшпинелидов по А. Панеяху (рис. 8) практически все фигуративые точки состава хромшпинелидов с Кечьпельского-1 участка, как и большинство точек состава хромшпинелидов с Юнъягинского участка, приходятся на поле альпинотипных ультра-базитов. Кроме того, из диаграммы следует, что хромшпинелиды на соседних участках — Юнъягинском и исследованном нами Кечьпельском-1 — 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 желези-стости с увеличением относительной хромистости. Это соответствует главному тренду изменения состава хромшпинелидов в гипербазитах офиоли-товых ассоциаций [19].
На диаграмме состава первичновторичных хромшпинелидов (рис. 10) видно, что около 70 % точек исследо-
АГ Fe
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 — субалюмохроммагнетит, 11 — хроммагнетит, 12 — пикотит, 13 — магнетит
* Cr/(Cr+AI+Fe")
J------1-----1-----1----1-----1-----1-----1-----1-----1
0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9
Рис. 9. Диаграмма состава первичных хромшпинелидов по А. Панеяху (с исправлениями). Поля минералов из перидотитовых ксенолитов в кимберлитах и щелочных базитах (1), альпинотипных ультрабазитов (2), концентрически-зональных ультра-
базитов (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)
80 60 40 20
l00Mg/(Mg+Fe)
Рис. 10. Диаграмма состава первично -вто -ричных хромшпинелидов по Rewiews in Mineralogy, 1991. Поля отвечают хромшпи-нелидам из кимберлитов (1), альпинотипных ультрабазитов (2), зон трещиноватости в офиолитовых массивах (3), метамор-физованных (4) и метасоматически измененных (5)ультрабазитов
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 желе-зистости 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 ультраба-зитам; 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-1. При этом в результате сопоставления полученных данных с более ранними данными по Юньягинскому 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.
Литература
1. Савельев А. А., Савельева Г. Н. Офиолиты Войкаро-Сынинского масси-
‘ВеанНии, июль, 2010 г., № 7
ва // Геотектоника, 1977. № 6. С. 46—50. 2. Савельева Г. Н. Альпинотипные гипер-базиты Войкаро-Сынинского массива (Полярный Урал) // Генезис ультрабази-тов и связанного с ними оруденения. Свердловск, 1977. С. 3—7. 3. 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). 4. Савельев А. А. Ультрабазит-габбровые формации в структуре офио-литов Войкаро-Сынинского массива (Полярный Урал) // Геотектоника, 1997. № 1. С. 45—58. 5. Петрология и метаморфизм древних офиолитов (на примере Полярного Урала и Западного Саяна). Новосибирск: Наука, 1977. 219 с. 6. Sharma М., WasserburgG. J., Papanastassion D. A. et al. High 143Nd/144Nd in exstremly depleted mantle rocks // Eagth and Planet. Sci. Lett., 1955. V. 135. P. 101-114. 7. Перевозчиков Б. В. Закономерности локализации хромитового оруденения в альпи-нотипных гипербазитах (на примере Урала). М., 1995. 46 с. (Геология, методы поисков, разведки и оценки месторождений полезных ископаемых: Обзор АОЗТ «Геоинформмарк», вып. 7). 8. Перевозчиков Б. В., Овечкин А. М., Попов И. И. Типоморфные черты хромитового оруденения глиноземистого магнезиального типа Войкаро-Сынинского массива // Проблемы минералогии, петрографии и минералогии: Труды научных чтений памяти П. Н. Чирвинского. Вып. 6. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 2004. С. 135—146. 9. Холопов И. А. Минералогогеохимические особенности хромитовых руд на Юнъягинском участке Войкаро-Сынинского массива (Полярный Урал)
// Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН, 2010. № 1. С. 20—27. 10. Скрипниченко В. А. Различие процессов серпентинизации в гипербазитах и кимбелитах // Минералогический журнал, 1989. Т. 11. № 5. С. 89—93. 11. Макеев А. Б., Брянчанинова Н. И., Модянова Г. Н. Особенности серпентинизации уль-траосновных пород массива Рай-Из // Минералы и минералообразование. Сыктывкар, 1985. С. 80—86. 12. Рудашев-ский Н. С., Авдонцев С. Н. Химический состав сосуществующих оливина и хромш-пинелидов ультрамафитовых формаций // Геология рудных месторождений, 1987. № 1. С. 101—105. 13. Брянчанинова Н. И. Состав породообразующих силикатов ультрабазитовых массивов Полярного Урала // Минералогия рудоносных территорий Европейского Северо-Востока СССР. Сыктывкар, 1987. С. 38—46. 14. Иванов О. К. Минеральные ассоциации Сарановского хромитового месторождения (Урал). Екатеринбург: Изд-во УГГГА, 1997. 123 с. 15. Спиридонов Э. М., Плетнев П. А., Перелыгина Е. В., Рапопорт М. С. Геология и минералогия месторождения медистого золота Золотая гора (Ка-рабашское), Средний Урал. М.: Изд-во МГУ, 1997. 192 с. 16. Павлов Н. В, Кравченко Г. Г., Чупрынина И. И. Хромиты Кемперсайского плутона. М.: Наука, 1968. 178 с. 17. Павлов Н. В., Григорьев И. И. Месторождения хрома // Рудные месторождения СССР. М.: Недра, 1974. Т. 1.
С. 168—220. 18. Макеев А Б., Брянчанинова Н. И. Топоминералогия ультрабазитов Полярного Урала. СПб: Наука, 1999. 252 с. 19. Панеях Н. А. Эволюция состава шпинели в гипербазитах // Минералогический журнал, 1084. Т. 6. № 1. С. 17—23.
