WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Хромитоносность гипербазитовых массивов Южного Урала

Автореферат докторской диссертации

 

На правах рукописи

САВЕЛЬЕВ Дмитрий Евгеньевич

ХРОМИТОНОСНОСТЬ ГИПЕРБАЗИТОВЫХ МАССИВОВ

 ЮЖНОГО УРАЛА

 

Специальность 25.00.11 – Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

 

 

ПЕРМЬ 2012


Работа выполнена в Институте геологии Уфимского научного центра РАН

Научный консультант

Сначёв Владимир Иванович

доктор геолого-минералогических наук, профессор

Официальные оппоненты:

Дергачев Александр Лукич

доктор геолого-минералогических наук

(Московский государственный университет, доцент, г. Москва)

Кисин Александр Юрьевич

доктор геолого-минералогических наук

(Институт геологии и геохимии им.А.Н.Заварицкого Уральского отделения РАН, заведующий лабораторией, г. Екатеринбург)

Чайковский Илья Иванович

доктор геолого-минералогических наук

(Горный институт Уральского отделения РАН, заведующий лабораторией, г. Пермь)

Ведущая организация: Институт минералогии Уральского отделения РАН

(г. Миасс)

Защита состоится 24 мая 2012 года в 1330 часов на заседании диссертационного совета Д 212.189.01 при Пермском государственном национальном исследовательском университете, по адресу: 614990, г.Пермь, ул.Букирева, 15. корпус 1, этаж 4, зал заседаний ученого совета.

Факс: (342)239-68-32; е-mail: geophysic@psu.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Пермского государственного национального исследовательского университета

Автореферат разослан «___» ____________ 2012 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 212.189.01

доктор технических наук, профессор                                                           В.А. Гершанок

Введение

Актуальность темы диссертации. В настоящее время отсутствует единая концепция образования месторождений хрома в ультрабазитах складчатых поясов. На протяжении нескольких десятилетий вопросы генезиса ультрабазитов и связанных с ними месторождений были в центре внимания большого числа отечественных и зарубежных геологов, но несмотря на это, ни одна из предложенных гипотез не стала общепринятой.

Исследования соискателя направлены на разработку теоретических основ формирования месторождений хрома в массивах ультрабазитов складчатых поясов, а также на выявление закономерностей их размещения в пределах крупных геотектонических структур. В работе предложена реститово-метаморфогенная модель образования хромитовых концентраций, реализующаяся в условиях высокотемпературного декомпрессионного подъема вещества верхней мантии и последующих деформаций в условиях сжатия.

Актуальность работы определяется необходимостью разработки научно-обоснованных критериев поиска хромового оруденения. Южный Урал является классическим районом развития офиолитовых (альпинотипных) гипербазитов, здесь расположены крупнейшие в мире месторождения хрома, связанные с массивами данного формационного типа. Вместе с тем, сегодня в России как никогда остро стоит проблема создания собственной минерально-сырьевой базы хрома, поскольку упомянутые месторождения находятся на территории сопредельного Казахстана. Резкий дефицит товарных руд в России делает актуальным постановку вопроса о вовлечении в разработку объектов «бедновкрапленного типа», которые имеют широкое распространение на Южном Урале, а также их комплексного использования.

Цель работы - определение генезиса хромового оруденения, связанного с гипербазитовыми массивами офиолитовой ассоциации. Для ее достижения необходимо было решить следующие задачи: 1) обобщить имеющийся материал по геологии и петрогеохимии ультрабазитов региона; 2) проанализировать данные по хромитоносности отдельных массивов, строению рудных тел, соотношению оруденения со структурным планом вмещающих пород; 3) определить условия образования хромититов по комплексу геологических, петрографических, геохимических признаков, сопоставить их с результатами экспериментального изучения гипербазитов и моделирования; 4) провести типизацию месторождений хрома на генетической основе.

Фактический материал и методика исследований. Работа является результатом исследований гипербазитовых массивов Южного Урала, проведенных автором в лаборатории рудных месторождений Института геологии Уфимского научного центра РАН в период с 1995 по 2011 годы. В процессе полевых работ наиболее детально были изучены массивы Крака, Таловский, Миндякский, Муслюмовский и Наследницкий, в пределах которых было проведено геологическое картированиие в масштабе от 1:200000 до 1:50 000. Отдельные площади массивов Крака (Саксей-Ключевская, Апшакская, Мало-Башартовская) были закартированы в более крупном масштабе (1:25000 и 1:10000). Маршрутные пересечения с различной степенью детальности пройдены на большинстве массивов Южного Урала: Нуралинском, Калканском, Байгускаровском, Хабарнинском, Халиловском, Присакмарском, Катралинском, Акзигитовском, Татищевском, Варшавском, Верблюжьегорском, Аминевском, Сахаринском, Бикилярском, Касаргинском, Куликовском, Юшкадинском, Бирсинском, Малковском, Казбаевском, Уфалейском, Сугомакском и ряде более мелких.

Аналитическая база диссертации состоит из авторского и заимствованного фактического материала. Собственные петрогеохимические данные включают 700 силикатных и атомно-абсорбционных и 200 нейтронно-активационных анализов пород и руд, 350 микрозондовых анализов акцессорных и рудообразующих шпинелидов. Оценка качества хромовых руд проводилась при помощи атомно-абсорбционного анализа, а также на приборе «Спектроскан». Составы рудообразующих хромшпинелидов изучались также при помощи химического анализа монофракций. Аналитические исследования проведены преимущественно в лабораториях Института геологии Уфимского научного центра РАН (ИГ УНЦ РАН) и в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского (г. Москва). Заимствованные материалы включают в себя главным образом петрохимические данные (n = 1200) и данные о составе акцессорных хромшпинелидов (n = 280).

Личный вклад автора. Идея реститово-метаморфогенного механизма образования месторождений хрома в офиолитах принадлежит автору [12]. В разработках принимали участие сотрудники лаборатории рудных месторождений ИГ УНЦ РАН профессор, д.г.-м.н. В.И. Сначев, к.г.-м.н. Е.Н. Савельева и к.г.-м.н. Е.А. Бажин. Полевые исследования и обработка материалов выполнены автором. Материалы, представленные в диссертации, при отсутствии библиографических ссылок принадлежат автору.

Научная новизна работы заключается в следующем:

1) разработана реститово-метаморфогенная модель образования хромитовых концентраций в офиолитовых гипербазитах,

2) на основе разработанной генетической модели предложена классификация месторождений и рудопроявлений хрома,

3) существенно дополнены данные по геохимии ультрабазитов Южного Урала и ассоциирующихся с ними габброидов, включая петрогенные и примесные компоненты, редкоземельные элементы, состав акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов,

4) впервые для Южного Урала на основе термогравиметрического метода количественно оценена интенсивность метаморфизма ультрабазитов.

Практическая значимость, внедрение результатов.

1. Реститово-метаморфогенная модель хромитообразования позволяет типизировать месторождения по геодинамическим обстановкам рудообразования, прогнозировать морфологию тел и состав руд в зависимости от геологического строения массивов и их частей.

2. Соискателем неоднократно давались рекомендации по направлению поисковых работ в ходе изучения хромитоносности лицензированных участков массивов Крака (Апшакской, Хамитовской, Ключевской, Мало-Башартовской площадей) в сотрудничестве с ОАО "Башкиргеология", ООО "ГДК Хром", ООО "Уралметаллкомплект", ООО "Восток", что позволило оконтурить ряд новых рудопроявлений в пределах Апшакской и Хамитовской площадей, увязать в единую рудную зону участки III – VI месторождения Малый Башарт. Для ОАО «ГДК Хром» были подготовлено технико-экономическое обоснование по разведке месторождения Лактыбаш, а также даны рекомендации по рациональной схеме переработки вкрапленных руд и их комплексного использования.

3. Результаты, полученные автором в ходе работы над диссертацией, включены в ряд хоздоговорных и бюджетных отчетов: «Прогнозная оценка хромитоносности массивов Крака» (2000 г.), «Рудоносность северной части зоны Уралтау» (2003 г.), «Петрология и рудоносность габбро-гипербазитовых массивов Южного Урала» (2005 г.), а также использовались при геологическом доизучения листов М 1:1000000 (N-41) и М 1:200 000 (N-40-XVII, N-40-XXXIV; N-41-I, N-41-II, N-41-VII, N-41-XIII) совместно с ОАО «Челябинскгеосъемка», ООО «Геопоиск» и ОАО «Башкиргеология».

4. При участии автора были выявлены новые проявления хромовых руд в пределах Чемпаловского и Муслюмовского массивов Челябинской области.

Защищаемые положения:

1. Модель формирования месторождений хрома в офиолитах, предусматривающая ведущую роль высокотемпературного пластического течения рестита.

2. Стадийность образования хромититовых концентраций, включающая формирование линейно-плоскостных тел вкрапленных руд при декомпрессионном подъеме мантийного вещества и преобразование их в залежи массивных руд при субдукционном сжатии.

3. Особенности состава акцессорных и рудообразующих шпинелей в ультрабазитах, обусловленные геодинамической обстановкой образования массивов и характером пластического течения рестита, позволяют восстановить условия формирования месторождений хрома.

4. Перспективы хромитоносности, связанные с месторождениями бедновкрапленного типа, позволяют считать последние потенциальным источником сырья для хромовой промышленности.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации автором опубликовано 75 работ, из них 5 монографий, 24 статьи, включая 11 публикаций в рецензируемых журналах из перечня ВАК, таких как «Доклады Академии наук», «Вестник Московского университета», «Бюллетень МОИП», «Руды и металлы», а также материалы докладов на совещаниях различного ранга. Основные положения работы докладывались на V-VII Республиканских научно-практических конференциях: «Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана (г. Уфа, 2003, 2006, 2010 гг.), на X и XIII Чтениях А.Н. Заварицкого «Геология и металлогения ультрамафит-мафитовых и гранитоидных интрузивных ассоциаций складчатых областей» (2004 г.) и «Эндогенное оруденение в подвижных поясах» (2007 г.) в Екатеринбурге, III Международной конференции «Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения» в Качканаре (2009 г.), XXI Международной научной конференции «Фундаментальные проблемы геологии месторождений полезных ископаемых и металлогении» в МГУ (2010 г.), XI Всероссийском Петрографическом совещании в Екатеринбурге (2010 г.), VI-XVI школах «Металлогения древних и современных океанов» в Миассе (2000 – 2011 гг.)

Благодарности.Автор благодарен за постоянную помощь и поддержку своему научному консультанту, заведующему лабораторией Рудных месторождений Института геологии УНЦ РАН Владимиру Ивановичу Сначеву, а также сотрудникам лаборатории Е.Н. Савельевой, А.В. Сначёву и Е.А. Бажину. Автор признателен за полученную возможность участвовать в работах по изучению хромитоносности массивов Южного Урала А.Л. Чернову; директору ИГ УНЦ РАН член.-корр. РАН В.Н. Пучкову, Н.С. Кузнецову, В.М. Мосейчуку, руководству ОАО «Челябинскгеосъемка», ООО «Геопоиск», ООО «ГДК Хром», ООО «Восток», ООО «Уралметаллкомплект»; за сотрудничество на разных этапах работы - М.В. Рыкусу, А.Н. Грицуку, Т.Ф. Меньшиковой, Д.Г. Ширяеву, Р.А. Насибуллину, Ф.Р. Ардисламову, А.А. Малиновской, Р.Е. Николаеву.

Основная идея работы во многом опирается на фактический материал, полученный предшественниками (Кравченко, 1969; Москалева, 1974; Ефимов, 1984; Денисова, 1989; Савельева, 1987; Щербаков, 1990 и др.). Большое значение для формирования взглядов автора имело обсуждение различных аспектов генезиса гипербазитов и хромовых руд с В.Ю. Алимовым, А.И. Чернышовым, В.Б. Федосеевым, С.Е. Знаменским, Н.Е. Никольской, В.И. Николаевым, которым я выражаю огромную признательность. Обсуждение отдельных вопросов, затронутых в данной работе, проводилось при участии В.И. Старостина, В.В. Дистлера, Р.Н. Соболева, И.Б. Серавкина, А.М. Косарева, Д.Н. Салихова, А.А. Алексеева, Т.Т. Казанцевой, Н.Д. Сергеевой, С.Г. Ковалева, Е.Н. Горожаниной. Работа не могла состояться без аналитической базы, в формировании которой автору большую помощь оказали Д.Ю. Сапожников, Н.Е. Никольская, С.А. Ягудина, Н.Г. Христофорова, Т.И. Черникова, И.И. Кулыгин, Е.И. Чурин.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения. Объем работы составляет 409 страниц, она содержит 9 таблиц, 106 иллюстраций, список литературы включает 357 наименований. Защищаемые положения 1 и 2 раскрыты в главах 4 и 5, положение 3 - в главах 3 и 4, положение 4 – в главе 4.

Первая глава посвящена истории изучения ультрабазитовых массивов Южного Урала. Во второй главе рассмотрено геологическое строение наиболее крупных массивов региона и дана краткая петрографическая характеристика пород. В третьей главе рассматриваются геохимические особенности ультраосновных пород, состав акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов. Четвертая глава посвящена хромитоносности офиолитовых массивов Южного Урала и их мировых аналогов. В пятой главе изложена реститово-метаморфогенная модель образования хромовых руд.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

В геологическом строении складчатого пояса Южного Урала ультраосновные породы играют важную роль, слагаемые ими массивы занимают площадь около 10 тыс. кв. км. Тела ультрабазитов образуют несколько параллельных субмеридиональных поясов (рис. 1). Крайнее западное положение занимает Кракинско-Медногорский пояс ультрабазитов, приуроченный к Зилаиро-Сакмарской зоне. На юге он сочленяется с Главным гипербазитовым поясом Южного Урала, который на своем южном окончании заходит в Сакмарскую зону, а на северном продолжении полностью располагается внутри Вознесенско-Присакмарской (зона Главного Уральского разлома). В центральной части он может рассматриваться как совокупность двух параллельных поясов: западного, который представлен массивами лерцолитового типа (Нуралинский, Тарлауский, Миндякский), и восточного, в который входят массивы гарцбургитового типа (Аушкульский, Калканский, Байгускаровский, Ишкининский).

Вдоль восточной границы Магнитогорской мегазоны протягивается цепочка массивов гарцбургитового типа, объединяемая в Миасс-Куликовский пояс (Аминевский, Куликовский, Кацбахский). В пределах Восточно-Уральской мегазоны расположен пояс ультрабазитов, в который входят массивы, сложенные антигоритовыми апогарцбургитовыми серпентинитами – Успеновский, Татищевский, Варшавский, Верблюжьегорский и ряд более мелких.

Гипербазитовые массивы Южного Урала состоят обычно из двух неравномерных частей: ультрабазитовой и габброидной. Первая в значительной степени преобладает и состоит из чередующихся пород ряда лерцолит-гарцбургит-дунит. В зависимости от роли в строении массивов лерцолитов, выделяют массивы лерцолитового и гарцбургитового типов (Савельева, 1987).

Рис.1. Схема расположения гипербазитовых массивов в структуре Южного Урала (А) и их относительная хромитоносность (Б)

Составлена с использованием данных З.Р.Мазура (1961 г.), И.Д.Соболева, В.А.Прокина (1977), А.С.Варлакова (1978), И.Б.Серавкина, А.М.Косарева, Д.Н.Салихова и др. (1992), А.В.Тевелева и др. (2000, 2002), Н.С.Кузнецова, Е.А.Белгородского, Г.И.Водорезова, Ю.П.Бердюгина, М.Д.Тесаловского и др. Условные обозначения (А): 1- отложения чехла Восточно-Европейской платформы, 2 – комплексы палеоконтинентального типа, 3 –метаморфические комплексы, 4 – комплексы палеобассейнов. Римскими цифрами обозначены структурно-формационные зоны: I – Западно-Уральская зона линейной складчатости, II –Башкирский мегантиклинорий, III – Зилаирский мегасинклинорий, IV – Сакмарская зона, V – зона Уралтау, VI – Эбетинский антиклинорий, VII - Вишневогорско-Ильменогорский метаморфический комплекс, VIII - Магнитогорская мегазона, IX – Арамильско-Сухтелинская зона, X – Восточно-Уральское поднятие, XI – Восточно-Уральский прогиб, XII – Зауральское поднятие. Арабскими цифрами обозначены наиболее крупные ультрабазитовые массивы: 1 – Крака, 2 – Уфалейский, 3 – Таловский, 4 – Иткульский, 5 - Муслюмовский, 6 – Нуралинский, 7 – Казбаевский, 8 – Калканский, 9 – Миндякский, 10 – Куликовский, 11 – Татищевский, 12 – Верблюжьегорский, 13 – Варшавский, 14 - Присакмарский, 15 – Байгускаровский, 16 – Катралинский, 17 – Халиловский, 18 – Ишкининский, 19 – Хабарнинский, 20 – Кемпирсайский, 21 – Наследницкий, 22 – Шевченковский, 23 – Аккаргинский, 24 – Киембайский. Q – суммарное значение разведанных запасов и ресурсов хромовых руд в тыс. тонн, определенное по фондовым материалам

Лерцолитовые массивы имеют более простое строение, в них можно выделить почти однородные участки гарцбургит-лерцолитового состава и полосчатые дунит-гарцбургитовые комплексы линейно-плоскостного строения, которые чаще всего распространены по периферии первых и контактируют с габброидным комплексом, образование которого большинством исследователей трактуется как результат кристаллизации выплавки, извлеченной из первичного лерцолитового материала верхней мантии. Массивы гарцбургитового типа отличает, кроме их существенно гарцбургитового состава, наличие сетчатого и шлирово-полосчатого дунит-гарцбургитовых комплексов. Основным мотивом строения последних является наложение на первичную полосчатость эпигенетических дунитовых жил, образующих штокверки и обрамляющих крупные дунитовые обособления.

В строении массивов обоих типов отсутствует ритмичная фазовая и скрытая геохимическая расслоенность, но характерна метаморфическая полосчатость, обусловленная чередованием слоев гипербазитов с различными количественными соотношениями оливина, пироксенов и шпинелидов. В породах повсеместно развиты деформационные структуры, минеральная уплощенность и линейность. Габброидный комплекс может быть представлен или отдельными дифференцированными телами верлит-пироксенит-габбрового состава (обычно – на периферии мантийной части разреза), или развит в виде маломощных даек среди гарцбургитов и дунитов.

ПЕРВОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Модель формирования месторождений хрома в офиолитах, предусматривающая ведущую роль высокотемпературного пластического течения рестита [2, 3, 4, 8, 12, 18, 22, 24]

В настоящее время отсутствует единая концепция генезиса хромитовых концентраций в офиолитовых ультрабазитах, которая бы непротиворечиво объясняла все наблюдаемые в природе закономерности их строения. Большинство существующих гипотез можно разделить на две группы: а) магматические и б) метасоматические. В первом случае ведущая роль в образовании месторождений отводится внедрению рудно-силикатной магмы и обособлению рудных концентраций хромита при ее дифференциации (Кравченко, 1969; Соколов, 1948; Tayer, 1969; Ballhaus, 1998; Lago et al., 1982 и др.). Во второй группе гипотез основная роль в рудообразовании принадлежит процессам взаимодействия твердых ультрабазитов с флюидом или расплавом, при котором происходит изменение его состава от существенно пироксенового к оливиновому – «оливинизация», образование «дунитов замещения» (Москалева, 1974; Kelemen et al., 1995; Zhou et al., 1996 и др.).

Оба подхода сталкиваются с серьезными проблемами, из которых укажем только основные. Изучение большого числа месторождений хромовых руд в офиолитовых комплексах мира показывает, что хромититы и вмещающие их дуниты всегда обнаруживают большую мобильность по сравнению с окружающими перидотитами и в то же время не содержат высокотемпературных флюидных минералов, наличие которых подтверждало бы «остаточный» характер рудно-силикатной магмы. Вместе с тем, температура плавления рудоносной хромитит-дунитовой ассоциации намного выше, чем гарцбургитов, что противоречит их более позднему внедрению в виде расплава. Против метасоматического механизма образования рудоносной ассоциации также свидетельствует отсутствие в ней высокотемпературных флюидных фаз, равно как и реакционных взаимоотношений между оливином и пироксеном. Просачивание сквозь перидотиты расплавов не могло не оставить после себя следов в виде участков стекла или резорбированных зерен пироксенов, чего также обычно не наблюдается.

В то же время, офиолитовые ультрабазиты повсеместно обнаруживают признаки высокотемпературной деформации, основными механизмами которой являются внутризерновое трансляционное скольжение и синтектоническая рекристаллизация. Тектоническое течение вещества имело определяющее значение при формировании структуры ультрабазитовых массивов (Гончаренко, 1989; Ефимов, 1984; Савельева, 1987, Шмелев, Пучков, 1986; Щербаков, 1990 и др.), что подтверждается соответствием петроструктурных диаграмм породообразующих минералов природных объектов таковым деформированных пород в условиях эксперимента (Carter, Ave Lallemant, 1970; Nicolas, 1973 и др.).

Рассмотрим взаимосвязь процессов петро- и рудогенеза в мантийных ультрабазитах, учитывая, что для образования месторождения какого-либо элемента в определенном участке геосферы необходимо два условия: 1) наличие минералов-носителей данного элемента и 2) механизма их концентрирования. В месторождениях хромовых руд вне зависимости от их масштаба концентрация хрома по отношению к его кларку составляет 10-100 раз, а главным минералом, накапливающим хром, и единственным промышленным источником его является хромшпинелид.

Для выполнения первого условия необходимо наличие самих хромшпинелидов. В мантийных перидотитах в акцессорных количествах присутствует шпинель с содержанием Cr2O3 от 10 до 40%, а рудообразующие хромшпинелиды из офиолитов обычно содержат его в количестве 40-65%. Таким образом, необходимым условием для образования месторождений является образование добавочных количеств высокохромистой шпинели. Большинство моделей предполагает выделение хрома при частичном плавлении лерцолитов (Рингвуд, 1981; Перевозчиков, 1995 и др.), либо при растворении пироксенов в ходе взаимодействия расплава и рестита (Kelemen et al., 1992; Савельева, Батанова, 2009 и др.).

В экспериментах по частичному плавлению перидотитов установлено, что по мере повышения температуры и степени плавления в рестите наблюдается следующий ряд минеральных ассоциаций: оливин + энстатит + диопсид + шпинель ® оливин + энстатит + расплав® оливин + расплав (Ito, Kennedy, 1967; Scarfe et al., 1979 и др.). В результате плавления разделение химических элементов между расплавом и реститом происходит следующим образом: в базальтовом расплаве преимущественно концентрируются щелочи, алюминий, кальций, титан, большая часть железа; в рестите накапливаются более тугоплавкие - магний, никель и хром.

Содержание Cr2O3 в исходном диопсиде достигает 1%, в энстатите – 0,5-0,7 %. Вместе с тем, трехвалентный хром практически не входит в виде изоморфной примеси в кристаллическую решетку оливина, концентрация его здесь на порядок ниже, чем в пироксенах (0,01-0,05%). Следовательно, хром должен накапливаться в рестите в виде собственной минеральной фазы – хромшпинелида, причем содержание последнего растет одновременно с ростом степени истощения субстрата пироксенами. Кроме частичного плавления, возможна и чисто метаморфическая сегрегация хрома с последующим выделением его в виде хромита, механизм которой рассмотрен в работах (Кутолин, 1983; Ярош, 1980). Вне зависимости от механизма образования дополнительных зерен хромшпинелидов, в породе они первоначально должны находиться в рассеянном состоянии. Процесс их концентрации в отдельные тела неразрывно связан с пластическим течением ультрабазитов.

Многочисленные экспериментальные исследования последних лет показали, что в широком диапазоне Р-Т-e условий вязкость агрегатов энстатита примерно на 25% выше, чем форстерита (Hirth, Kohlstedt, 1996), для оливина характерно явление гидролитического ослабления (Karato et al., 1986). Одним из первых на меньшую вязкость оливина по сравнению с энстатитом в процессе деформации мантийных ультрабазитов указал А.Николя с соавторами (Nicolas et al., 1971) при описании альпийских массивов. В цитируемой работе показано, что при одних и тех же условиях деформирования в зернах оливина происходит трансляционное скольжение в направлении смещения, а в зернах ортопироксена наблюдается разрыв. Аналогичные соотношения между породообразующими минералами ультрабазитов часто наблюдаются и на массивах Южного Урала. Для оливина характерна фрагментация по всему объему зерен с формированием мозаичной субструктуры (рис. 2 а-в). В «тенях давления» часто отмечается рекристаллизация путем миграции границ зерен (рис. 2 г). Ортопироксен испытывает хрупкую деформацию, в его зернах образуются ослабленные зоны по механизму трещин отрыва и скалывания (рис. 2 б, в), вдоль которых происходит внедрение фрагментированного оливина.

Более крупные, по сравнению с основной массой оливина, зерна ортопироксена сегрегируют в струйки и ленты, что в конечном счете ведет к разделению данных минералов внутри пластического потока по областям с различной скоростью течения. Аналогичным образом происходит концентрирование зерен хромшпинелидов, первоначально находящихся в рассеянном состоянии в дунитах.

Рудный хромит значительно более жесткий по сравнению с оливином, что объясняет следующие часто наблюдаемые в дунитах и хромититах соотношения между минералами: 1) выжимание оливиновых агрегатов из интерстиций во вкрапленных рудах (рис. 3 в, г), 2) рост компетентности слоев дунита при повышении содержаний хромшпинелида, что выражается в их будинировании внутри безрудного дунита, 3) образование «трещин» растяжения и скалывания в рудных слоях и внедрение по ним дунита из соседних участков (так называемые «интрарудные дайки» дунитов).

Рис. 2. Структурные взаимоотношения оливина, ортопироксена и шпинелида в перидотитах

Условные обозначения: 1 – оливин, 2 – пироксены, 3 –хромшпинелиды, 4 – хромшпинелиды в ассоциации с плагиоклазом; пунктиром показаны границы субзерен.

Рис. 3. Структурные взаимоотношения оливина и хромшпинелида в дунитах и хромититах

Примечание: а – е – схематизированные зарисовки с фотографий; Ол – агрегаты зерен оливина, Хр – зерна хромшпинелида, стрелками показано генеральное направление течения пород и локальные перемещения зерен и их фрагментов

 

При обтекаемой форме зерен хромита (рис. 3 а) образуются полосчатая и ленточная текстуры с минимальными осложнениями в виде петельчатых обособлений силикатного материала, мелких складок, глобулярных сгущений, а также сгущений, поперечных к общему структурному плану (рис.3 д, е). В случае более сложной морфологии минеральных агрегатов наблюдается их вращение (рис. 3 б), что приводит к образованию разнообразных текстурных типов руд (артеритовые, пятнистые). Увеличение густоты вкрапленности происходит путем отжимания податливого оливина из интерстиций (рис. 3 в, г). Во многих случаях отмечается рост размеров зерен хромшпинелидов одновременно с ростом густоты вкрапленности.

Петельчатые руды чаще всего сложены мелкозернистым хромшпинелидом, а оливин, образующий ядра между петлями – более крупнозернистый. При увеличении стресса крупные зерна оливина фрагментируются, а мелкие хромшпинелиды проникают в силикатные ядра, текстура постепенно из петельчатой переходит в однородную густовкрапленную [12]. Деформация прослоев вкрапленных руд иногда ведет к сопряженным явлениям будинажа и местного обогащения будин рудным веществом. Ослабленные зоны заполняются менее вязким безрудным дунитом, а вблизи их контактов формируется зона обогащения, сложенная более густовкрапленным хромитом, чем в первичном теле.

Рассмотрим соотношение структур рудоносных дунит-хромититовых ассоциаций и окружающих перидотитов на примере массивов Крака. Проведенные предшественниками работы (Денисова, 1989; 1990; Савельева, 1987 и др.) позволили установить повсеместное распространение в ультрабазитах деформационных структур, свидетельствующих о формировании массива в результате преимущественно послойного пластического течения, сопровождавшегося складкообразованием. Мантийное происхождение дунит-перидотитовой полосчатости, минеральной сланцеватости и линейности доказывается тем, что данные элементы структуры образованы первичными минералами без участия водных силикатов. Е.А. Денисовой (1989, 1990) было установлено, что пластическое течение в оливине из лерцолитов и гарцбургитов реализовывалось преимущественно путем внутризернового трансляционного скольжения по системам (010) [100] и {0kl} [100]. В обнажениях с выраженной анизотропией строения минеральная сланцеватость практически всегда параллельна полосчатости, линейность располагается в плоскости полосчатости, а ось Ng оливина совпадает с линейностью либо образует с ней небольшой угол.

Для выяснения взаимоотношения пластического течения в ультрабазитах и рудообразующих процессов нами предпринято сравнительное изучение плоскостных структур в ультрабазитах и рудоносной хромитит-дунитовой ассоциации в пределах Апшакской и Саксей-Ключевской площадей массивов [12, 18]. В верхней части рис. 4 показаны диаграммы ориентировок полюсов плоскостных структурных элементов рассматриваемых участков, из которых следует, что залегание полосчатости и минеральной сланцеватости в перидотитах и рудоносных комплексах идентичны.

Автором проведено изучение петроструктур оливина из образцов перидотитов, дунитов и хромититов Правосаксейской хромитоносной зоны и месторождения Большой Башарт (рис. 5). Шпинель-плагиоклазовый перидотит из надрудной толщи месторождения Большой Башарт (ЮК-1386) обнаруживает четкую предпочтительную ориентировку оливина. Все три оси оптической индикатрисы образуют четкие взаимоперпендикулярные максимумы, а по соотношению с минеральной уплощенностью и линейностью петроструктурный узор интерпретируется как сформированный в условиях трансляционного скольжения по системе (010)[100]. С линейностью совпадает ось Ng, ось Nm ей перпендикулярна и находится в плоскости минеральной уплощенности, а Np образует максимум перпендикулярно к плоскости минерального уплощения и полосчатости.

Рис. 4. Диаграммы ориентировки полюсов плоскостных элементов строения ультрабазитов и хромититов Саксей-Ключевской и Апшак-Башартовской площадей массивов Крака

А – Б – Апшак-Башартовская площадь массива Южный Крака (А – ультрабазиты, Б – хромититы), В – Г – Саксей-Ключевская площадь массива Средний Крака (В – ультрабазиты, Г – хромититы). Изолинии: А – 1,5-3-4,5-8%; Б - 1,4-2,8-4,3-6,75-11%; В –3-6-9-15%; Г – 0,7-1,4-2,1-3,4-5,5-8,2%. Проекция на верхнюю полусферу; пунктиром показаны доминирующие плоскости полосчатости и минеральной уплощенности в породах и рудах

 

Несколько более сложная картина наблюдается на диаграммах, построенных по данным изучения рудовмещающих дунитов как Большого Башарта, так и Правосаксейской зоны (рис. 5). Наиболее четкая ориентировка отмечается для оси Ng во всех образцах. Отличительной ее чертой является наличие на диаграммах раздвоенных максимумов, лежащих по обе стороны от плоскости минеральной уплощенности, линейность породы является биссектрисой угла между максимумами. Подобный петроструктурный узор характерен для трансляционного скольжения оливина по направлению [100] в режиме простого сдвига при относительно высокой скорости деформации (??10-4с-1) и температуре порядка 1000?С (Чернышов, 2001).

Менее четко на диаграммах ориентированы две другие оси – Nm и Np: обычно для них характерно образование большого числа нечетких максимумов в плоскости, перпендикулярной минеральной уплощенности, реже ось Np формирует довольно отчетливые максимумы почти перпендикулярно линейности. Описанные выше особенности внутреннего строения дунитов и редковкрапленных хромититов можно интерпретировать как сформированные в условиях тектонического течения, основным механизмом которого было внутризерновое трансляционное скольжение по системе {0kl}[100].

Рис. 5. Ориентировки осей оптической индикатрисы оливина из ультрабазитов хромитоносных зон массивов Крака

Примечание: ЮК-1386 – шпинель-плагиоклазовый лерцолит из надрудной толщи месторождения Большой Башарт, остальные образцы – дуниты и хромититы Большого Башарта (ЮК-1382-А) и Правосаксейской зоны (ПС-2008-1-А1, 1108-Б); S – полосчатость и уплощенность оливина, L – минеральная линейность, изолинии проведены через 1-2-4-6-8% (по 100 зерен)

Для изученных образцов характерна петельчатая текстура, макроскопически выраженная в формировании вокруг оливиновых ядер тонкозернистой оторочки хромшпинелидов. Ядерные части блоков сложены более крупными линзовидными зернами оливина, удлинение которых либо совпадает с удлинением блоков, либо образует с ним острый угол (менее 20?). Данные образования сходны с дуплексными структурами, формирующимися при пластической деформации пород в экспериментальных условиях и диагностированные во многих природных объектах преимущественно метаморфогенного генезиса.

В ходе пластического течения оливин испытывает трансляционное скольжение, сопровождающееся рекристаллизацией. Последняя в пограничных зонах линзовидных ядер (наиболее напряженных участках) ведет к уменьшению зерна и имеет характер синтектонической, в центральных же частях, где напряжение минимально, происходит локальная посттектоническая рекристаллизация, сопровождающаяся ростом зерен. Границы линзовидных блоков мигрируют соответственно тому, как меняется поле напряжений по отношению к рассматриваемому объему породы. Пока оливин является преобладающим минералом в зоне деформации, возможна наиболее быстрая перестройка границ ядер, размеры их достаточно большие (1,5-2 мм). Как только в систему добавляется значимое количество зерен хромшпинелидов, «миграция границ» ядер становится затруднительна, их размеры уменьшаются пропорционально расстоянию между соседними струйками хромита (0,2-0,5 мм).

Цикличность деформационного преобразования зерен оливина напоминает подобное поведение кварца в милонитах, образование которых происходит в сдвиговых зонах земной коры, в широком интервале РТ-условий. Установлено, что зерна кварца в ходе сдвигового течения проходят несколько стадий преобразования: 1) деформация, уплощение и вращение в соответствии с объемными преобразованиями в породе, 2) синтектоническая рекристаллизация, сопровождаемая разделением крупных деформированных зерен на мелкозернистый мозаичный агрегат, 3) разрастание отдельных зерен в соответствии с напряженным состоянием породы (Колодяжный, 2006; Brunel, 1980). Последняя стадия реализуется вследствие компенсации избыточной поверхностной энергии, которой обладает мелкозернистый агрегат.

Экспериментально полученные зависимости между температурой, скоростью деформации и системами скольжения (Щербаков, 1990; Karato et al., 2008) указывают, что при постоянной температуре увеличение скорости пластического течения должно сопровождаться переходом от системы скольжения (010)[100] к системе {0kl}[100]. Это и наблюдается в рудоносных комплексах массивов Крака при переходе от шпинелевых перидотитов к рудовмещающим дунитам. Таким образом, ведущая роль при образовании хромитовых концентраций принадлежит твердофазному перераспределению зерен минералов ультрабазитов в ходе неоднородного пластического течения.

ВТОРОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Стадийность образования хромититовых концентраций, включающая формирование линейно-плоскостных тел вкрапленных руд при декомпрессионном подъеме мантийного вещества и преобразование их в залежи массивных руд при субдукционном сжатии [2, 3, 4, 12]

Рассматривая геодинамические условия образования месторождений хрома, за главную отправную точку примем парадигму тектоники плит и классический для нее цикл Уилсона, который предполагает последовательное развитие подвижных поясов от зарождения континентального рифта до сжатия в режимах субдукции и коллизии. Последовательность этих событий для Уральского подвижного пояса убедительно показана в многочисленных работах (например (Серавкин и др., 1992; Пучков, 1993; Иванов, 1998 и др.)).

Вещество верхней мантии под стабильным регионом находится в состоянии динамического равновесия. При зарождении рифтовой структуры в вышележащих хрупких породах коры возникают зоны трещинноватости, ниже границы Мохо материал испытывает вязко-пластическое течение (Николаевский, 2006), при котором возникают неоднородности распределения материала. Возникновение пространственно-неоднородной структуры материала происходит под действием внешних полей: гравитационного, сейсмического, гидродинамического, неоднородностей гидростатического давления или температуры. Они создают асимметрию системы, способную стать причиной возникновения вибрационных сил ? эффективного фактора перемещения и перераспределения вещества в неоднородных средах (Блехман, 1994). Согласно (Чиков, 2005), в областях современного рифтогенеза отмечается до 50-60 сейсмических «ударов» в сутки, что позволяет говорить о вибрационном характере деформации литосферы при рифтогенезе. В колеблющейся дисперсной среде глубинных геосфер реализуются эффекты направленного массопереноса и виброреологические эффекты, ускоряющие процессы ползучести (виброползучесть) и виброрелаксации (Блехман, 1994; Чиков, 2010).

Мантийные ультрабазиты повсеместно обнаруживают признаки пластического течения, причем в качестве структурных элементов деформации при высокой температуре (Т/Тпл > 0,7) выступают отдельные зерна минералов и их фрагменты. Это позволяет рассматривать данные породы как дисперсную систему, дисперсионной средой в которой является магнезиальный оливин (70-99%), а дисперсной фазой магнезиальный ромбический пироксен (0-30%) и хромшпинелид (0-5%). Пористость ультрабазитов верхней мантии стремиться к нулю, в этом случае применимо условие неразрывности среды.

Движущей силой процессов перераспределения частиц в многокомпонентной полидисперсной системе является стремление системы к минимуму термодинамического потенциала. Критерием достижения состояния термодинамического равновесия в условиях стационарного внешнего поля является инвариантность механохимических потенциалов компонентов внутри равновесной системы. В работах [8, 24] качественно описан характер перераспределения геоматериалов с разными свойствами в условиях пластического течения. Для систем, находящихся в однородном гравитационном поле со стационарным вибрационным воздействием (однородное сейсмическое поле), меняющимся по вертикали, критерий термодинамического равновесия можно представить в виде

,                                       (1)

где g – ускорение свободного падения, ri, Vi — плотность и удельный (на моль или на одну частицу) объём компонентов, nl(h) — доля частиц типа i, p(h) — гидростатическое давление, av2(h)n – средний квадрат скорости колебания среды на высоте h,  ? стандартный химический потенциал компонента (далее в составе константы). Величина q = RT , если использованы мольные характеристики компонентов и q = kT ? если индивидуальные. Считаем, что в неразрывной и несжимаемой среде частицы двигаются с такой же скоростью как дисперсионная среда.

Для системы со стационарным пластическим течением в однородном гравитационном поле, критерий равновесия имеет похожий вид

,                                      (2)

где координата z эквивалентна высоте h, v(x,y,z) – скорость течения.

На основе выражений (1 – 2) можно получить качественные закономерности поведения дисперсных частиц при внешнем силовом воздействии на дисперсную систему (Федосеев, 2010; Fedoseev, 1998) и, в частности, описать случай перераспределения вещества в условиях пластического течения породы. Согласно (2) распределение дисперсной фазы во внешнем поле определяется плотностью ri, объемомViчастиц, интенсивностью внешнего воздействия g, v(x,y,z) или av2(h)n они же определяют величину и распределение гидростатического давления.

Соответственно для объемного распределения в пластическом потоке из (2) получим

,                                                 (3)

где r = x,y,z и r* = x*,y*,z* ? это координаты рассматриваемого фрагмента и эталонного, относительно которого строится распределение.

Рассмотрим слой, расположенный на одной высоте z = z* = const с прямолинейным ламинарным потоком, направленным по оси у, для него распределение частиц в потоке упрощается до

,                                                                         (4)

Здесь различия в концентрации частиц полностью определены эпюрой скоростей и плотностью дисперсной фазы и дисперсионной среды. Если плотность частиц меньше плотности среды r < r0, концентрация частиц будет расти в области больших скоростей, т.к. n(x) ~ exp(Av2(x)), А > 0. Частицы с плотностью r > r0, напротив, должны выталкиваться в область с низкими скоростями потока n(x) ~ exp(?Av2(x)), А > 0. Уравнение (4) позволяет описать и относительную концентрацию частиц разного типа (А и В) как

,                                             (5)

где константа САВ определена исходным составом системы. Отсюда следует, что при

  или                                                         (6)

относительная концентрация частиц А будет выше там, где скорость потока больше.

При этом возможны несколько случаев: 1) если частицы одинакового размера, но разной плотности, то доля менее плотных выше там, где больше скорость; 2) при равной плотности, но различном размере мелкие частицы преобладают там, где скорость выше; 3) частицы мелкие плотные могут вести себя неоднозначно. Возможен вариант, когда мелкие частицы большой плотности будут преобладать в области больших скоростей над крупными частицами малой плотности.

Рассмотрим, каким образом должны вести себя в условиях неоднородного пластического потока минералы гарцбургита, состоящего из 75% оливина, 20% ортопироксена 5% хромита. Из петрографических наблюдений следует, что размеры структурных элементов деформации для оливина, ортопироксена и хромита не одинаковы. Пироксен в пластическом течении участвует в виде зерен или их крупных фрагментов (1?5 мм, в среднем 1,5?2 мм; ? = 3,21 г/см3), оливин – в виде субзерен со средним размером около 0,5 мм (? = 3,19 г/см3). Для хромита характерны вариации в размерах структурных элементов деформации (зерен): акцессорные минералы дунитов и бедновкрапленных руд мелкие (0,1?0,8 мм при среднем 0,5 мм; ? = 4,41 г/см3), в более концентрированных рудных телах размер зерен увеличивается до 0,5?3 мм, наиболее крупнозернистыми являются массивные хромиты (2-10 мм).

Подставим в полученное неравенство (6) значения плотности и размеров частиц минералов при условии, что дисперсионной средой является оливин. Для пары оливин (Ol) – ортопироксен (Opx) получим . Неравенство выполняется, следовательно в областях с высокой скоростью потока должна быть выше доля частиц оливина. Частицы хромита (Chrt) согласно неравенству  должны в незначительной степени отделяться от частиц среды (оливина), концентрируясь в участках с небольшим снижением скорости потока. Соотношение (6) позволяет объяснить тот факт, что рудообразующий хромит в офиолитах никогда не ассоциирует с ортопироксеном, тогда как уже в самых тонких прослоях дунита среди гарцбургитов встречаются хромититовые сегрегации.

Реальность процесса стратификации дисперсных сред, представленных горными породами, в условиях декомпрессии показана в экспериментах Б.М.Чикова с сотрудниками (1992; 2010 и др.). В частности, при деформации гранитного катаклазита в условиях «обжатие+стресс» наблюдалось образование симметричной структуры, обусловленной наличием осевой зоны стеклования (частично-расплавленный материал), окруженной зонами сепарационной полосчатости с избирательной концентрацией в них зерен минералов различного состава и размерности (Чиков, 2010).

Второй этап деформации ультрабазитов и рудогенеза связан с воздействием на уже «расслоенную» толщу дунит-гарцбургитовых полосчатых комплексов тангенциальных напряжений в обстановке субдукции. Результатом сжатия неоднородного по реологическим свойствам материала является хрупко-пластическая деформация его составных частей на макроуровне, что ведет к образованию на месте полосчатых дунит-гарцбургитовых комплексов сложных по строению сетчатых и шлирово-полосчатых образований того же состава. Породы ведут себя согласно их реологии: деформация локализуется в дунитовых слоях, приводя к их растеканию, а гарцбургиты играют роль относительно жестких ограничений как для дунитов, так и для хромититовых тел, которые мигрируют внутри пластичной дунитовой оболочки.

Поскольку дунит и гарцбургит имеют постепенные переходы и различие в их реологии определяется количественными соотношениями между оливином и ортопироксеном, в ходе деформации происходит дальнейшее перераспределение зерен данных минералов: оливин стремится к формированию мономинеральных подвижных масс, ортопироксен также образует зоны обогащения вплоть до жил энстатититов.

В итоге происходит будинаж компетентных гарцбургитов, наиболее крупные ослабленные зоны образуются по механизму «трещин» отрыва и заполняются реологически слабыми дунитами, они осложнены серией более тонких жил, образованных по механизму сколовых «трещин». Формирующаяся таким образом структура напоминает характерный для массивов гарцбургитового типа шлирово-полосчатый дунит-гарцбургитовый комплекс, в строении которого принимают участие крупные дунитовые тела, обрамленные густым штокверком маломощных дунитовых жил. Крупные обособления дунитов располагаются внутри зон интенсивного пластического течения с определенным шагом, который составляет около 10 км [3].

В хромовых рудах одновременно с ростом содержания рудных минералов увеличивается размер их зерен, а тела, сложенные густовкрапленными и массивными рудами, имеют тенденцию локализоваться вблизи компетентных гарцбургитовых экранов (Кравченко, 1969; Москалева, 1974). Последнее объясняется тем, что согласно неравенству (6), при увеличении размеров структурных элементов деформации (зерен) хромита до 2 мм и сохранении таковых для оливина (0,5 мм), мы получаем: , что говорит о сильном разделении в пластическом потоке данных минералов. Следствием этого в условиях субдукционного сжатия является выжимание более мобильных оливиновых агрегатов в области с меньшим давлением, а залежи массивных хромититов ассоциируют с гарцбургитами, отделяясь от последних маломощной дунитовой оторочкой.

ТРЕТЬЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Особенности состава акцессорных и рудообразующих шпинелей в ультрабазитах, обусловленные геодинамической обстановкой образования массивов и характером пластического течения рестита, позволяют восстановить условия формирования месторождений хрома [1, 4, 7, 9, 13, 14, 15, 20, 26]

Составы акцессорных шпинелей различаются в ультрабазитах, встречающихся в различных геодинамических обстановках (рис. 6 А, Б), при этом наиболее информативным дискриминационным показателем является отношение Cr/(Cr+Al) (Савельева, 1987; Паланджян, 1992 и др.). Минимальные значения рассматриваемого отношения (0,08 – 0,25) характерны для ксенолитов гипербазитов из базальтов внутриплитных обстановок. Повышение хромистости до 0,3-0,5 происходит в перидотитах срединно-океанических хребтов и трансформных разломов. Высокая хромистость шпинелидов (0,5-0,8) характерна для ультраосновных реститов, драгированных в пределах глубоководных желобов и залегающих в основании островных дуг, также высокими значениями рассматриваемого показателя характеризуются шпинели из перидотитовых нодулей в кимберлитах и хромиты, образующие включения в алмазах (Barnes, Roeder, 2001).

В нижней части рис. 6 (В-Е) на треугольную диаграмму Н.В. Павлова нанесены составы акцессорных шпинелидов из реститовых ультрабазитов Южного Урала. Сгруппированы массивы в соответствии со схемой тектонического районирования (рис. 1). При этом к «западным» поясам отнесены массивы Зилаирского мегасинклинория и западной части зоны Главного Уральского разлома (ГУР), к «центральным» - массивы, обрамляющие с запада и востока Магнитогорскую мегазону, а к восточным – массивы Восточно-Уральской мегазоны.

Сравнение трех представленных диаграмм показывает четкую зональность в изменении состава акцессорных шпинелидов из реститов Южного Урала. Наименее хромистые шпинелиды встречаются в массивах западной части региона, затем следует повышение значений хромистости в реститах центральной части и вновь оно несколько снижается к востоку.

Интерпретировать наблюдаемую картину можно следующим образом. Крайние с запада ультрабазитовые массивы представляют собой «корни» верхней мантии Восточно-Европейского континента и окраинно-континентального рифта (Крака, Нурали), переходящего в океанический (Хабарнинский). В центральной части, по периферии Магнитогорской мегазоны, распространены сильно истощенные реститы, аналогичные ультрабазитам основания островных дуг (Калканский, Ишкининский, Куликовский).

Массивы Восточно-Уральской мегазоны (Варшавский, Верблюжьегорский, Татищевский и др.) обладают преимущественно среднехромистыми составами акцессорных шпинелей, что указывает на спрединговую обстановку их образования, которая скорее всего соответствует задуговому бассейну. Ранее аналогичная интерпретация была дана нами для ультрабазитовых массивов Южного Урала по результатам обобщения данных по петро- и геохимии пород [7]. В северной части территории, в районе стыковки Магнитогорской и Тагильской мегазон, характер зональности изменяется. Здесь наибольшим распространением пользуются средне- и высокохромистые акцессорные шпинели [1, 13], а массивы лерцолитового типа отсутствуют.

Рис. 6. Составы акцессорных шпинелей из различных геодинамических обстановок и массивов Южного Урала

Условные обозначения: А –шпинелиды из ксенолитов ультрабазитов (по данным (Barnes, Roeder, 2001)): 1 – 3 – максимумы плотности значений, 1 – включения в алмазах, 2 – ксенолиты из кимберлитов, 3 – ксенолиты из базальтов, 4 – 7 – границы полей, 4 – ксенолиты из кимберлитов, 5 – ксенолиты из базальтов; 6 – ультрабазиты срединно-океанических хребтов (СОХ), 7 – ультрабазиты глубоководных желобов (ГЖ); Б – составы шпинелей из ультрабазитов (Базылев, 2003; Геология дна …, 1980; Магматические …, 1988 и др.): 1 – ультрабазиты, драгированные в ГЖ, 2 – марианиты ГЖ, 3 – 5 – СОХ, 3 – медленно-спрединговые «нормальные», 4 – медленно-спрединговые «аномальные», 5 - быстроспрединговые, оконтурено поле бонинитов ГЖ по (Barnes, Roeder, 2001); В – Е – акцессорные шпинелиды из массивов Южного Урала, В – «западные» пояса – 1 – 2 – Крака, 1 – лерцолиты и гарцбургиты, 2 – дуниты, 3 – Нуралинский (лерцолиты и гарцбургиты), 4 – 6 – Хабарнинский, 4 – лерцолиты, 5 – гарцбургиты, 6 – дуниты; Г – «центральные» пояса – 1 – Калканский (гарцбургиты), 2 – 3 - Ишкининский (2 – гарцбургиты, 3 – тальк-карбонатные породы), 4 – Куликовский; Д – «восточные» пояса - 1 – Варшавский, 2 – Верблюжьегорский, 3 – Татищевский, 4 – Успеновский, 5 – Наследницкий, 6 – Могутовский, Каряжный, Дружнинский, 7 – Гогинский; Е – Кемпирсайский массв, 1 – гарцбургиты, 2 – дунит-гарцбургиты, 3 - дуниты. Диаграммы В – Е построены по данным автора [1, 6, 9, 10, 12, 13] и работ, (Дунаев, Зайков, 2005, Малахов, 1983; Павлов и др., 1969; Панеях, 1984; Петрология …, 1991; Савельева и др., 1989; Савельева, Перцев, 1995; Тевелев и др., 2002; 2005; Чаплыгина, 2003; Царицын, 1977; Jonas, 2003 и др.; Кораблев, 1999 г.).

Рис. 7. Составы рудообразующих хромшпинелидов из массивов различных структурно-тектонических зон Южного Урала.

А – массивы Зилаирского мегасинклинория и западной части Вознесенско-Присакмарской зоны, Б – массивы восточной части Вознесенско-Присакмарской зоны и Восточно-Магнитогоской зоны, В – массивы Восточно-Уральской мегазоны, Г – Д – массивы северной части Южного Урала; Г – северное продолжение пояса Главного Уральского разлома, Д – массивы северной части Вишневогорско-Ильменогорского комплекса и Восточно-Уральской мегазоны, Е – Кемпирсайский массив. Составлена по данным автора [1, 4, 10, 12, 13] и работ (Хромиты СССР, 1940; Павлов и др., 1968; 1978; Москалева, 1974; Дунаев, Зайков, 2005; Кораблев, 1999 г.)

Обратимся теперь к составу рудообразующих шпинелей Южного Урала. На диаграммах в верхней части рис. 7 нанесены составы рудообразующих шпинелей из месторождений и рудопроявлений рассмотренных выше меридиональных зон. Составы рудообразующих шпинелей для массивов западных и центральных поясов практически не отличаются, образуя компактные поля в области высокохромистых составов с максимумом при Cr/(Cr+Al) = 0,75 (0,6-0,8). Шпинелиды из хромовых руд месторождений Восточно-Уральской мегазоны отличаются пониженной хромистостью, составы их аналогичны составам акцессорных шпинелей из тех же массивов (Cr/(Cr+Al) = 0,5-0,65). Несколько иная зональность проявлена в составе рудных шпинелидов северной части Южного Урала (рис. 7). Для массивов западных поясов характерен диапазон значений хромистости, аналогичный выявленной для этой же зоны более южного района (Cr/(Cr+Al) = 0,6-0,8). При перемещении к востоку в рассматриваемом районе состав рудообразующих шпинелидов изменяется в сторону увеличения хромистости (Cr/(Cr+Al) = 0,7-0,85), а глиноземистый тип оруденения не проявлен. В хромовых рудах данной части региона более заметно проявлен метаморфизм, сопровождающийся ростом содержаний трехвалентного железа.

Особняком в ряду ультрабазитовых комплексов Южного Урала стоит уникально хромитоносный Кемпирсайский массив. Состав акцессорных шпинелидов (рис. 6) из перидотитов и дунитов практически полностью совпадает с таковым в массивах западной части Южного Урала. На треугольной диаграмме точки составов шпинелей из гарцбургитов образуют вытянутое поле вдоль стороны Al – Cr от глиноземистых до среднехромистых составов (Cr/(Cr+Al) = 0,2- 0,5) и лишь в дунит-гарцбургитовом рудоносном комплексе происходит увеличение хромистости акцессорного шпинелида до значений Cr/(Cr+Al)= 0,6-0,75.

В то же время, для массива характерна зависимость геохимических типов хромового оруденения как от географического положения, так и от масштаба и морфологии рудных залежей. В западной и северной частях массива месторождения Батамшинского и Степнинского рудных полей сложены глиноземистыми и среднехромистыми шпинелидами (Cr/(Cr+Al)= 0,35-0,6), они обладают простым строением, жило- и линзообразной формой и небольшими размерами. В юго-восточной части массива крупные залежи, обладающие сложной морфологией (столбообразные, «древовидные» тела, комбинированные линзы), сложены высокохромистыми шпинелидами (Cr/(Cr+Al)= 0,75-0,85).

Таким образом, для Южного Урала выделяется несколько типов соотношений состава рудообразующих шпинелидов месторождений и акцессорных шпинелей из перидотитов того же массива:

1) глиноземистые акцессорные и высокохромистые рудообразующие шпинелиды (массивы «лерцолитового типа» - Крака, Нурали, Катралинский); средние по размерам пластообразные тела вкрапленных руд, реже - мелкие тела с «компактным» оруденением;

2) высокохромистые рудообразующие и акцессорные шпинелиды (Амамбайский, Куликовский, Калканский, Муслюмовский); размеры и морфология тел аналогичны первому типу, переходными между 1 и 2 типами являются массивы Халиловский, Хабарнинский (тип 1/2);

3) глиноземистые рудообразующие и акцессорные шпинелиды (массивы Восточно-Уральской мегазоны – Варшавский, Верблюжьегорский, Татищевский и др.); преобладают линзовидные и столбообразные тела массивных хромитов мелкого и среднего размера;

4) варьирующий состав шпинелидов как акцессорных, так и рудообразующих с общей тенденцией увеличения хромистости шпинели с ростом размеров месторождений (Кемпирсайский, Уфалейский); тела массивных хромититов различного размера и морфологии (столбо- и линзообразные, «древовидные» залежи), до весьма крупных.

Наблюдаемые различия между составом шпинелидов и особенностями морфологии хромититовых залежей обусловлены действием следующих факторов: 1) условий глубинности и режима высокотемпературной деформации при тектоническом течении ультрабазитов, 2) степени частичного плавления мантийного материала. Действие первого фактора включает в себя как гидростатическое давление, зависящее от глубины залегания пород, так и стрессовую составляющую.

Первый тип соотношений возникает при декомпрессионном подъеме мантийных пород. Как следует из многочисленных данных по изучению мантийных ксенолитов, для неистощенных перидотитов верхней мантии характерен глиноземистый состав шпинели, что и наблюдается в большей части массивов «лерцолитового типа». Образование же дунитов и включенных в них хромититовых тел с высокохромистой шпинелью можно объяснить резким декомпрессионным подъемом мантийного вещества с больших глубин. При этом течение фокусируется в наиболее мобильных дунитовых телах, где в условиях максимальных стрессовых нагрузок концентрируются минералы с наибольшим модулем упругости и наименьшим размером зерен (высокохромистый шпинелид и магнезиальный оливин). Частичное плавление в данном случае имеет подчиненное значение.

По мере подъема ультрабазитовых масс на более высокий гипсометрический уровень увеличивается роль частичного плавления и уменьшается роль твердофазной дифференциации вследствие уменьшения всестороннего давления и величины декомпрессии, обуславливающей скорость подъема. Поэтому состав рудообразующих шпинелей должен изменяться в сторону выравнивания его с составом акцессорных, что ведет к уменьшению хромистости первых и увеличению таковой в последних. Одновременно увеличивается число тел хромититов, но их морфология и «концентрированность» оруденения не претерпевает сильных изменений. Таким образом формируются соотношения, переходные между 1 и 2 типами.

Второй тип соотношений составов возникает в предварительно истощенных ультрабазитах, в обстановке сжатия, что в современных условиях характерно для геодинамической обстановки глубоководных желобов. В процессе рудообразования примерно одинаковое значение имеют и пластическое течение пород, приводящее к твердофазной дифференциации породообразующих минералов, и частичное плавление.

Третий тип соотношений формируется в два этапа. На первом этапе в результате сопряженного действия декомпрессионного подъема и интенсивного частичного плавления образуются таблитчатые и уплощенно-линзовидные тела руд со среднехромистым шпинелидом (тип 1/2). Затем, в результате коллизионного сжатия (в низах коры), породы претерпевают метаморфизм антигоритовой фации и деформацию, при этом более компетентные рудные тела трансформируются в будинообразные линзовидные залежи массивного строения. Рудообразующие шпинелиды, в отличие от акцессорных, метаморфизуются незначительно.

Четвертый тип соотношений наиболее характерен для крупных тел ультрабазитов с длительной историей развития. На Южном Урале он представлен Кемпирсайским массивом. Формирование данного типа зональности включает в себя декомпрессионный подъем с больших глубин (тип 1), сменяющийся спредингом с интенсивным частичным плавлением (тип 1/2). В это время образуются многочисленные таблитчатые и линзовидные тела хромититов с варьирующим составом шпинели – от высокохромистого до глиноземистого. При смене режима с декомпрессионного подъема на субдукционное сжатие «массив» располагался на значительной глубине, вблизи сейсмофокальной зоны со стороны океанического бассейна. Это подтверждается и настоящим положением массива в структуре Южного Урала.

На данном этапе основную роль в преобразовании многочисленных разрозненных хромититовых тел в богатые компактные залежи сыграла комбинация двух факторов: 1) сильнейшего сжатия, обусловленного сближением островной дуги и Восточно-Европейского континента и 2) высокой температуры, связанной с мантийным уровнем залегания массива и игравшей роль «размягчающего фактора» при пластическом течении вещества. В условиях сильного стресса и высокой температуры уже дифференцированный полосчатый перидотит-дунит-хромититовый разрез подвергся дополнительной хрупко-пластической деформации с обособлением крупных дунитовых тел, группировкой хромититовых залежей в узлы, «вдавливания» их вдоль дунитовых проводников в гарцбургиты. На минеральном уровне стресс привел к увеличению хромистости рудообразующего шпинелида. Сброс «лишнего» глинозема привел к образованию в цементе руд прожилков амфиболов и хлорита.

Резкая асимметрия субдукционного сжатия и ориентировка его с юго-востока на северо-запад (Иванов, 1998) отразилась в полной мере и на хромитоносности массива: все крупные месторождения с высокохромистым рудообразующим шпинелидом локализованы в юго-восточной части, в области максимального стресса. В этой же части массива габбро полностью преобразованы в интенсивно дислоцированные амфиболиты, в том числе – гранатовые (Абдуллин и др., 1975). В северной и западной частях массива, где стресс был проявлен минимально, практически не претерпели изменений ни габбро, ни хромититовые тела.

ЧЕТВЕРТОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Перспективы хромитоносности, связанные с месторождениями бедновкрапленного типа, позволяют считать последние потенциальным источником сырья для хромовой промышленности [4, 10, 13, 14, 25]

Хромовая промышленность России на протяжении последних 20 лет испытывает острый дефицит в сырье, большая часть которого в бывшем СССР поступала из месторождений Кемпирсайского массива (Казахстан). В настоящее время потребность в хромитах покрывается в основном за счет импорта. В 1990-2000-х гг. на Южном Урале активно велись поисковые работы, но значительного прироста запасов руд получено не было. Открытые в последние годы небольшие месторождения в пределах Уфалейского (Зиновьев, 2006 г.), Татищевского и Варшавского (Иванушкин, 2006 г.) массивов не могут решить существующую проблему.

Наибольшие перспективы сегодня связываются с месторождениями массива Рай-Из (Центральное, Западное и др.), а также с месторождениями расслоенных интрузий Северо-Запада России (Карелии (Аганозерское) и Кольского полуострова (Сопчеозерское)). Но даже при введении в эксплуатацию данных объектов, потребность в хромитовом сырье полностью не будет решена. Значительная часть руд указанных месторождений относится к вкрапленному типу и требует обогащения. Таким образом, поиск месторождений хрома на Урале, вблизи заводов-потребителей, является актуальной задачей.

Для решения поставленной проблемы можно указать два главных направления исследований: 1) разработка поисковых критериев на основе нового понимания механизма формирования месторождений хрома в офиолитах [8, 24], 2) вовлечение в эксплуатацию месторождений бедновкрапленных руд и их комплексное использование. Если практическая отдача от работ по первому направлению может ожидаться лишь в отдаленной перспективе, то второе направление может быть реализовано уже в настоящее время.

Для южно-уральского региона характерно широкое распространение потенциально хромитоносных массивов альпинотипных гипербазитов. Наиболее распространены четыре типа месторождений и проявлений [4]: 1) южнокракинский - в небольших дунитовых телах среди гарцбургитов, 2) хабарнинский - в крупных обособлениях дунитов (краевых дунитах), 3) халиловский - в перидотитах с маломощной дунитовой оторочкой, 4) кемпирсайский - крупные залежи сложной морфологии в дунитах, а также среди гарцбургитов с дунитовой оторочкой. Последний тип известен только на Кемпирсайском массиве. Первые три широко распространены на большинстве массивов Урала.

В третьем типе преобладают массивные и густовкрапленные руды, по составу хромшпинелидов месторождения сильно различаются. К типичным их представителям относятся месторождения Халиловского массива, метаморфизованные их аналоги известны на Верблюжьегорском, Татищевском и ряде других массивов [4]. Эти объекты всегда привлекали интерес и сегодня являются предметом поисков и добычи.

Первым двум типам оруденения до настоящего времени в России не уделялось должного внимания, вместе с тем, данные рудопроявления обладают достаточно высоким практическим потенциалом. Одним из достоинств вкрапленных руд многих южно-уральских массивов является высокохромистый состав рудообразующего шпинелида (табл. 1, рис. 8), они образуют протяженные зоны – все это выгодно отличает их от мелких  месторождений, сложенных массивными рудами.

На Южном Урале можно выделить несколько массивов, перспективных на вкрапленное оруденение: Иткульский, Крака, Нуралинский, Хабарнинский. Иткульский массив находится в северной части Вишнёвогорско-Ильменогорского метаморфического комплекса. В его пределах на площади менее 3 кв.км выделяется разными авторами от 12 до 31 рудопроявлений. На большинстве из них рудные тела представлены небольшими линзами и гнёздами густовкрапленного хромитита в дунитах, но на некоторых из них (в частности, на месторождении Большая Яма) оруденение прослежено горными выработками до глубины 60 м. Руды на большинстве проявлений густовкрапленные мелкозернистые, в центральных частях тел до массивных, на периферии переходящие в бедновкрапленные. По составу вкрапленные руды содержат 20-30% Cr2O3, в массивных оно поднимается до 40% и более. Запасы хромититов по состоянию на 1936 г. оценивались в 100-150 тыс.т руды с содержанием более 20% Cr2O3.

В пределах Нуралинского массива, включая зону серпентинитового меланжа, известно 5 месторождений, 23 рудопроявления и множество точек минерализации. Наиболее перспективными в отношении обнаружения месторождений вкрапленного типа является зона «краевых дунитов», расположенная между мантийными перидотитами и габброидным комплексом. К северу данная зона ответвляется от основного тела массива к северо-востоку, образуя отдельный удлиненный блок среди вмещающих пород.

Таблица 1

Средние составы рудообразующих шпинелидов

из месторождений бедновкрапленных руд Южного Урала

массив

n

Al2O3

Cr2O3

MgO

Fe2O3

FeO

TiO2

MnO

Хабарнинский

51

11,89

54,21

11,64

6,12

16,20

0,04

0,01

Нуралинский

6

14,45

55,42

14,20

3,14

12,49

0,11

0,12

Крака

38

14,59

54,50

12,72

3,26

14,55

0,27

0,16

Иткульский

12

7,48

60,08

11,73

5,15

14,92

0,16

0,35

Примечание: при составлении использованы данные работ [12, 13], (Кашин, Федоров, 1940), n – количество анализов

Рис. 8. Составы рудообразующих хромшпинелидов из месторождений бедновкрапленного типа

 

К этой зоне приурочена цепочка однотипных месторождений, среди которых – Курманкульское, Аттестинское, Нуралинское. Хромовые руды залегают в серпентинизированных дунитах и аподунитовых серпентинитах. Хромититы образуют серию маломощных жил средне- и бедновкрапленных руд, длина отдельных тел достигает 50 м, мощность изменяется от 3 до 8,5 м. Для хромититов характерны полосчатая текстура и мелкозернистая структура. Отдельные тела подсечены бурением на глубине 50 м. Прогнозные ресурсы руды составляют: Курманкульское - 2,7 млн. тонн, Нуралинское - 1,6 млн. тонн со средним содержанием Cr2O3 5-13 % (Шумихин, 1980 г.).

В пределах Хабарнинского массива месторождения хрома сосредоточены в северо-восточной части, в краевых дунитах, они образуют протяженную зону северо-западного простирания. Наиболее крупным объектом является месторождение 5/II. Руды здесь также представлены мелкозернистыми вкрапленниками с полосчатой текстурой. Общие запасы хромовых руд на объектах массива составляли около 700 000 тонн (Кашин, Федоров, 1940), из которых около 500 000 тонн сосредоточено на месторождении №5/II. Больше половины от общего объема запасов (60%) составляют средне- и бедновкрапленные руды со средним содержанием Cr2O3 около 20%, остальные 40% приходятся на сплошные и густовкрапленные типы хромититов, содержащих 35-40% Cr2O3. Рудообразующие хромшпинелиды Хабарнинского массива высокохромистые и относятся к алюмохромиту (50-56% Cr2O3). В рудных минералах несколько повышены содержания FeO (11,17-18,48%) и Fe2O3 (4,2-10,1%).

В пределах массивов Крака наиболее перспективна Саксей-Ключевская площадь, расположенная в юго-восточной части массива Средний Крака. Для нее была составлена карта дунитовой составляющей (Савельев и др., 2002), [12], выявлено несколько участков с высокими ее значениями (более 80%). Один из них - Правосаксейская хромитоносная зона, где ранее было известно небольшое одноименное месторождение. Внутри второй, Шатранской полосы, известно месторождение бедновкрапленных руд. Внутри некоторых из вновь выявленных аномалий дунитовой составляющей хромитовые объекты пока неизвестны. Эти участки являются перспективными для постановки поисковых работ.

На простирании Правосаксейской зоны оконтурен с поверхности ряд новых проявлений хромовых руд. В их строении обычно принимают участие до 6-ти маломощных рудных тел с содержанием Cr2O3 20-40%, разделенных безрудными дунитами и зонами редкого вкрапленника. Простирание рудных тел меридиональное, падение субвертикальное. По всей рудной зоне хромититы характеризуются мелкозернистой структурой и полосчатой текстурой. Состав рудообразующих шпинелидов высокохромистый (50-59% Cr2O3).

На участках Ключевском и Шатранском поисковыми работами (Шумихин и др., 1979 г.) выявлены одноименные рудопроявление и месторождение бедновкрапленных руд. Ключевское рудопроявление расположено в северной части Саксей-Ключевской площади вблизи границы дунит-гарцбургитового комплекса с габброидами. Хромовое оруденение приурочено к дунитам и представлено большим числом пластообразных и линзовидных тел с простиранием 310-330? и крутым до вертикального падением, иногда изменяющимся в пределах одного тела с северо-восточного на юго-западное. Выделяются три наиболее крупных зоны – западная, центральная и восточная. Протяженность их изменяется от 300 до 1700 м, мощность от 3 до 15 м. По падению оруденение прослежено до глубины 100 м. Прогнозные ресурсы составляют 2,7 млн. тонн при содержании Cr2O3 5,65-6,84% (Шумихин и др., 1979 г.).

Месторождение Шатран расположено в юго-восточной части Саксей-Ключевской площади, рудовмещающими породами здесь также являются дуниты. Рудные тела представлены уплощенными линзами и пластообразными телами протяженностью до 650 м. Мощность сильно варьирует, достигая в отдельных случаях 60 м, а в среднем составляет 10 м. Прогнозные ресурсы вкрапленных хромититов на Шатранском месторождении составляют более 10 млн. тонн при содержании Cr2O3  5-11 % (Шумихин и др., 1979 г.).

Таким образом, хромовое оруденение Саксей-Ключевской зоны представлено бедновкрапленными хромититами со значительными ресурсами руд. Месторождения аналогичны таковым Ревдинско-Первомайской группы южной части Ключевского массива (Средний Урал), для которых институтом “Уралмеханобр” разработана технология обогащения, позволяющая получать хромитовый концентрат с содержанием Cr2O3  50-58% (Шумихин и др., 1979 г.). После обогащения в хвостах содержится 2,35% Cr2O3 при общей извлекаемости полезного компонента около 70%.

Кроме того, обогащение руд подобных месторождений может быть проведено более рационально с применением радиометрических методов крупнокусковой сепарации, когда сортировке подвергается фракция -100+40 мм, а предварительная оценка концентрата проводится при статистическом штуфном опробовании разведочных выработок. В частности, исследование значительного количества (более 500) рудных образцов массивов Крака свидетельствует о преимущественном распространении средневкрапленных руд и достаточно пестром их качественном составе в пределах отдельных объектов (Сначев, Савельев, 2003 г.), [12]. На большинстве из них в кусковой концентрат с содержанием более 35% Cr2O3 будет идти в среднем около 25%, остальная масса требует дальнейшего обогащения.

Опыт работы на кракинских рудопроявлениях показал, что наиболее приемлема следующая схема переработки руд (Сначев, Савельев, 2003 г.; Савельева Е.Н., 2007). Исходная горная масса с содержанием 5-20% Cr2O3 после предварительного дробления и грохочения подвергается рентгенорадиометрической сепарации. В результате образуются: 1) кусковой концентрат (не менее 35% Cr2O3); 2) хвосты, представленные дунитами, которые могут являться сырьем для производства огнеупоров; 3) промежуточный продукт (15% Cr2O3), который проходит дальнейшее дробление и гравитационное обогащение с получением хромитового концентрата, содержащего более 50% Cr2O3.

Заключение

Выполненные в диссертационной работе исследования позволяют сформулировать следующие основные выводы.

1. Обоснована реститово-метаморфогенная модель образования хромититовых концентраций в ультрабазитах складчатых поясов, в которой ведущая роль отводится твердофазному перераспределению минералов при пластическом течении рестита. Источником хрома для образования рудного хромита являлись породообразующие минералы исходного лерцолита. Мобилизация хрома из силикатной формы в окисную происходила в результате выплавления легкоплавких минералов (шпинели, пироксенов) и диффузионным путем при зернограничной сегрегации его из пироксенов и оливина.

2. Показано, что месторождения хромовых руд формируются в двух последовательно сменяющих друг друга геодинамических режимах: а) декомпрессионного подъема и б) субдукционного сжатия. Подъем мантийного вещества при высоких давлении и температуре происходил в режиме дислокационной ползучести и сопровождался разделением в пространстве зерен минералов с различными физическими свойствами. На декомпрессионном этапе образовывались преимущественно тела вкрапленных хромититов таблитчатой формы. На этапе сжатия максимально проявилось метаморфическое перераспределение рудного вещества и формировались тела богатых руд сложной морфологии.

3. Выявлена четкая зональность по составам акцессорных шпинелидов для ультрабазитов Южного Урала, которая позволяет интерпретировать расположение их поясов как закономерное, обусловленное различными геодинамическими обстановками образования пород. Ультрабазиты подконтинентальной мантии, верхней мантии спрединговых структур типа срединно-океанических хребтов, основания островных дуг и спрединговых структур типа задуговых бассейнов последовательно сменяют друг друга с запада на восток. Составы рудообразующих шпинелидов отражают, кроме процессов деплетирования рестита, также и условия общего давления, температуры и стресса при  пластическом течении вещества.

4. Выполнена типизация месторождений и проявлений хромовых руд, учитывающая условия их образования в верхней мантии и метаморфизм в коровых условиях. Показано, что на ранних этапах развития хромитообразующих рудных систем формируются рудопроявления и месторождения южнокракинского и хабарнинского типов с рассеянным оруденением (мелко- и среднезернистой структурой, струйчато-полосчатой текстурой). Рост интенсивности процессов деплетирования и тектонического течения рестита приводит к образованию на их месте более концентрированного оруденения кемпирсайского типа (сплошные и густовкрапленные руды крупнозернистой структуры).

5. Показано, что наибольшие перспективы на хромитовое сырье в настоящее время связаны с проявлениями вкрапленного типа, требующими двухступенчатой схемы обогащения. По крайней мере четыре массива Южного Урала (Хабарнинский, Крака, Нурали, Иткульский) обладают значительными ресурсами бедновкрапленных хромититов. Данные объекты обладают простым строением, значительными ресурсами, сложены высокохромистыми шпинелидами, что позволит получать высокосортный концентрат (50-58% Cr2O3), а вмещающие их серпентинизированные дуниты могут быть использованы в качестве сырья для химической и огнеупорной промышленности.

СПИСОК РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Публикации в рецензируемых журналах перечня ВАК

1. Савельев Д.Е., Бажин Е.А., Сначев В.И., Романовская М.А. Новые данные по геологии и геохимии Таловского габбро-гипербазитового массива (Южный Урал) // Вестник Московского университета, 2010, Т. 65, №3. с. 51-56 (вклад соискателя – 70%).

2. Савельев Д.Е., Савельева Е.Н., Сначёв В.И., Романовская М.А. К проблеме генезиса хромитового оруденения в гипербазитах альпинотипной формации // Вестник Московского университета, 2006. № 6. С. 3-8 (вклад соискателя – 70%).

3. Савельев Д.Е., Савельева Е.Н., Сначев В.И., Романовская М.А., Бажин Е.А. Эволюция процессов хромитообразования в альпинотипных гипербазитах // Бюллетень Московского общества испытателей природы, 2011, Т.86, №1. с. 31-40 (вклад соискателя – 70%).

4. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Бажин Е.А., Романовская М.А. К проблеме типизации хромитовых месторождений Южного Урала // Руды и металлы, 2009, №5, с.5-12 (вклад соискателя – 70%).

5. Савельев Д.Е., Сначёв В.И., Романовская М.А. Геохимические особенности полосчатого комплекса гипербазитов Южного Урала (на примере массива Средний Крака) // Вестник Московского университета, 2000. № 6. С. 32-40 (вклад соискателя – 70%).

6. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Рыкус М.В. Габбро-гипербазитовые массивы Тогузак-Аятского района (Южный Урал) // Нефтегазовое дело, 2010, № 1. с.15-28 (вклад соискателя – 70%).

7. Савельев Д.Е., Сначёв В.И., Сначёв А.В., Романовская М.А. Геолого-геохимическая зональность базит-гипербазитового магматизма Южного Урала // Вестник Московского университета, 2006. №1. С. 27-33 (вклад соискателя – 70%).

8. Савельев Д.Е., Федосеев В.Б. Сегрегационный механизм формирования тел хромититов в ультрабазитах складчатых поясов // Руды и металлы, 2011, №5. с.35-42 (вклад соискателя – 50%).

9. Рыкус М.В., Бажин Е.А., Савельев Д.Е., Сначев В.И. Геология и геохимические особенности ультрабазитов и габброидов зоны сочленения Южного и Среднего Урала (Кыштымская площадь) // Нефтегазовое дело, 2009, т.7, №1. с. 72-80 (вклад соискателя – 60%).

10. Рыкус М.В., Сначёв В.И., Кузнецов Н.С., Савельев Д.Е., Бажин Е.А., Сначёв А.В. Рудоносность дунит-гарцбургитовой и черносланцевой формаций пограничной зоны между Южным и Средним Уралом // Нефтегазовое дело, т. 7, № 2, 2009. с. 17-27 (вклад соискателя – 30%).

11. Сначев А.В., Пучков В.Н., Сначев В.И., Савельев Д.Е., Бажин Е.А.. Большаковский габбровый массив – фрагмент Южно-Уральской зоны раннекаменноугольного рифта // Доклады Академии наук, 2009, т.429 , № 1, с. 1-3 (вклад соискателя – 30%).

 

Монографии

12. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Савельева Е.Н., Бажин Е.А. Геология, петрогеохимия и хромитоносность габбро-гипербазитовых массивов Южного Урала. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2008. 320 с. (вклад соискателя – 70%).

13. Бажин Е.А., Савельев Д.Е., Сначев В.И. Габбро-гипербазитовые комплексы зоны сочленения Магнитогорской и Тагильской мегазон: строение и условия формирования. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 244 с. (вклад соискателя – 40%).

14. Сначёв В.И., Савельев Д.Е., Рыкус М.В. Петрогеохимические особенности пород и руд габбро-гипербазитовых массивов Крака. Уфа: БашГУ, 2001. 212 с. (вклад соискателя – 60%).

15. Сначёв А.В., Пучков В.Н., Савельев Д.Е., Сначёв В.И. Геология Арамильско-Сухтелинской зоны Урала. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2006. 176 с. (вклад соискателя – 20%).

16. Рыкус М.В., Сначев В.И., Насибуллин Р.А., Рыкус Н.Г., Савельев Д.Е. Осадконакопление, магматизм и рудообразование северной части зоны Уралтау. Уфа: БашГУ, 2002. 267 с. (вклад соискателя – 15%).

Статьи в научных сборниках и периодических научных изданиях

17. Савельев Д.Е. Петельчатая структура альпинотипных ультрабазитов и ее интерпретация (на примере массивов Крака) // Известия Отделения наук о Земле и природных ресурсов АН РБ. Геология. 2010 (№15). с.71-79.

18. Савельев Д.Е. Соотношение структур ультрабазитов и хромитового оруденения в западной части массива Южный Крака (Южный Урал) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 9, Уфа, 2011. с.228-235.

19. Савельев Д.Е., Бажин Е.А., Сначев В.И., Черникова Т.И. Особенности минерального состава метаморфизованных ультрабазитов Кыштымской площади / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 8, Уфа, 2009. с.129-137 (вклад соискателя – 70%).

20. Савельев Д.Е., Сначев А.В., Пучков В.Н., Сначев В.И. Петрогеохимические и геодинамические особенности формирования габбро-гипербазитовых массивов Арамильско-Сухтелинской зоны (Южный Урал) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №5, Уфа, 2006. с.72-85 (вклад соискателя – 70%).

21. Савельев Д.Е., Сначев В.И. Размещение базит-гипербазитовых комплексов Южного Урала / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №3, Уфа, 2003. с.162-167 (вклад соискателя – 70%).

22. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Савельева Е.Н., Бажин Е.А. Реститово-метаморфогенная модель хромитообразования в альпинотипных гипербазитах (на примере Южного Урала) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №6, Уфа, 2007. с.233-250 (вклад соискателя – 70%).

23. Савельев Д.Е., Сначев А.В., Пучков В.Н, Сначев В.И. Петрохимические и геодинамические особенности формирования ордовикско-раннесилурийских базальтов восточного склона Южного Урала / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №5, Уфа, 2006. с.86-104 (вклад соискателя – 70%).

24. Савельев Д.Е., Федосеев В.Б. Твердофазное перераспределение вещества при пластическом течении мантийных ультрабазитов как ведущий механизм концентрирования хромитов / Моделирование динамических систем. Сб. науч. тр. Н.Новгород: Интелсервис, 2011. с.6-23 (вклад соискателя – 50%).

25. Бажин Е.А., Савельев Д.Е. Габбро-ультрабазитовые комплексы Кыштымской площади (лист N-41-I) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 6, Уфа, 2007. С. 126-134 (вклад соискателя – 50%).

26. Бажин Е.А., Савельев Д.Е., Сначёв В.И. Состав хромшпинелидов габбро-гипербазитовых массивов пограничной зоны между Южным и Среднем Уралом (Кыштымская площадь) / Известия Отделения наук о Земле и природных ресурсов АН РБ. Геология, 2009, № 14. с.110-118 (вклад соискателя – 40%).

27. Ковалев С.Г, Сначев В.И., Савельев Д.Е. Перспективы платиноносности рудных формаций башкирской части Южного Урала / Горный журнал. Екатеринбург, № 5-6, 1997. с. 40-45 (вклад соискателя – 10%).

28. Ковалев С.Г., Сначев В.И., Савельев Д.Е. Полосчатые комплексы гипербазитовых массивов башкирского Урала / Препринт. Уфа, ИГ УНЦ РАН, 1998. 35 с. (вклад соискателя – 10%).

29. Сначев В.И., Рыкус М.В., Грицук А.Н., Савельев Д.Е. Благороднометальное оруденение дунит-гарцбургитовой и черносланцевой формаций Западного склона Ю. Урала / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 2. Уфа, 2001. с.152-162 (вклад соискателя – 20%).

 



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.