Генезис хром-платиноидного оруденения в дунитовых массивах разных районов Мира, несмотря на многолетние интенсивные исследования, до сих пор остается одной из нерешенных проблем рудной геологии и петрологии. Тесная ассоциация, повторяющаяся в пространстве и во времени, данного типа оруденения с дунитами, позволяет рассматривать его как неотъемлемый атрибут становления дунит-перидотит-габбровых комплексов. С другой стороны, структурные, минералогические и химические особенности оруденения часто свидетельствуют о независимой эволюции руд от дунитов, по крайней мере, на заключительных этапах их образования.
Также предметом дискуссий до настоящего времени остается и генезис самих базит-гипербазитовых массивов. В первой половине ХХ века доминировала магматическая модель образования ультрамафитов и залегающих в них хромитов, согласно которой хромититы есть результат кристаллизационной и гравитационной дифференциации ультрабазитовой магмы (Г.А. Соколов, В.П. Логинов, Н.В. Павлов и др.). Однако в последние 20 лет многочисленными экспериментами показано, что РТ-условия верхней мантии, в которой формировались альпинотипные ультрамафиты, исключают образование ультрамафитового расплава. Этот вывод подтверждается постоянством содержания железа в ультрамафитах (8% в расчете на закись) независимо от состава пород и положения в вертикальном разрезе массивов.
В 1932 г. А.Н. Заварицкий на примере массива Рай-Из показал возможность метасоматического развития дунитов по гарцбургитам с одновременным обособлением хромитов. Представление о метасоматической природе хромитовых руд в результате привноса магния и хрома развивала С.В. Москалева.
Другие исследователи считают, что применительно к богатым высокохромистым рудам эти представления не находят подтверждения: им противоречит несоответствие мощности серпентиновых оторочек размерам рудных тел. Сопряженность процессов дунитизации и хромитообразования возможна только при формировании непромышленного низкохромистого оруденения в ходе метаморфической дифференциации гарцбургитов, в результате которой возникает триада дунит – ортопироксенит – хромитит.
Полученные в последние годы, данные по петрологии и хромитоносности Кемпирсайского массива, позволяют некоторым исследователям развивать идею А.Г. Бетехтина (1937 г.) о гетерогенной природе высокохромистого оруденения в альпинотипных комплексах На примере кавказских и некоторых уральских месторождений он обосновал выделение двух типов руд – ортомагматического и гистеромагматического.
Изучение группой авторов [2] составов полиминеральных включений в хромшпинелидах хромитовых руд Платиноносного пояса Урала позволило им сделать следующие выводы:
1. На основании сопоставления степени окисленности акцессорных хромшпинелидов и хромитов рудных тел с температурой оливин-хромитового равновесия, а также на основании морфологии рудных тел сделан вывод об эпигенетическом характере хром-платиноидного оруденения по отношению к дунитам.
2. Характерной особенностью всех железомагнезиальных силикатов из включений, является высокое содержание хрома в качестве изоморфной примеси. В хлорите концентрации Cr2O3 достигают 3 мас.% и выше, в гранате содержание хрома колеблется от первых процентов до 15 мас.%, во флогопите, амфиболе и диопсиде ; около 2 мас.%, а в оливине ; около 1 мас.%.
3. Отмечено, что все изученные рудные тела отделены от вмещающих дунитов узкой (5-10 мм) серпентинитовой каймой, не содержащей реликтов оливина, характеризуются наличием минерализованных контракционных трещин, не выходящих за объем рудного шлира. Объемные соотношения хромшпинелида и силикатного цемента - варьируют от существенного преобладания хромита до почти равных соотношений.
4. Хромититы, как правило, сопровождаются ассоциацией флюидсодержащих минералов – богатых кальцием, щелочами и фосфором. Обогащенность эпигенетических платиноносных хромититов этими компонентами может являться результатом их постмагматического перераспределения в динамических условиях.
5. Аномальное геохимическое сосуществование хрома и магния с одной стороны и кальция, щелочей, фосфора и водно-углекислотного флюида - с другой, не может быть объяснено ни процессами кумуляции, ни процессами плавления. Окончательная кристаллизация такого материала происходила, вероятно, в сравнительно низкотемпературных и низкобарических условиях без взаимодействия с вмещающими дунитами. Образования хром-платиноидных руд могло быть результатом кристаллизации рудно-силикатного геля.
Прямым указанием на возможность кристаллизации хромшпинелидов из геля или коллоидного раствора служит установленная В.Ю.Алимовым с соавторами [10] дефектность кристаллической структуры хромитов массива Рай-Из.
Для понимания природы богатых руд первостепенное значение имеет обнаружение в рудных телах Кемпирсайского массива захороненных газов – H2, CH4, CO и N2, что указывает, по мнению авторов [8], на астеносферный источник рудопереносящих флюидов, ответственных за формирование хромитовых месторождений.
Из выше сказанного становится очевидным, что концентрация хромититовых руд тесно связана с воздействием глубинных флюидов на породы вмещающей матрицы. Этим фактором объясняется значительное количество в рудах низкотемпературных минералов: серпентина, хлорита, брусита, точилинита и др.
Наличие брекчиевых текстур [11], в которых округлые, реже остроугольные, обломки слабо серпентинизированных дунитов сцементированы хромит-силикатным агрегатом, свидетельствует об эксплозивно-инъективном характере образования тел хромититовых руд.
Эксплозивно-инъективный характер генезиса хромититовых руд можно наглядно продемонстрировать на примере Агардагского гипербазитового массива.
Агардагский массив, его геологическое строение, тектоническая позиция, петрографические и геохимические характеристики пород, детально описаны в работах Г.В.Пинуса, П.А. Никитчина, В.И. Кудрявцева, Ю.С. Александровского и многих других исследователей. Поэтому в данной работе мы остановимся на новых фактах, полученных в результате проведенных в 2009-12гг ревизионно-поисковых работ, акцентируя основное внимание на генезисе хромититовых руд и связанных с ним перспективах массива.
Агардагский массив входит в состав Южно-Тувинского гипербазитового пояса [1] локализованного в зоне Агардагско-Окинского разлома и представляющего собой линеаментную структуру северо-восточного простирания протяженностью более 100 км. Массив является наиболее крупной и хорошо изученной структурой, которая находится в юго-западной части гипербазитового пояса. Протяженность массива составляет 23 км при ширине варьирующей от 1 до 4 км. По данным региональных гравиметрических работ значительная часть массива остается не вскрытой эрозией.
Возраст гипербазитов является предметом дискуссий. Верхняя возрастная граница определяется прорывающими массив гранитами сархойского комплекса, имеющими радиологические датировки в пределах 460-480 млн. лет. Массив гипербазитов прорывает метаморфизованные вулканогенно-осадочные породы кадвойской свиты венд-кембрийского возраста. С другой стороны наличие в верхнерифейских отложениях хромшпинелидов, идентичных хромитам Агардагского массива, позволяет предполагать до-верхнерифейский возраст массива.
Нет единого мнения и в вопросе о происхождении гипербазитов: одни исследователи считают их интрузивными телами, другие рассматривают их как протрузии.
В геологическом строении Агардагского гипербазитового массива (рис. 1) принимают участие в разной степени серпентинизированные дуниты, перидотиты (в основном гарцбургиты, реже верлиты и лерцолиты) и пироксениты (диаллагиты, реже вебстериты и энстатиты), а также аподуниты и апоперидотиты. Перечисленные породы отнесены к актовракскому дунит-гарцбургитовому комплексу. К этому комплексу отнесены и небольшие тела габбро-амфиболитов.
Вдоль северо-западного экзоконтакта ультрамафитов развиты граниты.
В пределах массива довольно часто встречаются крупные олистолиты вмещающих пород – известняков, сланцев и кварцитов.
В пределах гипербазитового массива широкое распространение имеют мелкие тела мезозойских образований – долеритовый дайковый комплекс, в тектонически-ослабленных зонах северо-восточного фланга массива – штокообразные тела щелочных лампрофиров (камптониты, керсантиты и вогезиты), а также родингитов, пегматоидных и брекчиевых карбонатных метасоматитов, травертинов, что говорит об интенсивном развитии флюидизатных процессов в пределах массива.
Характерной особенностью морфологичиского строения массива являются протяженные продольные корытообразные понижения, выполненные терригенными осадками неоген-четвертичного возраста. Псевдодолины расположены в крест тальвегам сухих русел временных водотоков и субпаралельно общему направлению простирания массива, то есть, образованы не водными потоками, а скорее всего тектоническими процессами. Выполняющие отложения преставлены глинистыми песками с прослоями гравелитов и щебнем гипербазитов общей мощностью нередко превышающей 20 м. Под этими отложениями часто вскрываются тела хлорит-серпентинитов без реликтов первичной породы и с крупными (до 5 м) амебообразными нодулями хромититовых руд. Протяженность одной из наиболее крупной псевдодолины составляет порядка 7 км.
Предшествующими работами в пределах массива выявлено около 150 проявлений хромититовых руд, из которых половина в коренном залегании остальные в делювиальных свалах.
Проведенная гравиметрическая съёмка масштаба 1:10 000 (сеть 100;20 м) не дала положительного поискового результата. На всех гравиметрических аномалиях, предложенных для заверки, хромититовых руд в коренном залегании не обнаружено, а в большинстве случаев нет даже обломков хромитов.
В гравитационном поле массива (в редукции Буге с ; = 2,67 г/см3) фиксируется две гравитационные ступени (флексуры), разделяющие площадь на три относительно равные зоны – положительные юго-западную и северо-восточную, а также отрицательную – центральную. Вероятно, это объясняется разной глубиной эрозии блоков массива с различной амплитудой вертикального смещения. В геологическом плане гравитационные ступени приходятся на крупные поперечные дизъюнктивы с элементами миллонитизации и брекчирования окружающих пород.
Для фланговых блоков массива характерен сильно расчлененный рельеф с абсолютными отметками достигающими 1500м.
В юго-западном блоке рудные тела сплошных и густовкрапленных руд имеют небольшие размеры (первые десятки метров по простиранию и мощностью не более 1,5м) часто столбообразной формы и постоянно сопровождаются серпентиновой оторочкой мощностью 5-10 см или целиком представлены нодулярным типом руды (сферические рудные обособления размером до 3 см в серпентиновом матриксе). Полосчатые руды встречаются крайне редко. Несмотря на достаточно высокие содержания трехокиси хрома в рудах (35-47%) промышленно значимых объектов в пределах блока не выявлено.
Северо-восточный блок Агардакского массива характеризуется самым большим количеством проявлений хромититовых руд, большинство из которых тяготеет к тектонической зоне, ограничивающей Агардагский массив с юго-востока и протягивающейся более чем на два километра в восток-северо-восточном направлении.
В пределах блока установлено восемь наиболее перспективных проявлений. Объекты представлены довольно протяженными телами сложенными тремя основными разновидностями хромовых руд – полосчато-вкрапленными, вкрапленными и массивными (сливными).
Рудоносная зона трассируется в пределах весьма расчлененного рельефа вдоль линейных тектонических нарушений соосных с простиранием массива, параллельно которым прослеживаются маломощные тела аплитовидных гранитов. Рудные тела массивных и густовкрапленных руд мощностью от 0,5 до 3,0м ( с редкими раздувами до7м) фрагментарно прослеживаются в основном субпараллельно рудоносной зоне на протяжении от 100 до 450м и локализованы в рассланцованных серпентинтах.
Реже встречаются менее протяженные (>100м) рудные тела, приуроченные к поперечным тектоническим нарушениям и локализующиеся в серпентинизированных дунитах.
Содержание трехокиси хрома в рудных телах по рудоносной зоне варьирует в пределах 32,5 – 44,8%.
Предполагается, что рудные системы описываемых объектов, возможно, располагаются на разных гипсометрических уровнях эрозионно-денудационного среза Агардагского массива.
Полосчато-вкрапленные руды приурочены к поперечному дизъюнктиву разделяющему северо-восточный и центральный блоки Агардагского массива. Рудные тела, залегающие среди серпентинизированных дунитов, имеют мощность от 1 до 4м, при этом мощность отдельных рудных полос внутри тела варьирует от первых миллиметров до 5см. Руды и вмещающие породы обычно пронизаны сетью тонких прожилков серпентина. Фрагментарно прослеженная протяженность отдельных рудных тел составляет от 200 до 400м. Содержание трехокиси хрома, по данным химического анализа, колеблется от 9,8% до 34,52%, составляя в среднем 22%.
Центральный блок имеет более сглаженный рельеф с широким развитием субпаралельных корытообразных долин, выполненных неоген-четвертичными отложениями. В пределах блока большое распространение имеют тела хлорит-серпентинитов (офитовые серпентиниты) с крупными (до 5м) нодулями (будинами) сплошных и густовкрапленных хромититовых руд.
На стыке юго-западного и центрального блоков расположено самое крупное проявление (№ 8) хромититовых руд, представляющее собой дугообразную зону трещиноватости в перидотитах залеченной кулисообразными телами сплошных хромититовых руд мощностью 3,5-5,0м и длинной от 15 до 40м. Участки густо-вкрапленных руд имеют резко подчиненный локальный характер и не обнаруживают какой-либо зональной закономерности. По контакту рудных тел с серпентинизированными гипербазитами постоянно наблюдается серпентиновая, реже тальковая, оторочка мощностью 15-20 см и натеки кальцита. Морфология рудных тел, вероятно, осложнена пережимами в вертикальной плоскости, а также маломощными рудными апофизами.
В одном межрудном промежутке наблюдается сохранившийся фрагмент полосчато-вкрапленных руд (рис. ) небольшой мощности (0,5м), представленный светло-серыми зернистыми аподунитами с полосами вкраплений хромита мощностью 1-5 см.
Общая видимая протяженность рудной зоны составляет порядка 200м. Фланги рудной зоны перекрываются неоген-четвертичными отложениями. Юго-восточное продолжение тектонической зоны импрегнированно многочисленными жилками серпентина.
В восточной части Центрального блока установлено крупное проявление № 7, которое является наглядной моделью эксплозивно-инъективного генезиса формирования хромититовых руд. Проявление расположено в корытообразном понижении северо-восточного простирания и протяженностью около 1,5 км при ширине около 300м, выполненном терригенными осадками неоген-четвертичного возраста.
Пониженная форма рельефа представляет собой тектонически ослабленную зону с полосовидными участками (от20 до 80м) интенсивной метасоматической проработки пород, представленными аподунитовыми серпентинитами импрегнированными густой сетью жил магнезита и жильного серпентина. По трещинам часто наблюдается развитие натеков, корочек желто-оранжевого хроматита (Ca[CrO4]), бурого лимонита и прожилков полупрозрачного кальцита. Реже наблюдается убогая прожилково-шлировая минерализация хромшпинелидов. На большую часть тектонической зоны наложена молодая грабенообразная структура, ограниченная разломами сбросового характера и выполненная неогеновыми песками мощностью до 25м.
Полосовидные участки метасоматической проработки контролируют (а по сути – венчают) размещение дайкообразных тел рудоносных хлорит-серпентинитов мощностью 5 – 25 м без реликтов первичной породы и часто с флюидальными текстурами. На поверхности контакты с менее серпентинизированными дунитами и апогипербазитами – резкие (секущие) и часто сопровождается инъекциями магнезита (рис. 2). На глубине контакты часто более расплывчаты и сопровождаются переходной зоной (10-30см) в виде осветленных сильно серпентинизированных гипербазитов, что говорит о неполной нейтрализации поднимавшихся растворов и значительном их влиянии на вмещающие породы. Участками хлорит-серпентиниты имеют оспинную текстуру за счет мелких (1-2мм) оолитовых выделений магнезита или целиком разбиты мелкой сетью жилок магнезита. С поверхности оруденение в хлорит-серпентинитах чаще имеет вид амебовидных и червеобразных гигантских нодулей (рис. 3) сплошной или густовкрапленной хромитовой руды размером от 0,3 м до 5,0 м в диаметре и глубиной до 8м. Реже руды встречаются в виде жил мощностью около 1 м, причем к поверхности наблюдается плавное их выклинивание и появление над жильными телами нодулей (рис. 4). Иногда в густовкрапленных рудах и в офитовых серпентинитах наблюдаются вкрапления пакетов слюды (флогопит) размером до 3мм, а по трещинам часто встречаются щетки уваровита.
С глубиной рудные тела в хлорит-серпентинитах, очевидно, приобретают форму сплошных жил (рис. 5) и даже в тех серпентинитах, в которых на поверхности рудных тел не наблюдалось. По данным бурения мощность отдельных рудных жил на глубине более 100 м достигает 6,0 – 8,0 м. Можно предположить, что на больших глубинах мощность рудных жил достигнет размеров тел серпентинитов, которые в свою очередь сохранятся лишь в виде маломощной серпентиновой оторочки.
Нередко в хлорит-серпентинитах наблюдаются ксеногенные валуны практически неизмененных дунитов, очевидно захваченных гелеподобным раствором при внедрении. Для обломочного материала часто характерно наличие многослойной скорлупы из офитового серпентина (рис. ). Инъекции серпентиновых растворов происходили многократно, что подтверждается наличием брекчий, в которых остроугольные и полуокатанные обломки раннего серпентина или хромититовой руды (рис ) сцементированы более поздней серпентиновой массой.
В пределах проявления часто встречаются маломощные (до 2м) дайки мезозойских долеритов. В одной из скважин обнаружена ситуация когда дайка долеритов внедрилась в рудоносные серпентиниты жильного типа и содержит довольно большое количество изометричных шлиров хроммагнетита размером до 1см. На контакте пород наблюдаются контактовые изменения вмещающих серпентинитов в виде десерпентинизации мощностью 20-25 см. Данный факт позволяет предположить, что обогащение магматических расплавов рудными компонентами происходит в результате их прохождения сквозь рудоносные зоны метасоматического или флюидизатного генезиса.
В юго-западном обрамлении тектонической зоны в апогипербазитах бурением установлена прожилковая минерализация, которая часто сопровождается жилами (от 2 до 50 см) полупрозрачного нефритовидного серпентина с тонкой сыпью рудных минералов. На участках образования микроскладчатости у рассланцованных апогипербазитов в области динамической разгрузки (на замыкании микроскладок) нередко наблюдаются небольшие (до 50см) каплевидные тела густо-вкрапленных руд с подводящими прожилками в серпентиновой оторочке толщиной 3-5см.
Для проявления характерен полосчатый рисунок гравитационного поля, что вероятно обусловлено понижающим гравиэффектом преобладающих в разрезе серпентинитовых тел. Магнитное поле проявления характеризуется наличием контрастных отрицательных аномалий, совпадающих с молодыми разломами с вертикальным смещением.
Северо-восточный фланг проявления (протяженностью около 800м) остался не охваченным поисковыми работами ввиду развития мощного чехла (более 10 м) перекрывающих неоген-четвертичных осадков и недостаточного финансирования. Тем не менее, фланг обладает хорошими перспективами на обнаружение хромититовых руд, что подтверждается структурно-тектонической позицией и находками обломков хромититовых руд.
Рудные тела проявления представлены чаще сливным типом руды с небольшим содержанием хлорит-серпентиновой массы в интерстициях. Реже встречаются тела густо-вкрапленных руд.
Химическим анализом бороздовых и керновых проб [6] установлены следующие вариации содержаний рудообразующих окислов в рудах: SiO2 – 4,24-6,92% (для густо-вкрапленных руд – до 14,56%); Al2O3 – 5,20-11,10%; Fe2O3 – 13,70-18,81%; FeO – 6,42-13,02%; Cr2O3 – 43,40-49,72% (для руд с кеммереритом в интерстициях – 50,46-52,06%, для густо-вкрапленных руд – 36,60-38,70% ); MgO – 16,54-20,82%. Рудовмещающие дуниты: SiO2 – 36,86-41,54%; Al2O3 – 0,40-2,62%; Fe2O3 – 4,41-8,21%; FeO – 0,81-2,61%; Cr2O3 – 0,68-2,60%; MgO – 39,52-42,13%. Рудоносные серпентиниты по отношению к гипербазитам массива имеют более низкие содержания кремнезема (28-34%).
Электронно-зондовым микроанализом хромитов, выполненным в лаборатории ВИМСа, установлены высокие содержания двуокиси хрома в минералах, достигающих максимальных значений – 68,42%. Минимальные содержания Cr2O3 редко падают ниже 53%. Содержание Al2O3 варьируют в основном в пределах 9-17%, редко падая до 2-4%. Стабильны содержания MgO – 8-14% и Fe2O3 – 1-4%. Содержания FeO изменяются от 10 до 18%. Довольно высоки содержания окиси никеля – 0,1-0,3%. По данным показателям руды Агардагского массива сопоставимы с рудами месторождений Кимпирсайского массива.
Минералогическим анализом проб-протолочек установлено, что хромититовые руды на 85-90% состоят из магнезиохромита. Из второстепенных минералов постянно присутствуют минералы групп хлорита (клинохлор, кеммерерит – до 8%) и серпентина (до 6%), а также брусит (до 2%). Реже встречаются альмандин, уваровит, форстерит, магнетит, гематит, гетит, флогопит, магнезит и кальцит.
Рентгенофазовым анализом рудных образцов [11] установлено наличие редкого минерала хамрабаевита – карбида титана, ванадия и железа, характерного для глубинных пород флюидизатного генезиса, таких как алмазоносные лампроиты.
В целом рудоносные инъективные серпентиниты по химическому и по минеральному составу близки к кимберлитам: хлорит-карбонатно-серпентиновая основная масса с набором вторичных и ксеногенных минералов – форстерит, магнетит, флогопит, а также высокохромистые гранат и хромшпинелид. Кроме того сведения о находках алмазов в хромититовых рудах и во вмещающих их серпентиновых метасоматитах приведены В.Н. Лодочниковым [5] и В.А. Обручевым [7].
В настоящее время массив не достаточно изучен на глубину, и поэтому рано делать результирующие выводы, но на основе имеющейся аналитической информации можно с уверенностью констатировать, что в пределах массива можно ожидать несколько средних и крупных месторождений хромититовых руд флюидизатного генезиса на глубинах 500 - 1000 м.
В свете изложенных данных и данных других исследователей следует признать, что генезис многих месторождений хромититовых руд нередко носит флюидизатный характер и не связан с магматической активизацией.
Здесь необходимо внести ясность в необходимости употребления нами данного термина: почему «флюидизатный», а не «метасоматический»? В современном понимании метасоматоз это процесс химического воздействия минерализованных жидкостей (гидротермальный процесс) или газов на вмещающие породы нередко с изменением их химического состава, который сопровождается реакциями замещения минералов или обмена ионов между минералами, растворенными во флюиде и минералами вмещающих пород, а также диффузией компонентов, как на ионном, так и на молекулярном уровне. При этом процессе сохраняются структура и текстура первичной породы. Другими словами при метасоматозе рама пород сохраняет свое положение, изменяется лишь минеральный состав пород, реже химический.
В гипербазитовых массивах при метасоматозе, в результате «пропаривания» пород газообразными флюидами, обычно образуются конкордатные участки апогипербазитовых серпентинитов – массивных, очень плотных пород с реликтовой зернистостью и обычно имеющих окраску темных тонов зеленого цвета. В породах сохраняется акцессорная вкрапленность хромшпинелидов и химический состав основных породообразующих окислов.
Источником газово-жидких эманаций, приводящих к метасоматическим преобразованиям, являются в одном случае – дегазирующие интрузивные расплавы в другом – термодинамические метаморфогенные процессы.
Первопричиной флюидизатного процесса является, очевидно, дегазация астеносферного субстрата. Из продуктов дегазации, одним из основных компонентов которых по данным Ф.А. Летникова является водород, в условиях относительно холодной литосферы происходит синтез и конденсация водородных соединений, в том числе и различных кислот. В условиях повышенных температур возможно образование серной кислоты с температурой кипения при атмосферном давлении – 300;С.
Флюидизатный процесс предусматривает полное растворение пород вмещающей рамы агрессивными флюидами в промежуточных камерах (в трещинно-пористых средах глубинных разломных зон) и последующее их перемещение в верхние горизонты литосферы (или вследствие увеличения объёма молекул новообразованных минералов, или в результате сжатия при неотектонических подвижках) в виде гелеподобной массы, где происходит нейтрализация кислотной составляющей и литификация продуктов инъекций [3]. При этом процессе в продуктах литификации наблюдаются флюидальная, линзовидная, сфероидальная, шлировая текстуры и структуры пород. Нередко образуются псевдоконгломераты или брекчии. В гипербазитовых массивах этот процесс часто представлен жилами слоистого и пластинчато-волокнистого серпентина или аморфной стекловатой серпентиновой массы, а также натечным магнезитом и кальцитом.
Косвенным подтверждением предположения о астеносферном происхождении агрессивных флюидов является наличие в серпентинитах хромититовых месторождений ксеногенных карбидов – когенита, муассанита, хамрабаевита часто встречающихся также и в алмазоносных породах флюидизатного происхождения (кимберлиты, лампроиты и др.). В нижних горизонтах литосферы, обогащенных тугоплавкими карбидами различных элементов (в том числе и хрома), воздействие агрессивных флюидных возгонов приводит к их диссоциации и образованию обогащенных растворов, за счет которых происходит дополнительный (возможно основной) привнос хрома. Р.М. Слободской выдвинул предположение об участии в эндогенных процессах переноса и отложения рудного вещества продуктов диссоциации карбидов в виде элементоорганических (абиогенных) соединений, например – дибензолхром, тетраметилплатина [9]. Возможно, этим обстоятельством объясняется факт, установленный В.Р. Шмелевым [12] с соавторами констатирующие, что рудные хромиты большинства месторождений по сравнению с акцессорными хромшпинелидами из вмещающих дунитов обладают более высокими содержаниями хрома и повышенной магнезиальностью.
Химический процесс воздействия агрессивных флюидов (кислотных растворов) на перидотитовые породы можно представить в следующем виде. В водном растворе кислоты диссоциируют с образованием катиона водорода (H+) и анионы кислотного остатка (SO42-; CO3-; Cl-), вода образует гидроксильную группу (OH-). Взаимодействие перидотитов с кислотами в трещинно-пористой среде разломов приводит к образованию серпентиновой массы с магнезитом из оливиновых пород (4Mg2SiO4 + 2H2 +2CO2 + 4OH = Mg6[Si4O10](OH)8 + 2MgCO3), а при гидролизе пироксенов образуется серпентин, кальцит и кремнистые образования – 6CaMg[Si2O6] + 2H2 + 6CO2 + 4OH = Mg6[Si4O10](OH)8 + 6CaCO3 + 8SiO2. Кислотные анионы участвуют в образовании солей.
В результате взаимодействия с минералами перидотитов (оливин, пироксены) ионизированного раствора является образование серпентина (Mg6[Si4O10](OH)8), магнезита (MgCO3), эпсонита (MgSO4;7H2O), галита (NaCl), кальцита (CaCO3) и кварца(SiO2). Концентрация хромита происходит вследствие плотностной дифференциации растворенного субстрата гипербазитов в промежуточных камерах трещинно-пористой среды тектонических зон. Эксплозивно-инъективная природа стволовых и дайкообразных тел является, скорее всего, результатом выдавливания низкотемпературных (;500°) образований по трещинным каналам при неотектонических подвижках, при которых происходит последовательное внедрение – сначала менее плотного хлорит-серпентинитового раствора с магнезитом, затем более тяжелого хромитового с образованием в местах соприкосновения нодулярного типа руды.
Все перечисленные компоненты присутствуют в пределах Агардагского массива. Зоны развития рудоносных серпентинитов жильного типа насыщены песчаными инъективными образованиями типа даек (рис. 7). В юго-восточном обрамлении массива расположено горько-соленое озеро, окружающая площадь которого в весеннее время покрывается слоем (~10-15см) эпсонит-галитовых солей (рис. 8).
Инъективный характер рудоносных серпентинитов, вероятно, объясняется сжатием первичного трещинно-жильного коллектора, возникающего при неотектонических подвижках. Подтверждением процесса выдавливания дифференцированной гелеподобной массы является наличие характерных нодулярных руд (сферические рудные обособления размером до 3 см в серпентиновом матриксе), образующихся благодаря процессу холодной ликвации (рис. 9).
Вблизи контактов с более молодыми интрузивными породами (граниты, габбро-долериты) в жильных серпентинитах происходит частичная (внутренние части псевдоморфоз по энстатиту сложены серпентином, а по периферии они замещаются каймой регенерированного оливина) или полная десерпентинизация (очевидно в зависимости от длительности термального воздействия) с образованием вторичных дунитов.
Реститово-метаморфогенный тип хромитообразования, возможно, имел место на стадии регионального метаморфизма, сопровождаемом интенсивным метасоматозом. Воздействие восходящих флюидных паров способствует серпентинизации гипербазитов, а сдавливание пород приводит к концентрации акцессорного хромита в виде узких полос вкрапленных руд.
Реститово-метаморфогенный генетический тип оруденения широко проявлен в пределах Калнинского гипербазитового массива, расположенного в Западно-Саянской структурно-фациальной зоне. Здесь, согласно авторам [4], «границы рудоносных зон в серпентинизированных дунитах устанавливаются условно – по появлению в разрезе рассеянной рудной вкрапленности в виде отдельных цепочек и тонких струек в несколько зерен хромшпинелидов. Границы рудных тел, в свою очередь, определяются по увеличению содержания рудной вкрапленности до 10%, появлению крупных (до7мм) линз и гнезд хромшпинелидов, а также по сгущению цепочек и струек последних с появлением шлиров в первые сантиметры.» Содержания окиси хрома по рудным интервалам варьируют от 13,2 до 27,25% и лишь отдельные штуфные пробы достигают 37-45%. Не исключено, что на этом массиве имеет место и флюидизатная форма хромитообразования, связанная с «нерасчлененными серпентинитами», поля распространения которых тяготеют к долинам рек и ручьёв.
Таким образом, очевидно, что в каждом из приведенных вариантов концентрации хромовых руд ведущую роль играют агрессивные возгоны.
Подводя итог вышесказанному, отметим основные моменты:
- Основной процесс хромитообразования на Агардагском массиве носит эпигенетический характер по отношению к вмещающим дунитам и связан с возгонами агрессивных флюидов, под воздействием которых образуются низкотемпературные жидкие растворы – флюидизаты.
- Источником агрессивных флюидов является дегазирующий астеносферный субстрат.
- Тела рудоносных серпентинитов жильного типа являются продуктами химического преобразования гипербазитовых пород и носят инъективный характер формирования за счет возникающих условий сжатия при тектонической активизации.
- Высокие концентрации хрома образуются, скорее всего, благодаря диссоциации карбидов под воздействием флюидных возгонов и выносу растворенных продуктов в верхние горизонты литосферы.
- Образование гнездово-шлирового оруденения магматического генезиса возможно только за счет прохождения интрузивных расплавов сквозь ранее сформированные рудные скопления флюидизатного или метасоматического генезиса.
Такой подход снимает многие противоречия как магматической, так и метасоматической (флюидизатной) концепций.
Список литературы
1. Александровский Ю.С., Мкртычьян А.К. Агардагский хромитоносный массив в юго-восточной части Республики Тыва // Геология и минеральные ресурсы Центральной Сибири. Красноярск, КНИИГиМС, 2005.
2. Аникина Е.В., Пушкарев Е.В., Вилисов В.А. Состав микровключений в хромшпинелиде как индикатор генезиса хром-платинового оруденения в дунитах Платиноносного пояса Урала.//Ежегодник-1998, Екатерибург, ИГГ УрО РАН, 1999, с. 154–160.
3. Кузьмин И.А. Проявления флюидных процессов на поверхности Земли и их рудоносность. Сб. Геология и полезные ископаемые Красноярского края. Вып.№8, КНИИГиМС, Красноярск, 2007, с. 155 – 160.
4. Курганьков, П.П., Целюк И.Н., Власов А.В., Юркин В.В., Сержантов Н.Ф., Махнева Н.А. Перспективы хромитоносности юга Красноярского края на примере Калнинского гипербазитового массива. // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Центральной Сибири. Материалы юбилейной научно-практической конференции, ОАО «Красноярскгеолсъёмка», Красноярск, 2010, с. 40 – 45.
5. Лодочников В.Н. Серпентины и серпентиниты Ильчирские и другие и петрологические вопросы, с ними связанные. Л., 1936, 818с.
6. Мкртычьян Г.А., Кузьмин И.А., Губин Е.В. Составы рудоносных хромшпинелидов Агардагского массива (Республика Тыва). Геология и минерально-сырьевые ресурсы Центральной Сибири. Материалы научно-практической конференции. Красноярск, ОАО «Красноярскгеолсъемка», 2011, с. 94-98.
7. Обручев В.А. Рудные месторождения. М., ОНТИ, 1934,596с.
8. Симонов В.А., Чащухин И.С., Ковязин С.В. Закономерности распределения газов в хромитах и ультрабазитах Кемпирсайского месторождения // Формационное расчленение, генезис и металлогения ультрабазитов. Информационные материалы. Свердловск, 1988, с.89–100.
9. Слободской Р.М. Элементоорганические соединения в магматогенных и рудообразующих процессах. Новосибирск, Наука, 1981, 135с.
10. Строение, эволюция и минерагения гипербазитового массива Рай-Из // Пучков В.Н., Перевозчиков Б.В., Чащухин И.С., Шмелев В.Р. и др. Свердловск: Институт геологии и геохиимии УрО АН СССР, 1990, 228 с.
11. Шибистов Б.В., Будник В.С., Кондратьев В.М., Шибистова А.В. Перспективы поисков хромитов в массиве Агардаг южно-тувинского гипербазитового пояса. // Разведка и охрана недр №9, 2010, с. 21-24.
12. Шмелев В.Р., Пушкарев Е.В., Аникина Е.В. Нижнетагильский дунит-клинопироксенитовый массив и его платиновые месторождения. Путеводитель геологических экскурсий XI Всеросийского петрографического совещания. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2010, с. 37-58.