книги из ГПНТБ / Москалева, С. В. Гипербазиты и их хромитоносность

При сопоставлении изменений в хромшшгаелиде из разных групп одинаково серпентинизированных гипербазитов дунит-гарцбургито- вого ряда обращает на себя внимание тот факт, что интенсивное выделение магнетита свойственно хромшпинелиду только из дунитов и гарцбургит-дунитов, т. е. существенно магнезиальных пород. Хромшпинелид гарцбургитов при любой степени серпентинизации породы замещается магнетитом крайне слабо, чем еще раз подчеркивается его бедность железом по сравнению с хромшпинелидом дунитов.

Процессы серпентинизации имеют различную интенсивность и разный масштаб проявления, вследствие чего среди них выделяются региональный и локальный виды. Типичным примером региональных изменений является тотальная равномерная серпентинизация лизардитовой стадии, соответствующая зеленосланцевой фации метамор­ физма [89], изофациальной метаморфизму вмещающих пород. На состав хромшпииелида и, следовательно, качество хромитовых руд эта стадия серпентинизации не влияет. К локальным метасоматпческим изменениям гипербазитов относятся хризотиловая и антигорптовая стадии серпентинизации, обычно затрагивающие гипербазпты, уже прошедшие региональную серпентинизацию лизардитовой ста­ дии. Одпако в отличие от региональной лизардитизацип, охваты­ вающей гипербазитовые массы равномерно, этот тип серпентпнизации характерен только для зон разломов в гипербазитовых телах. По фацип метаморфизма и направленности химических изме­ нений этот процесс тождествен региональной серпентинизации, но выражен значительно интенсивнее.

По мнению ряда авторов, региональный и локальный процессы серпентинизации относятся к проявлениям различных этапов серпен­ тинизации. Несомненная общность их химической направленности, выражающаяся в выщелачивании гипербазитов [89] и сопровож­ дающаяся их обводнением с усилением этих реакций при локальных изменениях, позволяет предположить, что региональное и локальное проявление серпентинизации являются отражением разновременных стадий единонаправленного процесса преобразования гипербазитов. Приуроченность же регионального и локального типов серпентини­ зации к зонам различных тектонических нарушений [232] со всей оче­ видностью свидетельствует о том, что возможность проявления каждой из стадий этого процесса обусловлена геологической предысторией. Если для развития региональной лизардитовой серпентинизацип достаточны слабые тектонические деформации, не приводящие к нару­ шению сплошности минералов и сложенных наш участков, то для интенсивной серпентинизации, обусловливающей появление про­ мышленных концентраций хризотил-асбеста, необходимы неодно­ кратность и интеисивпость тектонических нарушений с возникнове­ нием зон полного дробления, милонитизации и других динамических разрушений пород и слагающих их минералов, т. е. зон наибольшей проницаемости и переработки первичного материала.

К. К. Золоевым в 1965 г. установлена для Урала приуроченность промышленной асбестоносиости к поясам, расположенным среди более

223

молодых образований, и отсутствие ее в «древних» гипербазитах. Если принять асбестоносные массивы за действительно молодые, как полагает этот нсследователь, притом кристаллизующиеся из расплава, то становится неясным, почему же именно они претерпели наибольшие динамические и метаморфические преобразования, и почему все эти процессы в такой мобильной зоне, как Урал, не отра­ зились на древних гипербазитах. С этой точки зрения наиболее логичным представляется объяснение внедрения гипербазитовых тел в полнцикличных складчатых областях в виде блоков, оторванных и перемещенных во время складчатости. Так как каждая складча­ тость способствует новому дроблению и серпентинизации гипербази­ товых масс, то очевидно, что гипербазитовые тела более молодых складчатых областей должны представлять собой наиболее благо­ приятные объекты для серпентниизации, и в них, казалось бы, естественно ожидать напболее значительные скопления асбеста. Между тем известно [232], что альпийские пояса, сложенные мелкими телами полностью серпентинизированных гппербазитов, всегда неасбестоносны, а асбестоносны более «древние». Больше того, устано­ влено, что не всякая серпентинизация способствует возникновению асбеста, благоприятными для его возникновения являются лишь такие массы, в которых сохранились ядра исходных гипербазитов (баженовскпй тип), в то время как в полностьюперекристаллизоваиных породах возможны лишь маломощные жилы этого полезного ископаемого (лабинский тип). Следовательно, существуют дополни­ тельные факторы, обусловливающие асбестообразование.

Исследования химизма серпентинизации [223] показали, что при образовании хризотил-асбеста наряду с выносом FeO происходит привнос не только Н 20 , но и MgO. Очевидно, что такой ход процесса возможен лишь при сохранении измененных «ядер» гипербазита, являющихся поставщиком MgO (хризотиловая стадия), и, естественно, исключается при их полной серпентинизации (антигоритовая ста­ дия), протекающей с выносом MgO, что и происходит в перекристаллизованных до антигоритовой стадии «молодых» серпентинптовых поясах. В процессе асбестообразования, т. е. по мере формирования мономинеральной хризотиловой породы, изменениям, приводящим к исчезновению исходного материала, подвергаются не только породо­ образующие, но и акцессорные минералы, в том числе рудные. Так как метаморфизм хромшпинелидов и сложенных ими хромитовых руд всегда изохимичен и изофациален изменениям вмещающих их мате­ ринских пород [22,105, 78, 230, 406, 407, 67], то при хризотилизации,

что в итоге приводит к его полному исчезновению [406, 67, 111, 253]. Таким образом, серпентинизация хризотиловой стадии, при­ водящая к возникновению в условиях геосинклинальной зоны нового полезного ископаемого гипербазитов — асбеста, способствует пони­ жению качества, а в случае наиболее интенсивного ее проявления — и полному исчезновению полезного ископаемого (хромита), возник­

224

шего на более ранней стадии, до асбестизации. Из этого следует, что в зонах развития асбестообразования маловероятно присутствие крупных залежей высококачественных хромитовых руд. В антпгори-

варительно серпентинизированиые. В отличие от процесса серпентннизации хлоритизация развита не повсеместно и в разных массивах проявлена с различной интенсивностью. Так, например, в массивах Крака и хребта Салатим на Урале, гор Бархатной и Чемодан в Куз­ нецком Алатау, в Шорджинском массиве Кавказа она локальна, в Кемпирсайском же массиве Урала хлоритизация охватывает все породы и проявлена в возникновении серпентиио-хлорита, разви­ вающегося по серпентину и постепенно переходящего в типичный неннин. Наименее выражена хлоритизация в южной и юго-восточной частях массива, где она представляет собой последовательные стадии замещения бесцветного серпентина (Ng — 1,550) через слабо зелено­ ватую разновидность (Ng — 1,560-^1,570) агрегатом, слабо плеохроирующим в зеленоватых, реже розоватых тонах, в участках сгущения которого присутствуют чешуйки, прожилки и гнезда пеннина (Ng = 1,578; Np = 1,575). Особенно широко хлоритизация развита в северной и центральной частях массива, причем участкам более интенсивной хлорнтизации свойственны значительные скопления никелесодержащего магнетита и окислов никеля.

Приведенные факты свидетельствуют о том, что хлоритизация гипербазитов происходила после серпептпнпзацин и в целом обязана переходу (перерождению) серпентина в серпентино-хлорнт с возник­ новением собственно хлорита только в отдельных благоприятных участках. По-видимому, именно этой особенностью, т. е. присут­ ствием в кемппрсайских серпентинах хлоритового компонента, объясняется обычно несколько повышенное содержание А 1,03 в его гипербазитах. К хлорнтизации не остаются безучастными не только серпентины, но и первичные минералы породы. Так, наблюдается появление чешуй, кайм и жилок хлорита вдоль трещин в энстатите, оливине, хромшшшелиде, в которых в таких случаях отмечается повышенное содержание А120 3 (см. табл. 5, 6, 18). По-видимому, значительные содержания глинозема в хромшпинелйде обусловлены именно этой причиной. При этом вполне вероятно, что, как и в сер- пентино-хлорите, значительная часть А120 3 в хромшшшелиде при­ сутствует не только в виде фиксированного соединения — хлорита, по и в рассеянном состоянии, изоморфно замещая Сг20 3 и способ­ ствуя понижению его содержания. Исходя из этого, мы полагаем, что А120 3 в хромшшшелиде принципиально вторичен и присутствие его обусловлено процессами наложенного метаморфизма.

Особенно интенсивно хлоритизация проявлена в Сарановском массиве Урала. Серпентин — главный минерал гипербазитов этого массива — представлен обогащенным глиноземом серпентино-хло- ритом с гнездами клинохлора. В цементе руд и в самой хромитовой

Т а б л и ц а 18

руде интенсивно развита хлоритизация. Так, в густовкрапленных рудах Главного тела 13% цемента составляет клинохлор; в рудах Восточного тела того же массива главными минералами цемента являются хлорит и карбонат. В самом хромшпинелиде также появ­ ляется серия существенно глиноземистых вторичных минералов, таких как уваровит, фуксит, клинохлор, кемерерит. Таким образом, и в этом массиве повышенная глиноземистость пород и руд вызваны вторичными изменениями, связанными с хлоритизацией, т. е. низко­ температурным метаморфизмом, обусловленным привиосом А120 ;). Все вторичные минералы обогащены Сг20 3 (в фуксите его содержание достигает 4,42%), что свидетельствует о выносе хрома, вытесняемого алюминием; петрографически это выражается в хлоритизацин. Повидимому, имепно это обстоятельство обусловливает низкое содержа­ ние в сарановских рудах Сг20 3 (30—40%) при высокой их глиноземистости. Аналогичные явления, судя по данным В. Вельтхайма [3941, типичны для месторождений Финляндии.

Процесс отальковаиия и амфибол-асбестизации нередко рассма­ тривается как дальнейшая после серпентинизации стадия зеленосланцевого метаморфизма гипербазитов, протекающая при еще

226

более низкотемпературных условиях. Однако приуроченность тальк­ содержащих и амфибол-асбестовых пород к областям гранитизации, а также возрастание при этом плотности серпентинитов, их обезво­ живание, вызванное повышением температуры и давления, пока­ зали [110], что эти породы являются продуктом воздействия на гипербазиты гидротермальных растворов, связанных с гранитоидами, т. е. возникают при прогрессивном метаморфизме. Отмечается [276], что оталькование сопровождается разрушением хромита и выносом хрома.

О к р е м н е н и е с е р п е н т и н и т о в приурочено к зонам контактов массивов дунит-гарцбургитовой формации, для которых обычны почти сплошные каймы кремнистых пород мощностью от пескольких до сотен метров. Генезис этих пород до сих пор остается дискуссионным. Исследователи, занимающиеся вопросом страти­ графии и региональной геологии, большей частью принимают их за осадочные образования и в зависимости от своих представлений о тектонике и стратиграфии района картируют их как толщи того или иного возраста. Обнаруживающиеся среди них псевдосферолиты халцедона ошибочно [104] принимаются за реликты органогенных образований. Некоторые исследователи считают, что такие кремнистые породы являются результатом воздействия гипербазитов на окружа­ ющие породы [47], не учитывая того обстоятельства, что гипербазиты, резко насыщенные кремнеземом, вызывать окремнеиие не могут.

Петрографы, изучающие гипербазиты, давно пришли к выводу об образовании таких кремнистых пород за счет изменения ультраосновных. Однако при объяснении причин этого явления мнения также разделились. Сторонники одного из них [310, 212, 91, 117] признают образование этих пород только в результате процессов гипергенеза; другие исследователи, полностью отрицая такую воз­ можность, образование апосерпентинитовых кремнистых пород счи­ тают результатом метаморфических преобразований серпентини­ тов [88, 104]. Вследствие этого и терминология, применяемая к этим образованиям, не имеет четкости, и одни и те же породы получают названия «бирбирит», «окремненный серпентинит», «апоперидотитовый вторичный кварцит», «яшмокварцит», «сухарь» и др.

Вместе с тем большинство исследователей, принимая перечислен­ ные термины за синонимы, нередко совершенно различные по гене­ зису образования объединяют под общим названием. Так, например, широко известные в коре выветривания ноздреватые, пористые скелетные породы («сухари») считаются аналогами «апоперидотитовых вторичных кварцитов», тогда как плотные яшмовидные образо­ вания относятся к «сухарям» и так далее. Обнаружение всех перечи­ сленных пород в ряде случаев является поисковым признаком не только на нижележащие гипербазиты, но и на месторождения полез­ ных ископаемых, связанных с корой выветривания последних. Однако, как следует из литературных данных, маловероятно, чтобы все кремнистые образования, приуроченные к ультраосновным поро­ дам, возникали только в результате процессов гипергенеза.

На основании материалов, собранных при исследованиях массивов дунит-гарцбургитовой формации Урала [135], мы пришли к следу­ ющим выводам.

1.Среди кремнистых пород, возникающих за сяет изменения гипербазитов, выделяются два типа. Породы первого типа (бирбириты) образуются при процессах гипергенеза и являются результатом окремнеиия коры выветривания серпентинитов. Породы второго типа возникают в процессе метаморфических преобразований гипербази­ тов. Их образованию всегда предшествует серпентииизация гипер­ базитов.

2.Процесс окремнення способствует выносу из гипербазитов магния, железа и хрома и, следовательно, понижает качество хромшпинелида.

3.Обнаружение бирбиритов является одним из поисковых приз­ наков коры выветривания гипербазитов и связанных с нею возможных месторождений силикатного никеля. Обнаружение же окремнеипых серпентинитов исключает возможность присутствия коры выветри­ вания и свидетельствует о наличии невыветрелых ультраосновных пород и связанных с ними месторождений хромита.

4.Дальнейшее изменение окремненных серпентинитов приводит

кпреобразованию их в кремнистые сланцы. Поэтому возможно, что значительная часть кремнистых сланцев, ассоциирующих с гипербазптами п не содержащих органических остатков, может быть про­ дуктом изменения окремненных серпентинитов.

Прогрессивный метаморфизм гипербазитов

икачество хромитовых руд

Кпреобразованиям, расценивающимся как высокотемпературные, относятся процессы диопсидизацнн и все этапы габброизации (амфиболизация, соссюритизация, гранатизация, фельдшпатизация).

На основании экспериментальных работ многие исследователи склонны относить проявление диопсидизации и особенно габброизацпи к условиям гранулитовой фации метаморфизма [315, 293, 352, 358, 363]. Геологические же наблюдения свидетельствуют о том, что в природных условиях процесс протекает значительно более сложно, чем в лабораторных, и на различных стадиях может соответ­

ствовать фациям различной «глубинности». Особенно показательна в этом отношении габброизация, венчающаяся иногда формирова­ нием анортозитов. Она развивается по различно серпентинизированному нли диопсидизированному дунит-гарцбургиту и в зависимости от состава субстрата обладает специфическими чертами. В существенно серпентиновых породах этот процесс начинается с появления хло­ рита, затем образуется эпидот-соссюритовый агрегат, амфибол и позд­ нее — плагиоклаз, сначала средний и только в лейкократовых соб­ ственно габбро соответствующий анортиту [142., 123, 124]. Габброизацпя существенно диопсидовых пород начинается амфиболизацией и соссюритизацией пироксена, а завершается появлением плагп-

228

оклаза, сначала кислого и среднего и только в конце процесса основ­ ного, близкого анортиту [129, 134, 142, 144, 124].

При некоторой специфике каждого из этих частных проявлений оба они характеризуются и общей закономерностью, а именно: процесс начинается появлением наиболее водосодержащнх и «низко­ температурных» минеральных ассоциаций. По мере же развития кристаллизуются все менее водосодержащие и более «высокотемпе­ ратурные» минералы. Таким образом, габброизацию следует рас­ сматривать как процесс прогрессивно развивающегося метамор­ физма, начинающегося с образований зеленосланцевой или эпидотовой фаций, проходящего амфиболитовую фацию и только в итоге завершающегося образованиями, относимыми [363, 124] к гранулитовой фации метаморфизма.

Столь постоянная направленность процесса габброизации, отме­ ченная в различных регионах земного шара, заставляет полагать, что она не случайна. По мнению В. Ф. Морковкиной [124], появление в одних случаях эпидот-цоизитового агрегата, а в других плагио­ клаза обусловлено лишь присутствием больших или меньших коли­ честв воды. Однако сравнение химического состава последователь­ ной серии габброизированньтх пород (хлорит — эпидот — средний пла­ гиоклаз — основной плагиоклаз) показывает, что не меньшую роль в этом играют количественные соотношения выносимых магния и железа, с одной стороны, и привносимого глинозема — с другой. Иными словами, появление той или иной новой минеральной ассо­ циации обусловлено не столько водным режимом, сколько химическим состоянием среды. В силу этого основной плагиоклаз, лишенный магния и железа, но богатый глиноземом, не мог появиться в условиях среды, резко недосыщенной глиноземом и обогащенной фемическими компонентами, например эпидотом (см. табл. 8). Этим же, т. е. недосыщенностыо среды глиноземом, вероятно, можно объяснить кристал­ лизацию вначале кислого, а затем и основного плагиоклаза [1421.

В начальные этапы габброизации диопсидизированных гарцбургитов наряду с эпидотом, цоизитом и амфиболом в отдельных локаль­ ных участках появляется таюке пиропсодержащий гранат, развитие которого приводит к формированию эклогитов [131, 240, 301]. Процесс гранатизации (эклогитизации) всегда ограничен незначитель­ ными участками, и, что важно, последовательной серии от эклогитов к позднее формирующимся габбро в отличие от участков, подверга­ ющихся соссюритизации, как правило, нет. Анализ характера возник­ новения этих пород [131] показывает, что их кристаллизация про­ исходит также в условиях недосыщеиности среды глиноземом и пересьпценности магнием и железом,!', е. в тех же химических усло­ виях, при которых в изменяемых дунит-гарцбургитах развивается эпидот-цоизитовый агрегат, предшествующий появлению плаги­ оклаза. Следовательно, появление эклогитов — образований, изохимических эпидот-цоизитовому агрегату, но физически резко отлич­ ных от него, свидетельствует о нарушении физического равновесия единого процесса.

229'

По мнению Н. Г. Удовкипой [240], возникновение эклогитов протекает в зонах локального повышения давления. Если это объяс­ нение справедливо, то становится понятным ограниченное развитие этих пород, а также отсутствие последовательной связи между ними и процессами собственно габброизацип, т. е. появление эклогитов следует рассматривать как локальное нарушение одной из стадий габброизацип гипербазитов под действием аномально высоких для этого процесса давлений. Рассмотренные примеры свидетельствуют о том, что процесс габбронзации гипербазитов протекает в условиях неравновесной среды и потому в целом не может быть отнесен к ка­ кой-нибудь единой фации метаморфизма. В то же время ои имеет отчетливую направленность, проявленную в смене наиболее низко­ температурных образований высокотемпературными, фациально соответствующими условиям нижних горизонтов земной коры («ба­ зальтового» слоя); такая направленность процессов габброизацип делает возможным отнесение их к прогрессивной стадии метамор­ физма.

Преобразования гипербазитов при их дпоисидизации и габбропзацин выражаются в выносе из всех членов субстрата его эндогенных компонентов (Fe, Mg, Сг), заменяемых вновь поступающими каль­ цием и преимущественно алюминием. Взаимосвязь этих процессов с качеством руд удобнее всего рассмотреть на примере наиболее крупного и хорошо изученного Кемпирсайского массива, в пределах которого расположены в различной мере измененные дуиит-гарцбур- гпты и различные по качеству хромита рудные поля.

Главное рудное поле, расположенное на юго-востоке массива,

с преобладанием 59—60%) и в зависимости от степени их хлоритизации содержат от 4,87 до 12,85% А130 3. Руды приурочены к ду- пит-гарцбургитам, серпентинизированным в лизардитовой стадии (на 60—100%) и слабо хлоритизированпым. Процессы диопсидизации и амфиболизации проявлены слабо, фельдшпатизация отсут­ ствует. Вследствие слабого проявления последних химизм минералов пород и руд данного участка характеризуется сохранением его важней­ ших первичных свойств, заключающихся в содержании высоких качеств MgO, FeO + Fe30 3, Сг30 3. Примеси вторичных СаО и А130 3 незначительны (см. табл. 5—7, 9—11, 17, рис. 41). Аналогичные особенности характеризуют и руды данного поля (см. табл. 17,

рис. 41).

Руды Западно-Кемпирсайского (Батампшнского) поля характери­ зуются более низким качеством вследствие повышенного содержания в них СаО и А130 3 п пониженного — Сг20 3. Рудообразугощие хром­ шпинелиды независимо от размера тел и густоты вкрапленности содержат 33,30—45,62% Сг20 3 с преобладанием содержаний 38,42%

и до 34,99?4> А 1,03 с преобладанием 28—30%.

230

В то время как в Главном рудном поле метаморфизм гипербазитов заключается в серпентинизащш пород (лизардитовая стадия) и в не­ значительных проявлениях хлоритизацин, в Батамшииском рудном поле помимо этих двух процессов, притом более интенсивных, широко развиты диопсидизация, приводящая к появлению лерцолитов, амфиболизация с появлением горнблендитов и слабо проявленная габброизация. Развитие этих процессов и обусловливает многообра­ зие состава пород Батамшинского поля.

Как установлено петрохимпческими исследованиями, все эти процессы обусловлены привносим в первоначальный дунит-гарцбур- гитовый субстрат главным образом кальция и алюминия, частично титана, ванадия и скандия. Привнос новых элементов фиксируется преобразованиями как минерального состава породы, так и хими­ ческого состава ее первичных минералов — породообразующих и руд­ ных. Из табл. 6 видно, что состав главного породообразующего минерала — оливина — из рудовмещающего дуиита и дунит-гарц- бургита Батамшинского рудного поля кардинально отличается от состава оливина из Главного рудного поля появлением несвой­ ственного ему А120 3и уменьшением содержания MgO и FeO при воз­ растающей роли Fe20 3. Последние изменения связаны главным обра­ зом с интенсивной серпентинизацией и здесь не рассматриваются. Важнейшее отличие заключается в поведении хрома: если в оливинах гарцбургитов и дунитов, вмещающих Главное рудное поле, содер­ жатся ннчтожпо малые количества Сг20 3 (от 0 до 0,007—0,04%), то в оливинах из Батамшинского рудного поля отмечаются несвой­ ственные оливинам хромитоносных пород высокие содержания Сг20 3 (0,20-0,30% ).

Таким образом, отличие состава оливинов Батамшинского низко­ хромистого рудного поля от состава оливинов Главного высоко­ хромистого рудного поля заключается в аномально высоких хромистости и глиноземистости первого. Наряду с этим спектральными анализами установлено присутствие в них ванадия, скандия, гал­ лия, отсутствующих в оливинах из пород, вмещающих высокохро­ мистые руды.

Рассмотрение химического состава хромшпинелидов Батамшин­ ского рудного поля (см. табл. 14), взятых из руд различной густоты вкрапленности (из тех же участков, из которых ана­ лизировались оливины рудовмещагощих дунитов) показывает сле­ дующее.

1. Содержание Сг20 3 и других химических элементов в рудо­ образующих хромшпинелидах данного рудного поля, как и в Глав­ ном рудном поле, не связано с густотой вкрапленности. Вследствие этого содержание Сг20 3 в рудообразующем хромшпинелиде сплош­ ной руды (см. табл. 14, анализы 7—10) может быть более низким, чем в рудообразующем хромшпинелиде бедно- и средневкраплеиной руды (анализы 1, 2). На вариационной диаграмме химизма (см. рис. 41) анализы руд различной густоты вкрапленности ложатся в единое поле.

231