Блог

 

 

 

Сарановское месторождение хромита характерно наличием признаков гравитационно-кумулятивных текстур руд пластовых тел, первично субгоризонтальных, а ныне крутозалегающих, с падением на восток или запад. Среди ультрамафитов установлены флогопитовые дуниты, гарцбургиты и перидотиты с содержанием титанистого флогопита от первых процентов до 50 % объема и флогопитсодержащие ультрамафические пегматиты [1], т. е. ультрамафиты с повышенным количеством щелочей. Среди минералогических особенностей Сарановского месторождения выделяются карбонатные тела (жилы и дайки), отличающиеся разнообразием состава и структур, относительным возрастом.

На северном фланге горизонта 340 м (в сланцевойтолще, в 10 м от массива ультрабазитов) полевым штреком были пересечены три кулисные тонкие рудные жилы (3–8 см), сложенные агрегатом карбоната, хлорита и мелкозернистого хромшпинелида. Жилы приурочены к субмеридиональной тектонической зоне, согласной со сланцеватостью горных пород. Содержание оксидов в этой руде (мас. %): Cr₂O₃ 25.6; SiO₂ 14.4; CaO 11.9 [2].

В конце XIX в. на месторождении Малая Выработка, по современным представлениям являющегося частью Южно-Сарановского месторождения, производились ломки хромита с уваровитом в карбонатных жилах специально для коллекционных целей. В коре выветривания карбонат в значительной мере растворён, и уваровит находился в виде свободных друз на хромите. Осмотр подобных друз из частных коллекций под бинокуляром выявил наличие компромиссных поверхностей одновременного роста уваровита с кальцитом в виде сильно уплощённых углублений, осложнённых меандрирующими слоями роста. Этот факт может служить косвенным указанием на наличие карбонатитов в пределах Южно-Сарановского месторождения.

Особенно интересны в Сарановском месторождении блоки с чёткими границами, сложенные рудой, называемой рудничными геологами «маковым хромитовым вкрапленником в карбонатном цементе» (рис. 1). Такие «маковые» хромитсодержащие породы образуют жилообразные тела (рис. 2, 3) как в массивных и порфировидных хромитовых рудах, так и в серпентинитах и даже во вмещающих серпентиниты сланцах. В Восточном рудном теле отмечался переход от порфировидной хромитовой руды к полосчатым (ленточным) вкрапленным рудам (маломощная зона 3–4 см) и затем к «маковому вкрапленнику», срезанному вверху тектонической трещиной. Один из образцов «макового вкрапленника», взятого на отвале в 2005 году, исследован на микрозонде (аналитик Е. И. Чурин, Имин УрО РАН). Минеральный агрегат (см. рис. 1) состоит из доломита CaMg_0.91Fe_0.08Mn_0.01CO₃ (52 % объема), хлорита (Mg_4.72Fe_0.22Ni_0.03Ca_0.03)₅Al_1.45Cr_0.05Si_3.5O₁₀(OH)₈ (40 %), талька (Mg_2.8Fe_0.14Ca_0.03Ni_0.02Cr_0.01)₃Si₄O₁₀(OH)₂ (5 %) и хромита (Fe_0.57Mg_0.43)₁(Cr_1.09Al_0.57Fe_0.31Ti_0.03)₂O₄ (3 %). Поверхности между всеми минералами нами интерпретируются как компромиссные (одновременного роста). По преобладанию карбоната породу следует называть карбонатитом.

Руды Сарановского месторождения хромита содержат повышенное количество кальция. По данным статистической обработки химических анализов рудничных проб, выявлено возрастание содержаний CaO вблизи поздних даек диабазов и габбро-диабазов [3]; это предположение о привносе кальция в связи с дайками базитов разделяют многие исследователи [1; и др.]. Проверка локализации таких аномалий показала, что они часто развиты и на удалении от даек базитов, отражая тектонику месторождения. В природе локальные метасоматиты связаны с трещинными структурами, в которых могут локализоваться дайки и жильные тела, при этом тела заполнения и метасоматические тела могут быть разорваны во времени.

На пересечении Центрального рудного тела меридиональной тектонической зоной (шириной до 30 м), выраженной множеством сопряжённых трещин, на высоту в несколько этажей отработки прослеживается штокверккарбонатитов (именуемых на шахте карбонатными породами), который в течение последних десятилетий служит основным источником замечательных образцов уваровита, миллерита, кочубеита, хромамезита и других. Хромитовое тело на этом участке брекчировано. Обломки хромитита размером 10–20 см, находясь в массе белого карбоната (доломита, кальцита или их агрегата), бывают покрыты со всех сторон сплошным слоем мелких кристалликов уваровита или хромистых хлоритов (клинохлора, кеммерерита). Около обломков хромитита вмещающий его карбонат имеет пятнистую сиреневую окраску за счёт родохрома и содержит крупные (до 5 ´ 1 см) кристаллы зелёного хромистого титанита. Схема положения зон с уваровит-карбонатными жилами на продольном разрезе Сарановского массива (рис. 4) приведена О. К. Ивановым [1].

В 2005 г. при обследовании нами штольни № 1 (на горизонте 400 м) по серпентинитам западного экзоконтакта рудных тел и участков Западного рудного тела в карьере, подземных горных выработок, пересекающих Западное, Центральное и Восточное рудные тела (на горизонте 108 м), а также и отвалов месторождения выявлен ряд новых фактов.

1. Полосчатые хромитсодержащие серпентиниты западного экзоконтакта Западного рудного тела пересечены ранее не отмечавшимися вертикальными субширотными дайками послерудных тонкозернистых серпентинизированных дунитов без видимого хромита.

2. Карбонатно-хлорит-актинолитовые породы проявлены не только по контакту хромититов с серпентинитами, а встречаются и в серпентинитах, и в рудных телах, т. е. приурочены к тектоническим нарушениям.

3. В экзоконтакте Центрального рудного тела на горизонте 108 м в крупноглыбовой серпентинитовой брекчии «цементом» является кеммерерит-карбонатный среднезернистый агрегат (см. рис. 3) с мелкими миллеритом и хромитом (таких глыб, в т. ч. крупнозернистых, много в отвалах месторождения), – возможно, эти образования близки карбонатитам.

4. В западном борту карьера возле выхода бывшей штольни в коренном обнажении наблюдался геометрический отбор в оливиновом агрегате, на котором отложился хромитовый агрегат как минералогический «отвес» (рис. 5). Такие соотношения агрегатов с направленным ростом и проявлением силы тяжести позволяют определить бывший «верх» полосчатых кумулятивных агрегатов, и западный субвертикальный контакт Сарановского массива когда-то был верхним контактом камеры кристаллизации. Субвертикальное положение весь Сарановский массив с рудами (и вмещающими его толщами сланцев) приобрел позднее, после чего формировались жильные силикатно-карбонатные тела (хромитсодержащие карбонатиты, крустификационные и друзовидные агрегаты карбонатит-пегматитов с Ti-Cr-минералами в полостях трещин, гидротермальные карбонатные жилы и карбонатные метасоматиты).

5. На месторождении в рудных телах есть крутопадающие и субвертикальные кальцитовые жилы с хромсодержащими минералами: зелеными – титанитом, цоизитом, касситом; фиолетовыми – кеммереритом, диаспором. Из такой щели в Западном рудном теле (на горизонте 212 м) на кристаллах титанита есть присыпка белого мелкозернистого кальцита только на верхних гранях (минералогический «отвес»). Это указывает на то, что жилы в хромитовых телах образовались на месте и c той поры не изменяли своего положения.

Из приведенных замечаний напрашивается вывод, что, кроме даек диабазов и габбро-диабазов, на месторождении имеются другие, не менее (а, может быть, более) существенные источники кальция. В литературных и фондовых материалах нет примеров пересечения даек диабазов карбонатными телами с хромитом, кеммереритом, перовскитом, титанитом, шуйскитом и другими высокотемпературными парагенезисами. Вероятно, карбонатиты являются более ранними образованиями, чем дайки габброидов.

Сарановские карбонатные породы (в том числе карбонатиты) остаются неизученными надлежащим образом; но их исследование может внести ясность также в вопрос об источнике алмазов региона.

Первый уральский алмаз был открыт в 1829 г. в Адольфовском логу Крестовоздвиженской золотой россыпи, лежащей преимущественно на доломитовых карбонатных породах, в 20 км восточнее современных Саранов. Источник алмазов не найден до сих пор, несмотря на то, что, начиная с 1946 г., в течение 10 лет проводилась промышленная добыча россыпных алмазов на речке Кусья к юго-западу от Саранов, и к востоку – на речках Койва и Тискос. Геологи придерживаются выводов французского инженера Бутана (приглашавшегося хозяевами алмазоносной золото-платиновой россыпи для консультации в 1898 г.) о том, что все породы, распространённые в районе – графитистый доломит, слюдистый песчаник и зеленокаменные породы, – могут с одинаковой вероятностью считаться материнскими. К выводам Бутана примкнул и А. Е. Ферсман, посетивший впервые россыпь в 1914 г.; тот его приезд увенчался находкой радиально-лучистого графита в доломите. Известно, что второй приезд А. Е. Ферсмана был связан с началом поисков промышленных россыпей алмазов в этом районе в 1928–29 гг. московскими, ленинградскими и частично свердловскими геологами, но материнская алмазоносная порода не была найдена. Учитывая сходство горных пород Адольфовского лога и Сарановского месторождения (и наличие карбонатных тел), правомерно ставить вопрос об изучении сарановских карбонатитов с ориентацией на обнаружение алмаза.

Итак, оксидно-силикатно-карбонатные тела с резкими границами и магматическими структурами, соответствующими зарождению и росту минералов во всём объёме тела (жилы, дайки) мы интерпретируем как карбонатиты. Такие же по минеральному составу, но крупнозернистые карбонатные тела с геометрическим отбором от контактов, по-видимому, следует интерпретировать как карбонатит-пегматиты, образованные из гомогенного флюида. Карбонатиты и карбонатит-пегматиты характеризуются относительно высокотемпературными парагенезисами с хромитом, уваровитом, титанитом, тригональным хлоритом, шуйскитом, кубическим перовскитом, пикроильменитом, редледжеитом и др. Гидротермальная карбонатная минерализация на Сарановском месторождении также развита широко, она телескопирована во многих карбонатитовых телах подобно тому, как это наблюдается в Вишнёвых и Ильменских горах.

В связи с рассмотренной темой необходимо отметить часто встречающуюся закономерность кристаллизации карбонатитовых магм: в них растворителем является карбонатный расплав, а растворёнными фазами (нередко в малых количествах) являются оксиды, силикаты, сульфиды, фосфаты, которые первыми выделяются из раствора-расплава (подобно гидротермальным растворам), а в конце кристаллизации образуется эвтектика с карбонатами. Такая кристаллизация ведёт к кажущемуся идиоморфизму ранних минералов, поскольку при кристаллизации эвтектики скорость роста карбонатов существенно больше скорости роста акцессорных минералов, и индукционные поверхности их с карбонатами приближаются к очень плоским («блюдечкам») или толстых меандрирующих слоёв роста. Эта особенность структуры карбонатитов ранее нигде специально не рассматривалась, а пирохлор, циркон, биотит, апатит, лазурит описывались как идиоморфные и нередко интерпретировались как метакристаллы. В карбонатит-пегматитах кристаллизация аналогична карбонатитам, но зарождение ранних минералов происходит не во всём объёме расплава-раствора, а на поверхностях твёрдых тел, что ведёт к друзовой структуре – щетки граната, хлорита, перовскита, магнетита, пирохлора, лазурита, пироксена на стенках трещин и обломках вмещающих пород. В этих ранних минералах есть включения карбонатов с компромиссными поверхностями одновременного роста (очевидно, в общем случае минералы отталкиваются друг от друга в карбонатном растворе-расплаве, имеющем плотность около 3, и лишь некоторые случайно или закономерно слипаются). С давних пор такие щетки ошибочно относят к метасоматическим, а парагенезисы минералов относят к скарнам или родингитам.

Так же давно хлорит считался низко-среднетемпературным минералом, в то время как поле его кристаллизации простирается в высокотемпературную область (до 700–900 °С [4]), подтверждённое не только экспериментом, но установленное на природных объектах наблюдением компромиссных поверхностей одновременного роста хлорита с гранатом, моноклинным и ромбическим пироксенами, флогопитом, кубическим перовскитом, хондродитом, шпинелью, корундом. Отметим, что высокотемпературные хлориты обычно имеют ярко выраженную тригональную симметрию формы кристаллов, подтверждаемую гониометрическими измерениями. Таким образом, хлорит-карбонатные магматические агрегаты не обязательно характеризуют лишь нижние пределы существования карбонатитовых магм, но могут кристаллизоваться при достаточно высоких температурах. Во многих районах развития гипербазитов на Урале известны дайковидные тела хлоритолитов с резкими контактами и магматическими структурами. Второстепенными минералами в них являются карбонаты, магнетит, ильменит, монацит, перовскит, бадделеит, турмалин, флогопит и др. Возможно, тела такого состава принадлежат карбонатит-щёлочноультрамафитовой серии магматических пород.

Таким образом, часть хлорит-карбонатных, хромит-карбонатных, гранат-карбонатных тел Сарановского месторождения с магматическими структурами и высокотемпературными парагенезисами следует отнести к карбонатитам, часть тел такого же состава, но пегматитовых структур, – к карбонатит-пегматитам. 

 

 

1. Иванов О. К. Минеральные ассоциации Сарановского хромитового месторождения (Урал) // Урал. летняя минералог. школа-97. Екатеринбург: УГГГА, 1997. 123 с.

2. Кизилов Г.И. Ксеногенный хромит в пострудных дайках // Разведка и охрана недр, 1989. № 8. С. 14–17.

3. Мягков В. Ф., Баталов В. Л. Методика опробования хромитов Сарановского месторождения. Изд. Перм. гос. ун-та, 1966. 76 с.

4. Структура типа хлоритов // Минералы. Справочник, т. IV. Вып. 2. М.: Наука, 1992. С. 131–156.

 

 

Подписи к рисункам ст. Попов -5

 

Рис. 1. «Маковая» хромитовая руда. Зерна хромита (мелкие, чёрные) имеют индукционные поверхности одновременного роста с вмещающими индивидами хлорита и доломита.

 

Рис. 2. Секущие тела «маковых» хромит-карбонатных пород в серпентинитах и в сплошных хромитовых рудах.

а –разрез по маркшейдерской оси –15 (зарисовка Г. Кизилова); б – Западное рудное тело (гор. 310 м; зарисовка А. Бронникова). 1 – сланцы, 2 – серпентиниты, 3 – сплошные хромитовые руды, 4 – вкрапленные «маковые» хромит-карбонатные породы, 5 – подземные горные выработки.

 

Рис. 3. Кеммерерит-карбонатные жилы с мелкими миллеритом и хромитом (2) в крупноглыбовой серпентинитовой брекчии (1).

 Экзоконтакт Центрального рудного тела, гор. 108 м (зарисовка В. Поповой).

 

Рис. 4. Положение уваровитовых жил в продольном разрезе Сарановского массива (по [1]).

1 – вмещающие породы, 2 – дайки базитов, 3 – хромититы и серпентиниты, 4 – штокверки уваровитовых жил, 5 – отдельные находки уваровита [в брекчированных хромититах].

 

Рис. 5. Геометрический отбор индивидов оливина (серпентинизированного) с кумулятивным агрегатом хромита в направлении к западу от Западного рудного тела.

1 – серпентинит апогаргбургитовый, 2 – серпентинизированный крупнозернистый оливин с редкими включениями хромита, 3 – хромит, 4 – серпентинит аподунитовый. Скальное обнажение, субгоризонтальная поверхность (зарисовка В. Попова).