Хромитоносность габбро-гипербазитовых массивов Крака

Глава 9. Модель формирования хромитопроявлений массивов Крака.

Генезис хромитовых месторождений дунит-гарцбургитовой (альпинотипной) формации на протяжении долгих лет является предметом оживленной дискуссии. Не вдаваясь в подробности всех существующих точек зрения, отметим, что наиболее популярными являются магматическая /Соколов, 1948; Павлов, 1973; Кравченко, 1969; Маракушев, 1988 и др./ и метасоматическая /Москалева, 1974; Макеев, 1992/ гипотезы. При этом сторонники различных гипотез сходятся во мнении, что образование месторождений хромитов неразрывно связано со становлением массивов материнских пород.

По мере накопления фактического материала по строению рудоносных комплексов, экспериментальных данных по петрологии ультрабазитов, данных по изучению ультрабазитов океана, выявились многочисленные факты, противоречащие как магматическому, так и метасоматическому способу образования месторождений хромовых руд. Среди них отметим следующие: 1) установлена важная роль в локализации оруденения <экранирующих поверхностей> - гарцбургитов, которыми являются менее пластичными по сравнению с дунитами; 2) становление многих месторождений происходило при воздействии на систему бокового давления /Кравченко, 1969/; 3) установлено широкое развитие мегабудинажа в рудных телах и гарцбургитах, не соответствие морфологии залежей магматическому механизму образования, 4) для месторождений характерна не магматическая зональность тел: в центре - массивные руды, по периферии - вкрапленные /Москалева, 1974/.

В последние десятилетия, в связи со сменой парадигмы в геологии (переход от фиксизма к мобилизму), получила развитие гипотеза реститового образования альпинотипных гипербазитов в процессе частичного плавления мантийного субстрата. Она согласуется с экспериментальными данными по плавлению ультрабазитов, установлено сходство гипербазитов дунит-гарцбургитовой ассоциации и гипербазитов дна океана /Пейве, 1969; Савельева, 1987 и др./. Предположение о частично расплавленном состоянии гипербазитов согласуется с геофизическими данными о наличии в верхней мантии области пониженных скоростей. Вместе с тем, в рамках данной гипотезы недостаточно разработан механизм образования хромитовых месторождений. Упрощенная трактовка генезиса месторождений хромитов, как результата рестирования гипербазитов с выделением хрома в виде рудообразующего хромшпинелида, недостаточна и не объясняет ряда наблюдающихся фактов: 1) неравномерного (плеядного) распределения хромитовых месторождений на площади массивов, 2) несоответствие объемов хромитовых руд и рудовмещающих дунитов и значительные вариации их соотношений в разных случаях, 3) согласное положение рудных тел и первичной полосчатости гипербазитов в одних случаях и несогласное в других, 4) не объясняет механизм образования штокверков дунитов.

Сопоставление накопленных на сегодняшний день экспериментальных данных в области петрологии ультрабазитов и фактического материала по строению массивов дунит-гарцбургитовой формации, отдельных рудных тел и месторождений как на массивах Крака, так и в пределах некоторых других хромитоносных комплексов Южного Урала (Кемпирсайского, Хабарнинского, Халиловского, Нуралинского, Верблюжьегорского и др.) позволило автору предложить оригинальную модель образования хромитопроявлений в офиолитах.

Предлагаемая нами модель формирования хромитовых концентраций основывается на следующих положениях:

1) массивы альпинотипных гипербазитов представляют собой вещество в той или иной степени обедненное легкоплавкими компонентами верхней мантии, деплетирование которого началось с подъемом мантийного диапира в условиях рифтогенеза; 2) первичная полосчатость массивов залегает субвертикально, в соответствии с направлением путей проникновения расплава и градиентом общего давления; 3) основная масса хромшпинелидов, послужившая исходным материалом для месторождений, выделилась из пироксенов при деплетировании в условиях рифтогенеза; 4) концентрация хромшпинелидов в рудные тела происходила в результате пластического течения дунитов в восходящем потоке (полосовидных телах) с образованием рудных обособлений, сложенных вкрапленными рудами, согласных с полосчатостью ультрабазитов.

Образование хромитовых концентраций происходит как в режиме растяжения, так и в режиме сжатия, но на каждом из этих этапов имеет свои особенности. В пределах массивов Крака наибольшее развитие имели процессы, связанные с рифтогенезом.

Первый этап формирования скоплений хромитовых руд связан с режимом растяжения в условиях рифтогенеза. В это время происходит подъем мантийного вещества, его частичное плавление и деплетирование (обеднение легкоплавкими компонентами). Тугоплавкий остаток, представленный дунитами, обогащается хромом, выделяющимся в виде большого количества хромшпинелидов. Дуниты образуют субсогласные полосовидные тела среди перидотитов. Рудные тела характеризуются преимущественно вкрапленными структурами, для них характерно субсогласное залегание с дунит-гарцбургитовой полосчатостью. В геодинамическом плане - это режим континентального и океанического рифтогенеза.

На данном этапе формируются два типа хромитопроявлений. Хромитопроявления I типа образуются в относительно глубоких частях поднимающегося мантийного диапира. Они образуют полосовидные тела вкрапленных руд в небольших по мощности (10-50 м) и протяженности (50-200 м, редко до 1000 м) полосовидных и уплощенно-линзовидных телах дунитов, согласных перидотитовой полосчатости. Текстуры: вкрапленные, полосчатые; структуры: средне- крупнозернистые (им.Менжинского, Ситновское, Лактыбаш, Придорожное и др.).

Хромитопроявления II типа образуются в верхних частях мантийного диапира. Локализуются они в крупных полосовидных телах дунитов, вблизи контакта с породами габброидного комплекса и сложены обычно бедновкрапленными мелкозернистыми полосчатыми рудами. Примеры: Саксей-Ключевская зона (Крака); Нуралинское и Курманкульское месторождения (Нурали) и др.

Термодинамические условия хромитообразования на данном этапе, по-видимому, не отличаются от тех, которые рассчитаны для начальных фаз подъема мантийного вещества с уровня астеносферы в восходящем конвективном потоке: температура процесса примерно составляла 1000-1200^oС, а давление около 7 кбар /Щербаков, 1990; Савельева, Перцев, 1995 и др./.

В ходе второго этапа происходит локализация выделившегося ранее рассеянного рудного вещества в компактные тела, сложенные густовкрапленными и массивными рудами. На наш взгляд, этот процесс связан с воздействием на мантийные гипербазиты бокового давления и обусловлен началом сжатия.

На данном этапе наряду с лерцолитовым, гарцбургитовым и дунит-гарцбургитовым структурно-вещественными комплексами, характеризующимися полосчатым строением, образуется комплекс пространственно совмещенных крупных штоко- и линзообразных дунитовых тел и обрамляющих их гарцбургитов со штокверком дунитовых жил (<сетчатые жилы дунитов>). Именно к данной геологической обстановке приурочены наиболее крупные месторождения хромитов Полярного Урала и Кемпирсайского массива.

В условиях сжатия на месте хромитопроявлений I и II типов образуются более концентрированные месторождения III и IV типов.

III тип представлен чаще всего одиночными жилообразными крутопадающими телами, сложенными массивными, густовкрапленными, реже - нодулярными рудами. При образовании месторождений хромшпинелиды, заключенные в пластичном дуните, испытали значительные перемещения вдоль экранирующих поверхностей - гарцбургитов, в ходе которых происходило обогащение рудных тел в результате метаморфического перераспределения вещества. Примеры: месторождения в гипербазитах Главного Уральского разлома, Верблюжьегорского и других массивов, представленные единичными рудными телами.

IV тип представлен крупными залежами, обычно - комбинацией линзовидных и жилообразных тел, часто встречаются мощные пологозалегающие линзы в сочетании с менее мощными крутопадающими телами. Оси залежей обычно ортогональны к полосчатости вмещающих пород. Текстуры: массивные, густовкрапленные, полосчатость встречается редко, направлена обычно под углом к осям линзовидных залежей и субсогласна с полосчатостью вмещающих пород. Структуры: крупнозернистые, среднезернистые, отмечается сгущение густоты вкрапленности к центральным частям тел и вблизи <экранирующих поверхностей>, по густоте вкрапленности: сплошные, густовкрапленные. Типичные представители данного типа объектов - месторождения Главного рудного поля Кемпирсайского массива.

Условия образования месторождений III и IV типов, по-видимому, соответствуют рассчитанным С.А.Щербаковым /1990/ для второго этапа тектонических деформаций альпинотипных ультрабазитов (Т = 700-1000^o, р = 5-7 кбар), при которых хрупкие деформации преобладали над пластическими.

Этап сжатия наиболее ярко проявлен в массивах гарцбургитового типа. На массивах Крака он выражен очень слабо. На наш взгляд, в это время образованы месторождения N33 (тип III) и частично произошло преобразование месторождения Большой Башарт (переходный тип от I к IV).