Минералого-геохимические особенности хромитовых руд на Юнъягинском участке Войкаро-Сынинского массива (Полярный Урал)

МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ХРОМИТОВЫХ РУД НА МНЪЯГИНСКОМ УЧАСТКЕ ООЙКАРО-СЫНИНСКОГО МАССИВА (ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ]

Полярноуральские ультрабазитовые массивы входят в состав палеозойской офиолитовой ассоциации, представляя собой крайнюю северную часть единого Уральского офиолитового пояса, трассирующего сутуру между Тагило-Магнитогорской палеоостроводужной мегазоной и восточной окраиной Восточно-Европейской платформы [1]. В современном плане Урала эти массивы относятся к его Восточной структурной зоне, будучи представленными серией краевых аллохтонов, обдуцированных на платформенную окраину из палеооке-анического сектора и обращенных своими лежачими поверхностями в зону Главного Уральского надвига [2]. Крупнейший из упомянутых массивов —

Выпускник СыктГУ И. А. Холопов

Войкаро-Сынинский наряду с Сыумке-уским и Райизским массивами входит в состав Сыумкеу-Паерской сегмента упомянутого выше единого офиолитового пояса (рис. 1).

Согласно современным представлениям, Войкаро-Сынинский массив характеризует собой низы офиолитового разреза земной коры переходного от океанического типа к островодужному [4]. В составе этого разреза выделяются три структурно-вещественных комплекса: 1) гарцбургитовый, распространенный на 68 % площади массива; 2) дунит-гарцбургитовый, занимающий 29 % площади; 3) верлит-дунитовый — 3 % площади [5]. Формирование этих комплексов в настоящее время тракту-

ется в рамках двухстадийной модели, отражающей протекание магматических процессов в верхней мантии [6]. Согласно упомянутой модели, на ранней стадии в условиях срединного океанического хребта формировались неистощенные гарцбургиты с низкохромистыми рудами глиноземистого типа, а на поздней стадии уже в условиях островной дуги образовались дуниты и истощенные гарцбургиты с высокохромистыми рудами. На первой стадии процессы породо- и рудообразования сопровождались высокотемпературным течением мантийного материала и незначительным выплавлением из него базальтового расплава. Вторая стадия ознаменовалась смятием гарцбур-

1 Резюме дипломной работы, выполненной под руководством начальника Западно-Войкарской партии ЗАО ГГК «МИРЕКО»

В. Г. Котельникова и д. г.-м. н. В. И. Силаева.

Рис. 1. Схема размещения ультрабазитовых массивов в структурах Полярного Урала [3].

1 — рифейско-фанерозойский чехол Восточно-Европейской платформы; 2—4 — палеокон-тинентальный сектор Урала: 2 — Предуральский краевой прогиб, 3 — Западно-Уральская мегазона палеозойских комплексов, 4 — Центрально-Уральская мегазона протерозойских комплексов в составе Оченырдского (1), Марункеуского (2), Харбейского (3), Хараматалоу-ского (4) блоков; 5 — палеоокеанический сектор Урала — Тагило-Магнитогорская мегазона океанических и островодужных комплексов в составе Щучьинской (I) и Войкарской (II) зон; 6 — мезокайнозойский чехол Западно-Сибирской плиты; 7 — Лемвинский аллохтон; 8 — массивы палеозойских офиолитовых ультрабазитов: Сыум-Кеу (1), Рай-Из (2), Войкаро-Сынинский (3); 9 — Главный Уральский глубинный разлом (надвиг) в составе Щучьинского (Щ) и Войкарского (В) сегментов; 10 — границы мегазон; 11 — границы аллохтонов

гитов в крупные желобовидные склад-ки-синформы и развитием линейных зон сколово-пластических деформаций [7]. Размеры складчатых структур с зонами сколово-пластических деформаций достигают 10 км. Такие зоны характеризовались локальным падением давления, в результате чего происходило плавление ультрабазитов. Именно на второй стадии в результате снижения давления в зонах сколово-пластических деформаций при сохранении высоких мантийных температур и образовалась комплементарная серия, состоящая из истощенных гарцбургитов, с одной стороны, и дунитов, пироксенитов и высокохромистых руд — с другой. Возраст Войкаро-Сынинских офиолитов, согласно большинству оценок, является ранне- и среднепалеозойским [8]. Однако в последнее время появились и более точные позднесилурийско-ран-недевонские датировки [9].

Как известно, Войкаро-Сынинский массив считается достаточно перспективным в отношении промышленной хромитоносности, реализованной здесь в виде коренного оруденения, а также в виде валунчатых россыпей. В составе коренного оруденения выделяют глиноземисто-магнезиальный тип хромитовых руд, пространственно связанный с породами гарцбургитового комплекса, и высокохромистый тип, в основном приуроченный к дунитам в составе ду-нит-гарцбургитового комплекса. По уровню продуктивности различают: 1) дуниты и гарцбургиты с содержанием хромшпинелидов до 10 %; 2) бедные редко- и убого-вкрапленные руды с 15—27 мас. % Сг203; 3) богатые густо-вкрапленные и сплошны руды с 23— 42 мас. % Сг203 [10, 11]. По структуре хромитовые руды подразделяются на равномерно-зернистые, неравномерно -зернистые, мелкозернистые, средне-

зернистые и крупнозернистые, катак-лазированные и некоторые другие. По текстуре выделяют пятнисто-вкрапленные, прожилково-штокверковые, линзовидно-полосчатые, маковые, рябчиковые, нодулярные, орбикулярные, массивные руды.

Геологическое строение и рудоносность участка

Рассматриваемая нами территория располагается на северо-западном фланге Войкаро-Сынинского ультраба-зитового массива, входя в состав Кеч-пельского рудного поля. В пределах этой территории хромитоносный офи-олитовый разрез в основном представлен породами двух комплексов — рай-изско-войкарского дунит-гарцбургито-вого и кэршорского дунит-верлит-пи-роксенит-габбрового. Кроме того, за границами рудного поля закартирова-ны так называемые верхние габбро ла-гортинского комплекса и долериты па-леоспредингового комплекса параллельных даек (по данным ЗАО ГГК «МИРЕКО»).

Непосредственно исследованный нами Юнъягинский участок расположен на западе южной части Кечпель-ского рудного поля в истоках рек Правая и Левая Юнъяга. Рудопроявления на нем были открыты в 1999 г. в ходе проводимых Кечпельским ГПО поисковых работ, которые включали маршруты, проходку канав и траншей, гра-ви- и магниторазведку, минералогическое картирование. На рассматриваемом участке обнажены породы дунит-гарцбургитового структурно-вещественного комплекса, представленного частично упорядоченным вебстерит-дунит-гарцбургитовым типом разреза. Эти породы секутся относительно мощными силлообразными телами дунитов первого морфологического типа. Дуниты второго морфологического типа, слагающие небольшие по мощности субсогласные залежи, существенного развития здесь не получили. В пределах рассматриваемого участка выявлены две рудные зоны, приуроченные к апикальной части одного и того же силлообразного тела дунитов. Рудные тела на правом борту р. Левой Юнъяги, образуют Левоюнъягинскую рудную зону (рудопроявления Юнъя-гинское I и II), а рудные тела на левом борту Правой Юнъяги относятся к Пра-воюнъягинской зоне (рудопроявления Юнъягинское III, IV и рудопроявление им. Дембовского). Всего в составе упо-

турены протяженные поля элювиально-делювиальные развалов хромигигов, все еще не оцененные даже с поверхности. Потенциальными перспективами обладает и промежуток между охарактеризованными выше рудными зонами, сложенный гарцбургитами с редкими дунитовыми телами. Здесь то же встречаются проявления сплошных и густо-вкрапленных, низко- и среднехромистых глиноземистых руд, а небольшая мощность гарцбургитов позволяет рассчитывать на обнаружение крупных залежей хромовых руд в нижележащих дунитах.

Форма выявленных на Юнъягин-ском участке рудных тел — жилообразная, уплощенно-линзовидная, пластовая. Руды по содержанию хромшпине-лидов — убого-, редко- и средневкрап-ленные, по составу — высокохромис-то-магнезиальные.

Критерии оценки хромитоноснос-ти на современном этапе геологических работ подразделяются на три группы. К первой группе геолого-петро-графических критериев относят степень дифференцированности ультра-базитов, с ростом которой продуктивность на хромититы возрастает; содержание пироксена в истощенных гарц-бургитах, не превышающее в хромитоносных породах 5—15 %; наличие крупных дунитовых тел, к апикальным частям которых приурочена большая

часть хромитовых руд. Вторую группу минералого-геохимических критериев образуют повышенная магнези-альность породообразующего оливина в рудоносных ультрабазитах по сравнению с оливином в аналогичных, но безрудных породах; присутствие в ультрабазитах акцессорной вкрапленности высокохромистых хромшпинели-дов. В третью группу критериев хро-митоносности включены характер тек-тонизации ультрабазитов; степень их серпентинизации и интенсивность эпигенетического химического изменения хромшпинелидов.

Характеристика горных пород и хромитовых руд

На Юнъягинском участке (Право-юнъягинская зона) была отобрана серия штуфных проб, представляющих основные типы горных пород и хромитовых руд. Химический состав этих объектов исследовался рентгенофлюоресцентным методом на энергодисперсионном анализаторе MESA-550W фирмы НойЪа (табл. 1). Пересчет полученных данных на нормативно-минеральный состав (табл. 2) показывает, что среди исследованных нами безрудных и оруденелых горных пород резко преобладают дуниты (70 %), доля гарцбургитов не превышает 20 %, примесь пироксенсодержащих пород незначительна (рис. 2). Содержание

СГ2О3 в проанализированных безрудных дунитах, гарцбургитах и вебстери-тах не достигает и 0.5 мас. %. При переходе к хромитовым рудам оно скачкообразно возрастает до 17— 32 мас. %, что по существующей в настоящее время для полярноуральских хромитовых месторождений классификации отвечает диапазону от бедно вкрапленных до богатых густо вкрапленных хромитовых руд. Нормативное содержание хромшпинелидов в большинстве исследованных проб колеблется в пределах 23—45 мол. %, что также соответствует богатым хромитовым рудам.

Как известно, одним из методов оценки валового минерального состава и степени вторичных изменений ультрабазитов является термический анализ [12, 13]. В нашем случае такие данные были получены для неоруде-нелых и оруденелых дунитов на дери-ватографе БТв-60А/60АН фирмы Shimadzu (аналитик Г. Н. Модянова). На кривых нагревания всех изученных проб наблюдаются два эндоэффекта: 1) незначительный с максимумом при 365—425 °С, отвечающий диссоциации брусита; 2) гораздо более интенсивный с максимумом при 620— 650 °С, приписываемый серпентину, а иногда и точнее — лизардиту. Кроме этих эндоэффектов, на всех полученных нами кривых нагревания наблю-

Таблица 1

Химический состав исследованных горных пород и хромитовых руд, мае. %

№

Компоненты

проб БЮз ТЮ2 АЬОз Ре203 СьОз МпО 1У^О №0 СаО ЭЮ К20 р205

1 30.72 0.07 1.98 6.42 17.85 0.1 42.73 0.24 0.1 Не обн. 0.1 0.1

2 28.96 0.1 2.57 7.14 20.16 0.1 40.89 0.18 0.1 « 0.1 0.1

3 28.30 0.10 2.41 7.05 22.25 0.1 39.66 0.23 0.1 « 0.1 0.1

4 29.95 0.08 1.95 6.82 20.99 0.1 39.96 0.25 0.1 « 0.1 0.1

5 27.52 0.08 3.15 7.99 22.20 0.1 38.87 0.19 0.1 « 0.1 0.1

6 30.91 0.07 2.00 6.41 19.50 0.1 40.86 0.25 0.1 « 0.1 0.1

7 26.94 0.10 3.04 6.84 21.60 0.1 41.26 0.22 0.1 « 0.1 0.1

8 28.02 0.08 2.71 7.64 20.97 0.1 40.44 0.15 0.1 « 0.1 0.1

9 29.81 0.05 2.20 5.97 19.02 0.1 42.74 0.22 0.1 « 0.1 0.1

10 25.60 0.11 3.33 8.60 22.82 0.1 39.39 0.16 0.1 « 0.1 0.1

11 25.83 0.10 3.22 8.65 22.86 0.1 39.19 0.15 0.1 « 0.1 0.1

12 27.98 0.10 2.31 7.50 23.42 0.1 38.51 0.19 0.1 « 0.1 0.1

13 28.75 0.09 1.98 6.39 17.58 0.1 44.95 0.26 0.1 « 0.1 0.1

14 20.79 0.19 5.81 9.13 30.87 0.1 33.09 0.12 0.1 « 0.1 0.1

15 29.69 0.08 1.88 6.47 17.92 0.1 43.64 0.32 0.1 « 0.1 0.1

16 25.49 0.15 4.45 7.52 24.31 0.1 37.92 0.17 0.1 « 0.1 0.1

17 40.82 0.1 0.47 8.56 0.29 0.12 48.78 0.28 0.68 « 0.1 0.1

18 41.33 0.1 0.50 9.02 0.35 0.11 47.75 0.32 0.62 « 0.1 0.1

19 55.84 0.1 2.92 5.41 0.29 0.11 27.50 0.15 7.77 0.02 0.1 0.1

20 46.48 0.78 19.24 9.63 0.04 0.11 11.54 0.01 10.85 0.47 0.36 0.48

Примечание. Данные рентгенофлюоресцентного анализа, приведенные к 100 % (Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, аналитик С. Т. Неверов). Пробы: № 1, 2, 5, 7—11, 13—16 — дуниты оруденелые; 3, 4, 6 — гарцбургиты оруденелые; 12 — гарцбургит безрудный; 17, 18 — дуниты безрудные; 19 — вебстерит; 20 — актинолитит.

Таблица 2

Нормативно-минеральный состав исследованных горных пород и хромитовых руд, мол. %

№ проб Нормативные минералы Диагностика горной породы

Оливин Орто- пироксен Клино- пироксен Плагио- клаз Хромит

1 72.52 4.00 — — 23.48 Дунит оруденелый

2 73.00 — — — 27.00 «

3 56.05 12.47 — — 31.48 Гарцбургит оруденелый

4 45.67 22.09 — — 32.24 «

5 64.38 5.85 — — 29.77 Дунит оруденелый

6 55.06 17.25 — — 27.69 Г арцбургит оруденелый

7 70.30 — — — 29.70 Дунит оруденелый

8 73.28 — — — 26.72 «

9 73.93 2.06 — — 24.01 «

10 62.54 3.62 — — 33.84 «

11 68.53 — — — 31.47 «

12 62.66 7.95 — — 29.39 Г арцбургит оруденелый

13 71.50 — — — 28.50 Дунит оруденелый

14 52.97 3.06 — — 43.97 «

15 77.36 — — — 22.64 «

16 63.33 3.17 — — 33.50 «

17 95.05 1.29 2.38 — 1.28 Дунит

18 92.11 4.62 2.20 — 1.07 «

19 — 67.42 24.60 7.35 0.63 Вебстерит

Рис. 2. Треугольник классифицирования ультраосновных магматических пород по их нормативно-минеральному составу.

Поля: 1 — дунита, 2 — гарцбургита, 3 — лерцолита, 4 — верлита, 5 — оливинового ортопироксенита, 6 — оливинового вебстерита, 7 — оливинового клинопироксенита, 8 — ортопироксенита, 9 — вебстерита, 10 — клинопироксенита. Черные кружки — состав горных пород и хромитовых руд Юнъягинского участка

(2.25). Следует к этому добавить, что эндотермические эффекты нагревания хромитоносных уль-трабазитов сопровождаются потерей массы, отражающей процессы термодиссоциации, а экзотермический эффект ею не сопровождается.

Фазовая диагностика породообразующих минералов в дуни-тах, гарцбургитах и их оруденелых разностях осу-

дается очень узкий интенсивный экзотермический пик с экстремумом при 810—820°С, который можно объяснить окислением железа в хромшпинелидах. На последнее в частности указывает тот факт, что отношение интенсивностей экзотермического пика и главного эндоэффекта направленно возрастает от неоруденелых пород к богато орудене-лым, прямо коррелируясь с содержанием СГ2О3: дуниты неоруденелые (0.68) < дуниты бедно оруденелые с СГ2О3 = 17.85 мас. % (2.08) < дуниты богато оруденелые с Сг2О3 = 30.87 мас. %

ществлялась рентгендифракционным методом (автоматический дифрактометр ХКЭ-6000 фирмы Shimadzu, аналитик к. г.-м. н. Ю. С. Симакова). Вариации состава этих же минералов оценивались рентгенофлюоресцентным методом. Для этого из минералогических проб отбирались зерна, варьирующие по окраске от почти бесцветных до темно-зеленых и даже почти черных. Обобщение полученных результатов (табл. 3) приводит к следующим выводам. Окраска про-аналированных минералов явно обусловлена, прежде всего, колебаниями их

железистости. В светло окрашенных оливинах и серпентинах среднее содержание Ре2О3 составляет 2.5 мас. %. С переходом к зеленым, темно-зеленым и черным разностям это содержание возрастает до 3.8 мас. %. Среднее содержание №О при переходе от бесцветных к темно-зеленым минералам изменяется мало, сохраняясь на уровне 0.15—0.16 мас. %. Только в черных минералах обнаруживается заметное увеличение никелис-тости.

Важными примесными компонентами исследуемых минералов являются СГ2О3 и А12О3, присутствие которых очевидно обусловлено микродисперсны-ми включениями хромшпинели-дов. Анализ показал, что самыми низкими средними содержаниями упомянутых примесей характеризуются бесцветные и светлоокрашенные разности оливина и серпентина (соответственно 0.28 и 1.35 мас. %). В зеленых и темно-зеленых разностях средние содержания СГ2О3 и А12О3 возрастают соответственно до

0.94 и 1.45 мас. %. В черной разновидности серпентина эти показатели становятся еще больше, особенно у СГ2О3, содержание которого достигает в среднем 5.32 мас. %. Таким образом, мы приходим к выводу, что черная окраска некоторых разностей серпентина в исследуемых хромитовых рудах обусловлена не столько изменением его собственного состава, сколько появлением в них значительной ультрадиспер-сной вкрапленности хромшпинелидов.

Полученные данные рентгенофлюоресцентного анализа дают возможность рассчитать эмпирические формулы минералов. При этом на основе петрографических и термографических данных нами принято, что в неоруденелых породах присутствует преимущественно оливин, а в оруденелых породах и особенно рудах — серпентин. Результаты соответствующих расчетов приводятся ниже.

Дуниты и гарцбургиты неоруденелые : оливин бесцветный — Mg2[SiO4];

оливин светло-зеленый (Mgl 88_1 90

Бе0 10_0 12)2^4]; оливин зеленый — (Mgl 84ре0 16)2^Ю4]; оливин темно-

зеёеНый ^^.84-1.86^0.14-0.16)2 ^4]. Вебстериты неоруденелые:

оливин светло-зеленый ----- (Mgl 94

Ре0.04^0.02Ы^О4].

Таблица 3

Химический состав основных породообразующих минералов из исследуемых горных пород и хромитовых руд, мае. %

№ п/п № проб Компоненты

Si02 ТЮ2 АЬ03 Fe203 Сг20з МпО MgO NiO СаО SrO К20

1 1, бесцветный 44.82 Н.о. 1.37 0.94 0.13 0.02 52.64 0.09 Н.о. Н.о. Н.о.

2 2/1, бесцветный 45.35 « 1.51 0.92 0.08 Н.о. 52.08 0.06 « « «

3 2/2, зеленый 45.14 « 0.91 2.51 0.35 0.03 50.78 0.28 « « «

4 3/1, светло-зеленый 45.85 « 1.19 0.40 0.10 0.01 52.42 0.04 « « «

5 3/2, темно-зеленый 45.17 « 1.13 1.06 0.33 Н.о. 52.20 0.12 « « «

6 4/1, черный 41.26 « 1.66 1.94 4.33 « 50.70 0.13 « « «

7 4/2, зеленый 43.23 « 0.86 2.38 0.79 « 52.39 0.27 0.08 « «

8 5/1, светло-зеленый 46.54 « 1.00 1.80 0.03 « 50.43 0.21 Н.о. « «

9 5/2, темно-зеленый 42.22 « 3.84 1.46 4.43 « 48.02 0.04 « « «

10 6/1, бесцветный 44.41 « 1.05 2.77 0.74 « 50.72 0.30 « « «

11 6/2, зеленый 45.23 « 1.00 0.89 0.44 « 52.36 0.10 « « «

12 7/1, бесцветный 45.72 « Н.о. 0.35 0.03 « 53.87 0.04 « « «

13 7/2, зеленый 45.64 « « 1.99 0.34 « 51.78 0.25 « « «

14 8, темно-зеленый 44.69 « 1.24 2.37 0.80 « 50.67 0.24 « « «

15 9, черный 41.32 « 1.20 2.84 3.72 « 50.63 0.29 « « «

16 10, черный 36.32 « 1.63 5.71 8.73 « 47.21 0.33 0.07 « «

17 11, черный 41.30 « 1.33 4.27 4.48 « 48.31 0.31 Н.о. « «

18 2/1, светло-зеленый 44.66 « 0.99 2.76 0.39 « 50.87 0.33 « « «

19 13/1, светло-зеленый 41.59 « 2.17 2.54 0.81 « 52.58 0.24 0.07 « «

20 14/1 46.24 « 1.18 0.86 0.20 « 51.44 0.08 Н.о. « «

21 15 41.49 « 6.06 0.47 0.19 « 51.75 0.05 « « «

22 16 45.26 « 1.29 1.72 0.22 « 51.31 0.19 « « «

23 17/1, темно-зеленый 48.04 « 1.52 6.79 0.55 0.14 42.05 0.12 0.80 « «

24 17/2, светло-зеленый 49.09 « 1.58 4.40 0.20 0.09 43.98 0.07 0.58 « «

25 17/3, бесцветный 44.97 « 3.40 0.35 0.47 Н.о. 50.78 0.03 Н.о. « «

26 17/4, зеленый 41.31 « Н.о. 8.31 0.22 0.12 49.25 0.28 0.51 « «

27 8/1, темно-зеленый 45.41 « 1.58 8.17 1.77 0.14 42.18 0.15 0.61 « «

28 18/2, светло-зеленый 42.30 « 1.65 6.38 0.24 0.10 48.69 0.19 0.45 « «

29 18/3, светло-зеленый 40.14 « 3.26 6.38 0.07 0.09 49.59 0.21 0.20 « 0.06

30 19/1, светло-зеленый 44.31 « Н.о. 2.47 0.31 Н.о. 52.64 0.28 « « Н.о.

31 19/2, зеленый 56.06 « 2.41 5.38 0.29 0.14 25.97 0.14 9.59 0.02 «

32 20/1 47.25 0.84 14.39 10.39 0.06 0.13 16.50 0.03 9.91 0.01 0.48

33 20/2 51.42 0.25 30.28 1.07 Н.о. 0.02 3.58 Н.о. 12.83 0.40 0.15

34 20/3 46.31 0.89 14.59 10.36 0.05 0.12 17.81 0.02 9.36 0.02 0.48

Примечание. Данные рентгенофлюоресцентного анализа, приведенные к 100 %. Объекты: 1—3, 8, 9, 12—17, 19—23 — дуниты оруденелые; 4—7, 10, 11, 18 — гарцбургиты оруденелые; 24—29 — дуниты; 30, 31 — вебстериты; 32—34 — актинолититы. Минералы: 1—30 — серпентин и серпентинизированный оливин; 31, 32, 34 — амфиболы; 33 — плагиоклаз. Н.о. — не обнаружено.

Дуниты оруденелые: серпентин бесцветный — (Mg7.92_8(Fe,Ni)0_0.08)8 [Si4O10](OH)8; серпентин светло-зеле-

НЬШ (Mg7.84-8Fe0-0.16)8[Si4O10] (OH)8; серпентин зеленый (Mg7 76_7 84

Fe0.16Ni0-0.08)8 [Si4O10](OH)8; серпентин темно-зеленый -------- (Mg7 84_8

Fe0-0.16)8[Si4O10](OH)8; серпентин ЧерНый (Mg7.76-7.84Fe0.08-0.16

Ni0-0.02)8[Si4O10] (OH)8.

Приведенные данные показывают,

что в исследуемых оруденелых дунитах и гарцбургшитах оливин и развивающийся по нему серпентин характеризуются повышенной магнезиальнос-тью, что свидетельствует о хороших перспективах хромитоносности Юнъя-гинского участка.

Прямым критерием продуктивности может служить определенное нами валовое содержание &2O3 в оруденелых дунитах и гарцбургитах. Как было отмечено выше, по этому показателю

упомянутые породы можно подразделить на две группы — бедно и богато оруденелых с диапазонами варьирования содержания &2O3 соответственно 17—20 и 20—32 мас. %. Сопоставление полученных нами данных с данными ранее изученных перспективных проявлений Войкаро-Сынинского массива [11] показывает, что Юнъягинский участок по качеству своих руд значительно превосходит проявление Лёкхойлин-ское Западное, несколько уступает проявлению Лёкхойлинскому и близок к Кершорскому, наиболее перспективному по запасам из всех известных к настоящему времени на массиве рудо-проявлений.

Хромшпинелиды как индикатор рудоносности

В целях изучения хромшпинелидов часть вещества штуфных проб была подвергнута ручному дроблению с

последующим ситованием, отмучива-нием полученных протолочек, разделением их в бромоформе на тяжёлую и лёгкую фракции. Из результатов взвешивания этих фракций следует, что в оруденелых породах содержание тяжелой фракции, в значительной степени состоящей из хромшпинелидов, колеблется от 57 до 89 % веса отмученной протолочки. При этом было обнаружено, что в дунитах содержание тяжелой фракции варьируется в пределах 63— 89, составляя в среднем 75.3 %, а в гарцбургитах в пределах 57—78 при среднем 69.5 %. Следовательно, наши данные вполне подтверждают известный факт наибольшей оруденелости именно дунитов. Хромшпинелиды в исследованных горных породах и рудах в основном представлены идиоморфными кристаллами размером до 1 мм преимущественно октаэдрического габитуса без явных признаков эпигенетиче-

ских изменений. Данные рентгеновской дифрактометрии характеризуют эти минералы как в основном смесь хромита РеСг204 и магнохромита MgCr204. Анализ их химического состава, проведенный на отдельных зернах и малых мономинеральных навесках рентгенофлюоресцентным методом, показал, что исследуемые минералы действительно являются железомагнезиальными, высокохромистыми, с относительно небольшой примесью титана (табл. 4). Примечательно, что ни в одном случае мы не обнаружили примеси цинка, который является эффективным индикатором наиболее поздних эпигенетических изменений хромшпи-нелидов [14, 15].

Согласно результатам корреляционного математического анализа, химизм исследуемых минералов определяется сильными прямыми корреляционными связями: положительными между А1 и Сг (г = 0.62), А1 и Т (г = 0.80), Сг и Т (г = 0.64) и отрицательными между Mg и Бе (г = -0.60), Mg и Сг (г = -0.75), Mg и А1 (г = -0.64). Все это хорошо совпадает с тенденциями изменения состава хромшпинелидов в относительно мало затронутых метаморфизмом полярноуральских хромитовых рудах глиноземистого магнезиального типа [16].

Пересчет полученных данных на эмпирические формулы минералов производился после исключения компонентов загрязня-юшцх хромшпинелиды ксеноминеральных примесей (форстерита, серпентинов). Согласно результатам вычислений, все исследованные нами хромшпинелиды являются преимушественно магнезиальными и вы-

сокохромистьгми, но при этом несколько различными в зависимости от вме-шаюшей породы. Хромшпинелиды из оруденелых гарцбургитов отличаются заметно большей магнезиальностью и железистостью по Бе3+, но несколько меньшей хромистостью: гарцбурги-

ты (Mg0.73Fe0.27)(Cr1.32A10.40Fe0.27

Т^0.01)204’ дуниты

(Сг1.46А10.42Бе0.11Т^0.01)204. Таким образом, получается, что статистически оруденение в дунитах в сравнении с гарцбургитами обусловлено менее магнезиальными, но более хромистыми шпинелидами, как это обычно и выявляется на перспективных хромитоносных плошадях Полярного Урала [11, 18].

По своему минальному составу (табл. 5) изученные нами хромшпинелиды могут быть подразделены на шпи-неле-хромиты, шпинеле-хромито-маг-нохромиты, шпинеле-магнохромито-хромиты, магнохромито-шпинели, маг-нетито-шпинеле-магнохромиты и шпи-неле-магнетито-магнохромиты. По частоте встречаемости резко преобладают (около 80 %) первые три разновид-

ности. При этом среди дуниговых хромшпинелидов наиболее часто встречаются шинеле-хромиты и шпинеле-хро-мито-магнохромиты, а среди гарцбур-гитовых хромшпинелидов — шпинеле-магнохромито-хромиты.

Типоморфизм исследуемых хромшпинелидов оценивался с помошью нескольких наиболее известных диаграмм. На диаграмме Н. В. Павлова (рис. 3) видно, что примерно 50 % фигуративных точек исследованных нами хромшпинелидов попадает в поля магнезиальных и железистых хромитов и субферрихромитов. Около 30 % точек приходится на поля магнезиальных и железистых алюмохромитов и субфер-риалюмохромитов. Остальные точки неравномерно распределяются между полями магносубферрисубалюмохро-митов и магнезиальных субферрису-балюмохромитов (около 15 %), а также магнезиальных субалюмоферрих-ромитов (около 7 %). Сравнение полученных нами результатов с генеральной базой данных по акцессорным и рудным хромшпинелидам в основных альпинотипных массивах на Урале [17]

Таблица 4

Химический состав хромшпинелидов из исследованных горных пород и хромитовых руд, мае. %

№ пробы Компоненты Формулы

ею. ТЮ2 АЬОз Ре203 Сг203 М§0

1 11.20 0.21 8.10 16.20 47.28 17.02 (Mgo.5sFeo.42 (crl.53A10.39Fe0.071І0002О4

2 8.93 0.19 8.51 17.24 47.35 17.78 (Mgo.6gFeo.32 (Сг 1 43 А10 38рЄо 1 вТІо 01 )204

3 8.95 0.18 8.84 16.18 48.77 17.08 (Mgo.64Feo.36 (crl.12A10.40Fe0.471І0002О4

4 15.30 0.14 7.11 13.22 38.63 25.61 (Mgo.96Feo.o4 (Сг 1 25А10 35ре0 37)204

5 11.61 0.14 7.67 16.65 44.76 19.17 (Mgo.55Feo.45 (Сг 1 52А10.з9ре0 09 >2^4

6 12.05 0.21 8.68 14.20 43.31 21.55 (Mgo.8lFeo.i9 (Сг і .35Alo.41Feo.231100О2О4

7 10.72 0.19 9.25 16.21 44.98 18.66 (Mgo.6sFeo.32 (Сг 1 40А10.4зРе0 ] бТІо.оІ >2^4

8 17.34 0.13 8.61 16.60 39.45 17.87 (Mgo.45Feo.55 (Сг 1 48А10 48Ре0 04)204

9 14.27 0.17 8.46 14.40 44.16 18.53 (Mgo.5sFeo.42 (Сг 1.51Al0.43Fe0.05Ti0.0i >2^4

10 13.53 0.20 7.17 17.61 41.06 20.43 (Mgo.74Feo.26 (crl.35Alo.35Feo.29110002О4

11 14.60 0.15 7.26 17.53 41.91 18.56 (Mgo.58Feo.42 (Сг 145 А10 38рЄо 1 бТІо 01 )іОа

12 12.18 0.19 8.51 16.23 46.56 16.33 (Mgo.52Feo.48 (Сг 1 54А10.42ре0 03ТІ0 01 >2^4

14 8.93 0.27 10.99 16.36 47.80 15.66 (Mgo.56Feo.44 (СГ] 46А10 50ре0 03 І І0 0О2О4

16 8.39 0.28 11.35 16.34 47.98 15.65 (Mgo.57Feo.43 (Сг і .44Al0.51Fe0.04Ti0.01 ЬС>4

Примечание. Данные рентгенофлюоресцентного анализа, приведенные к 100 %. СаО, К2О в образцах не обнаружены.

Таблица 5

Минальный состав хромшпинелидов из горных пород и хромитовых руд, мол. %

Миналы

Пробы

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 14 16

Магнохромит ]У^Сг2С>4 38.5 49.0 44.0 64.0 35.5 60.5 46.5 21.0 36.5 56.5 39.0 31.0 32.0 31.5

Хромит РеСг204 38.0 22.5 12.0 — 40.5 7.0 23.5 23.5 39.0 11.0 33.5 46.0 42.0 40.5

Ульвит Ге2ТЮ4 1.0 1.0 1.0 — — 1.0 1.0 — 1.0 1.0 1.0 1.0 1.0 1.0

Шпинель МёА1204 19.5 19.0 20.0 17.5 19.5 20.5 21.5 24.0 21.5 17.5 19.0 21.0 25.0 25.5

Магнетит РеРе204 3.0 8.5 23.0 4.0 4.5 11.0 7.5 2.0 2.0 14.0 7.5 1.0 1.0 1.5

Магноферрит М8Ре204 — — — 14.5 — — — — — — — — —

Рис. 3. Классификация рудных хромшпинелидов Юнъягинского участка на основе диаграммы Н. В. Павлова [19—21].

Поля разновидностей на треугольнике: 1 — хромит, 2 — субферрихромит, 3 — алюмохромит, 4 — субферриалюмохромит, 5 — субферрисубалюмохромит, 6 — субалюмоферрихро-мит, 7 — феррохромит, 8 — хромпикотит, 9 — субферрихромпикотит, 10 —субалюмо-хроммагнетит, 11 — хроммагнетит, 12 — пикотит, 13 — магнетит. Разновидности хромшпинелидов по формульным коэффициентам ионов Бе2+: магно (0—2), магнезиальные (2—4), железистые (4—6), ферро (6—8). Черные точки — результаты исследований

приводит к следуюшему заключению. Рудные минералы, во-первых, отличаются гораздо большей хромистостью, чем акцессорные хромшпинелиды, а во-вторых, отвечают наиболее высокохромистым рудным хромшпинели-дам, выявленным не только на Кемпир-сайском, Сыумкеуском и Войкаро-Сы-нинском массивах, но и на наиболее перспективном на Полярном Урале в отношении хромитоносности Райизс-ком массиве. На диаграмме состава «первично-вторичных» хромшпинелидов [22] точки изученных нами минералов группируются вблизи или в пределах поля метасоматически измененных ультрабазитов. На диаграмме генетических групп хромшпинелидов по Р. Митчеллу около 85 % точек тех же минералов приходится на поле ксе-ногенных хромшпинелидов. Наконец, на диаграмме А. Панеяху видно, что лишь по одной фигуративной точке наших минералов попадает в поля неизмененных мантийных перидотито-вых ксенолитов и альпинотипных ультрабазитов. Все остальные точки располагаются за пределами полей состава неизмененных первичных хромшпинелидов.

Таким образом, проведенный анализ показал, что хромшпинелиды с Юнъягинского участка могут быть в целом определены как в основном вторичные или ксеногенные (т. е. руд-

ные) магнезиально-железистые хромиты и алюмохромиты из метасоматически измененных ультраосновных пород преимушественно перидотито-вого состава, не претерпевшие поздних эпигенетических изменений, сильно ухудшаюших качество хромитовых руд.

Как известно, на территории Республики Коми промышленно кондиционными считаются месторождения с телами хромититов мошностью до 3 м, в которых валовое содержание СГ2О3 превышает 25 мас. %, а среднее содержание СГ2О3 в собственно хромшпине-лидах составляет в среднем около 48 мас. %. Обнаружено, что хромшпинелиды в таких рудах обеспечивают возможно сть получения концентратов с содержанием 48—52.5 мас. % СГ2О3. Очевидно, что все упомянутые кондиции вполне приложимы и к исследованному нами Юнъягинскому участку, который можно рассматривать как важный резерв для нарашивания ресурсов и запасов хромого сырья как в рамках Кечьпельского рудного поля, так и в масштабе всего Войкаро-Сынинского массива.

Литература

1. Савельева Г. Н. Габбро-ультраба-зитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М.: Наука, 1986. 246 с. (Труды

ГИН АН СССР, Вып. 404). 2. Перьфиль-ев А. С., Руженцев С. В. Структурное положение габбро-гипербазитовых комплексов в складчатых поясах // Геотектоника, 1973. № 3. С. 14-26. 3. Перевозчиков Б. В., Плотников А. В. Тектоническая позиция хромитоносных ультрабазитов Полярного Урала // Проблемы минералогии, петрографии и минералогии: Труды научных чтений памяти П. Н. Чир-винского. Вып. ІІ. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 200S. С. 195-200. 4. Ремизов Д. Н. Островодужная система Полярного Урала (петрология и эволюция глубинных зон). Екатеринбург: УрО РАН, 2006. 22І с. 5. Перевозчиков Б. В., Попов И. И., Овечкин А. М. и др. Региональный прогноз хромитоносности Полярного Урала // Проблемы минералогии, петрографии и минералогии: Труды научных чтений памяти П. Н. Чирвинского. Вып.

I. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, І 999. С. І70-1S0. б. Перевозчиков Б. В. Двухстадийное формирование главных хромитоносных формаций офиолитовых ультрабазитов — отражение процессов верхней мантии // Проблемы минералогии, петрографии и минералогии: Труды научных чтений памяти П. Н. Чирвинского. Вып. 12. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 2009. С. 203-211. 7. Щербаков С. А. Пластические деформации ультрабазитов офиолитовой ассоциации Урала. М.: Наука, 1990. 119 с. S. Петрология и метаморфизм древних офиолитов (на примере Полярного Урала и Западного Саяна). Новосибирск: Наука, 1977. 219 с. 9. Sharma M., Wasserburg G. J., Papa-nastassion D. A. et. al. High 143Nd/144Nd in exstremly depleted mantle rocks // Eagth and Planet. Sci. Lett., 1995. V. 135. P. 101— 114. 10. Перевозчиков Б. В. Закономерности локализации хромитового оруденения в альпинотипных гипербазитах (на примере Урала). М., 1995. 46 с. (Геология, методы поисков, разведки и оценки месторождений полезных ископаемых: Обзор АОЗТ «Геоинформмарк», вып. 7).

II. Перевозчиков Б. В., Овечкин А. М., Попов И. И. Типоморфные черты хромитового оруденения глиноземистого магнезиального типа Войкаро-Сыньинского массива // Проблемы минералогии, петрографии и минералогии: Труды научных чтений памяти П. Н. Чирвинского. Вып. 6. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 2004. С. 135—146. 12. Макеев А. Б., Брянчанинова Н. И., Модянова Г. Н. Особенности серпентинизации ультраосновных пород массива Рай-Из // Минералы и ми-нералообразование. Сыктывкар, 19S5. С. S—S6 (Тр. Ин-та геол. Коми науч. цен-

тра УрО АН СССР. Вып. 50). 13. Макеев А. Б., Брянчанинова Н. И. Торпоминера-логия ультрабазитов Полярного Урала. СПб.: Наука, 1999. 252 с. 14. Силаев В. И., Шабалин В. Н., Голубева И. И. и др. О цинксодержаших и цинкистых хромш-пинелидах Тимано-Уральского региона // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2008. № 8. С. 6—16. 15. Шабалин В. Н., Силаев В. И., Хазов А. Ф. Минералы в современных аллювиальных осадках Нияюс-ского золоторудного поля (Полярный Урал) // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана. Сыктывкар, 2008. С. 106—141. 16. Перевозчиков Б. В., Ситчихин О. В. Среднетемпературный

метаморфизм хромитовых руд глиноземистого магнезиального типа (на примере Войкаро-Сынинского массива на Полярном Урале) // Проблемы минералогии, петрографии и минералогии: Труды научных чтений памяти П. Н. Чирвинско-го. Вып. 5. Пермь: Изд-во Пермского унта, 2003. С. 170—180. 17. Макеев А. Б., Перевозчиков Б. В., Афанасьев А. К. Хромитоносность Полярного Урала. Сыктывкар: Изд-во Коми ФАН СССР, 1985. 152 с. 18. Перевозчиков Б. В., Плотников А. В., Попов И. И., Печенкин Б. В. Рудно-формационные типы хромовых руд массива Сыум-Кеу (Полярный Урал) // Проблемы минералогии, петрографии

и металлогении: Труды Научных чтений памяти П. Н. Чирвинского, вып. 10. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 2007. С. 230—239. 19. Павлов Н. В. Химический состав хромшпинелидов в связи с петрографическим составом пород ульт-раосновных интрузивов // Труды Института геологических наук, 1949. Вып. 103. Серия рудных месторождений, № 13. 88 с. 20. Павлов Н. В., Григорьева И. И. Месторождения хрома // Рудные месторождения СССР. Т. 1. М.: Недра, 1974.

С. 168—220. 21. Павлов Н. В., Кравченко Г. Г., Чупрынина И. И. Хромиты Кем-персайского плутона. М.: Наука, 1968. 178 с. 22. Reviews in Mineralogy, 1991.

ИННОВАЦИОННАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ИНСТИТУТА В 2009 ТОДУ

В прошедшем году обший объем финансирования научных исследований в институте по всем источникам остался на уровне 2008 г. (рис. 1, 2). Базовое бюджетное и целевое (бюджетное) и внебюджетное финансирование составили 79 и 21 % соответственно. Доля хозяйственных договоров и государственных контрактов на выполнение научно-исследовательских работ в обшем объеме финансирования снизилась более чем в два раза и составила 6.5 % (10.8 млн руб.). При этом финансирование проектов по региональным программам сократилось в 10 раз. Такое положение, несомненно, является следствием экономического кризиса.

Значительный объем исследований в 2009 г. был выполнен по программам фундаментальных исследований Президиума РАН, Отделения наук о Земле РАН и по программам поддержки междисциплинарных проектов в со-

дружестве с учеными Сибирского и Дальневосточного отделений РАН. С другой стороны, после максимума, достигнутого в 2007 г., наблюдается заметное снижение финансовых поступлений в виде грантов РФФИ и других научных фондов. Пока весьма незначительно наше участие в реализации мероприятий федеральных государственных программ (в отношении финансирования, а не по фактически выполняемым работам и их научным результатам). Большой резерв связан с реализацией международных программ и проектов — сегодня такие работы проводятся, но в крайне незначительных объемах.

Базовое бюджетное финансирование растет с одинаковой динамикой, начиная с 2003 г., но сегодня увеличение объемов финансирования в основном связано с обеспечением выплат по так называемым социально за-шишенным статьям: заработная пла-

та, начисления на нее и обеспечение текушей производственной деятельности (коммунальные расходы). Весьма в ограниченных объемах финансируется приобретение оборудования, выполнение аналитических исследований в сторонних организациях, проведение полевых исследований, ошутимо сокрашаются командировочные расходы, периодически возникают проблемы с публикацией монографий. Поэтому в ближайшее время нам необходимо приложить много усилий для получения дополнительных доходов на формирование целевых бюджетов для приобретения научного оборудования, запасных частей к вездеходной и автомобильной технике, проведения крупных ремонтных работ и нового строительства.

Исследования и разработки выполнялись по 8 основным темам, 25 темам по программам фундаментальных исследований Президиума РАН, Отделения наук о Земле РАН и по программам поддержки междисциплинарных проектов в содружестве с учеными Сибирского и Дальневосточного отделений РАН, 5 грантам Президента Российской Федерации, РФФИ, финансируемым из средств федерального бюджета, а также по 17 коммерческим договорам.

По ряду направлений научно-исследовательских работ были получены новые результаты, имеюшие не только важное фундаментальное значение, но и представляющие интерес для практической реализации.

543<Н>

83 .и> (ІЗ

21300 20000

13094 . 11403.4 Ц 459.9

163.4 ‘«S-З

1995- 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009

] 999

Рис. 1. Поступлення от коммерциализации научной деятельности