Геология рудных месторождений, 2020, T. 62, № 6, стр. 568-573

ВВЕДЕНИЕ

В строении осадочного чехла Восточно-Европейской платформы (ВЕП) значительным распространением пользуются отложения пермской системы. В юго-восточной части платформы особенно широко развиты морские и прибрежно-морские карбонатно-терригенные отложения биармийского отдела перми (казанский, уржумский ярусы), покрывающие обширные холмистые равнины Южного Предуралья. Стратиграфия и литология этих отложений слабо изучена, даже несмотря на то, что с ними связаны знаменитые стратиформные месторождения меди (Полезные …, 2016). Другие типы оруденения, связанные с данными отложениями, не были известны.

ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЙ

Сабантуйское хромитовое рудопроявление было выявлено в разрезе верхнеказанских отложений, фрагментарно обнаженных в левом берегу руч. Мал. Беркутла у северной оконечности с. Федоровка Федоровского района Республики Башкортостан (фиг. 1). В физико-географическом отношении местность представляет собой южный отрог Бугульминско-Белебеевской возвышенности ВЕП. Геологический разрез представлен полимиктовыми песчаниками с прослоями песчанистых окремнелых известняков (нижняя пачка мощностью не менее 20 м) и известково-песчанистыми мергелями (верхняя пачка мощностью до 3 м) – породами, относимыми к белебеевской свите (P₂bl) (Князев, 2011). Ниже залегают осадочные породы средне-позднепалеозойского и рифейского возраста (Синицын, Синицына, 1965ф¹¹). Хромитовые песчаники обнаруживаются в виде элювиальных обломков глыбовой размерности вдоль склона на протяжении 200–250 м по азимуту ССЗ 350°. Довольно большое их количество было найдено вблизи небольшой горной выработки у верхней бровки берега. Рядом с этой выемкой первым автором статьи был пройден шурф глубиной 1.7 м, в котором на уровне 0.7 м от поверхности были вскрыты коренные пласты и прослои сплошных хромитовых песчаников (фиг. 2) – хромитолитов (Систематика …, 1998). Текстура отложений слоистая, выраженная, прежде всего, не в рассортировке зерен по крупности, а в концентрированных скоплениях хромитов. Рудные слои (сплошные хромитолиты) варьируют по мощности от 1 до 130 мм. В породах с тонкими слоями хромитолитов удалось диагностировать косо-волнистый и полого-волнистый типы слоистости пород (фиг. 2а, б), характеризующиеся близсимметричным характером ряби. Вид соотношения серий сложно однозначно идентифицировать, но существующие признаки позволяют предположить непараллельно-срезанный выпуклый тип взаимоотношений слоев.

Фиг. 1.

Местонахождение Сабантуйского хромитового рудопроявления. Cерым цветом выделена область распространения пермских отложений (на дневной поверхности).

Фиг. 2.

Хромитовые песчаники Сабантуйского рудопроявления: а) прослои хромитолитов с косо-волнистой слоистостью; б) прослои хромитолитов с полого-волнистой слоистостью; в) электронно-микроскопическое BSE-изображение хромитолита. Cr – хромшпинелид, M – магнетит и титаномагнетит, I – ильменит.

В составе обломков полимиктовых песчаников преобладают кварциты (35%), метавулканиты (32%) и шпинелиды (17%). Цемент песчаников карбонатный с объемной долей 27.2–39.5%, по структуре – пелитоморфный или мелкозернистый контактового типа. По гранулометрическому составу граувакки соответствуют среднезернистой (класс крупности 0.2–0.4 мм), а хромитолиты – мелкозернистой (0.15–0.25 мм) разновидности песчаников, им присуща хорошая степень отсортированности. Обломочные зерна характеризуются преимущественно слабо- и среднеокатанной морфологией.

МИНЕРАЛОГИЯ ХРОМИТОЛИТОВ

Минералогическое изучение зерен обломочных шпинелидов из 5 образцов наиболее концентрированных хромитолитов (D₄-31, D₄-32, D₅-13а, D₅-13ах, D₅-18ах) было проведено на сканирующем электронном микроскопе Tescan Vega 3 в ИПСМ РАН (Уфа) и электронно-зондовом микроанализаторе CAMECA SX100 в ИГГ УрО РАН (Екатеринбург). Химический состав пород определен рентгенофлуоресцентным (Carl Zeiss VRA-30) методом в ИГ УФИЦ РАН (Уфа). Содержание Cr₂O₃ в хромитолитах составляет 15.9–17.2 мас. %. В составе тяжелой фракции отмечаются практически лишь минералы группы шпинели и ильменит (фиг. 2в), среди которых значительно преобладают хромшпинелиды (табл. 1). Очень редко встречаются зерна других минералов – циркона, титанита, граната, амфибола. Выход тяжелой фракции в хромитолитах варьирует от 52 до 69%, а в переслаивающихся с ними полимиктовых песчаниках – до 12%.

По степени химической однородности зерна шпинелидов могут быть разделены на следующие подтипы: 1) однородные; 2) с простой зональностью типа “ядро–край”; 3) с ламеллярной структурой; 4) сложно-зональные; 5) с многочисленными включениями, вплоть до формирования “губчатых” структур. По морфологическим характеристикам и степени окатанности обломки рудных минералов могут быть разделены на изометричные (овальные, квадратные, треугольные, ромбовидные), удлиненные (удлиненно-овальные, прямоугольные, пластинчатые, заостренные) и изогнутые.

Наибольшим разнообразием состава и морфологии отличаются зерна хромшпинелидов. Для них характерны все типы зональности. Зональность, выраженная в наличии четкого ядра и внешней регенерационной каймы, более характерна для окатанных зерен, что, вероятно, указывает на их экзогенное преобразование. Ядра таких зерен представлены хромшпинелидами с низким содержанием Fe³⁺ и варьирующим отношением Cr/Al, а каймы состоят из хроммагнетита или магнетита. Аналогично сложно-зональные зерна состоят из реликтов хромшпинелидов с низким содержанием Fe³⁺ и вторичных выделений из хроммагнетита и магнетита. Данный тип зональности, скорее всего, имеет эндогенную природу и связан с низкотемпературным метаморфизмом.

В целом, состав зерен хромшпинелидов характеризуется широкими вариациями отношения Cr/Al и связанными с ними изменениями отношения Mg/Fe⁺². Однородным зернам и реликтовым участкам зональных зерен соответствуют низкие содержания Fe³⁺ и примесных элементов, из которых лишь в редких случаях отмечается присутствие Ti (до 0.34 мас. %), Zn (до 0.46 мас. %), V (до 0.48 мас. %). При формировании вторичной каймы зональных зерен вместе с увеличением концентрации FeO (общее) происходит рост содержания Ti (до 0.63 мас. % TiO₂), появляется Mn (0.59–2.14 мас. % MnO), в отдельных случаях фиксируется Ni (до 0.71 мас. % NiO). В табл. 2 приведены представительные микрозондовые анализы хромшпинелидов Сабантуйского рудопроявления.

ОБСУЖДЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Анализ составов детритовых шпинелидов с использованием классификационных диаграмм Al³⁺–Cr³⁺–Fe³⁺ и Mg#–Cr# (фиг. 3) с целью установления формационной принадлежности их источников показал, что хромшпинелиды Сабантуйского рудопроявления соответствуют хромшпинелидам офиолитовых ассоциаций. На диаграмме Al³⁺–Cr³⁺–Fe³⁺ (фиг. 3а) они образуют непрерывное протяженное поле, отвечающее мантийному тренду дифференциации. Следует отметить, что “однородные” зерна в целом являются более хромистыми по сравнению с “зональными” зернами. Составы изученных зерен полностью перекрываются с составами хромшпинелидов наиболее крупного офиолитового комплекса Южного Урала – массива Крака. На диаграмме Mg#–Cr# (фиг. 3б) изученные хромшпинелиды также формируют протяженный рой точек, обнаруживающий отрицательную корреляцию между хромистостью и магнезиальностью шпинелидов, что является характерным признаком эндогенных шпинелидов из ультрамафитов офиолитовых комплексов (Barnes, Roeder, 2001). Присутствие в образцах значительного количества зерен ильменита и титаномагнетита не противоречит “офиолитовой природе” обломочных зерен, поскольку минералы данного состава в значительном количестве встречаются в телах габбро и пироксенитов, ассоциирующих с мантийными перидотитами, в том числе и на массиве Крака (Савельев и др., 2016).

Фиг. 3.

Классификационные диаграммы Al³⁺–Cr³⁺–Fe³⁺ (а) и Mg#–Cr# (б) для хромшпинелидов из хромитовых песчаников Сабантуйского рудопроявления: 1 – хромшпинелиды однородного строения, 2 – хромшпинелиды зонального строения; 3–5 – поля составов хромшпинелидов из: 3 – офиолитов, 4 – концентрически-зональных (платиноносных) массивов, 5 – расслоенных интрузивных массивов. Поля составов хромшпинелидов из ультрамафитов различной формационной принадлежности даны из (Barnes, Roeder, 2001).

По геолого-литологическим условиям и структурно-текстурным особенностям Сабантуйское рудопроявление хромитов может быть отнесено к типу прибрежно-морских россыпей. Терригенный материал отложений хорошо отсортирован, они характеризуются косо-волнистой и полого-волнистой слоистостью с четко выраженными прослоями высоко концентрированных рудных прослоев – хромитолитов. Зерна рудных минералов обладают слабоокатанной или среднеокатанной формой, их размер отвечает классу 0.15–0.25 мм. Указанные признаки характерны отложениям, сформированным в зоне литорали (Лаломов, Таболич, 2013).

Источник сноса Сабантуйской хромитовой палеороссыпи установить по имеющимся данным пока весьма сложно. В фондовой и опубликованной литературе отсутствуют какие-либо сведения о площадной распространенности хромитовых залежей в отложениях рассматриваемого региона и о непосредственной близости источников хромшпинелидов. Какие-либо аномалии в строении осадочного слоя (мощность > 4 км) земной коры, связанные с тектоническими нарушениями и магматическими процессами, по результатам изучения многочисленных материалов бурения и карт геофизических полей здесь не были выявлены. Сложно представить, что источником могли быть полностью разрушенные в настоящее время “местные” протрузии гипербазитов, поскольку нет никаких прямых следов их былого присутствия, например, в виде реликтов кор выветривания (нонтронитовых, монтмориллонитовых) или индикаторных россыпных минералов (оливин, пироксены, платинометалльные и др.) в изученных отложениях. Учитывая значительную удаленность выявленного рудопроявления, высокую концентрацию хромшпинелидов в изученных отложениях вплоть до формирования сплошных слоев хромитолитов, слабую окатанность зерен, а также ограниченное распространение Сабантуйской палеороссыпи, всерьез рассматривать офиолитовые комплексы складчатого Урала (ближайший массив – Крака, фиг. 1) в качестве питающей провинции тоже вряд ли возможно. Столь дальний перенос шпинелидов (на расстояние более 200 км) с образованием рудных концентраций не отмечается где-либо в мире (Кухаренко, 1961; Monograph …, 2013).

Исходя из вышесказанного, для оценки возможных механизмов образования Сабантуйской хромитовой палеороссыпи резонно обратиться к проблеме происхождения гипербазитового массива Крака. Данный вопрос является весьма дискуссионным, но отметим, что одной из наиболее популярных является шарьяжная теория их формирования (Казанцева и др., 1971; Пучков, 2010). Согласно данным работам, Крака представляет собой клипп, и, соответственно, каков был размер первичного офиолитового покрова, неизвестно. В связи с этим уместно предположить возможность продвижения офиолитового аллохтона далеко на запад в сторону ВЕП (во время пермского орогенеза), ближе к тем морфоструктурным и литодинамическим обстановкам, которые были благоприятны для накопления хромитовых россыпей типа Сабантуйской. Породообразующие минералы офиолитового комплекса, возможно, были уничтожены гипергенными процессами.

Таким образом, выявленное Сабантуйское рудопроявление хромитов по ряду геолого-литологических признаков отнесено к типу прибрежно-морских россыпей с возрастом P₂kz₂. Продуктивный горизонт имеет мощность не менее 1 м, протяженность развития хромитолитов в субмеридиональном направлении не менее 200 м, но площадь развития неизвестна. Для определения точных параметров рудопроявления и более информативных геологических признаков для установления источников сноса необходимо детальное картирование с бурением скважин.