/
Текст
MAGMATIC ORE DEPOSITS
H. D. B. Wilson, Editor
with the collaboration of Alan M. Bateman
TNE ECONOMIC GEOLOGY PUBLISHING COMPANY, 1969
МАГМАТИЧЕСКИЕ РУДНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Перевод с английского И. Д. РЯБЧИКОВА
Под редакцией и с предисловием академика В. И. СМИРНОВА
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НЕДРА», МОСКВА 1973
УДК 553.3/ 4
Магматические рудные месторождения. Ланкастр,
США, 1969. Пер. с анг. Под ред. акад. В. И. Смирнова.
М., «Недра», 1973- 208 с.
Книга содержит материалы специального научного
симпозиума, посвященного геологии и генезису магма-
тических рудных месторождений и происходившего
в университете Стенфорда в США в 1966 г. В перевод
включены те из них, которые представляются наиболее
содержательными и интересными для геологов пашей
страны. Читатели будут иметь возможность познако-
миться с фактическими данными по важнейшим магма-
тическим месторождениям и с представлениями иссле-
дователей о существенных сторонах процессов, опре-
деляющих условия формирования этих месторождений.
В книге освещаются месторождения знаменитого
магматического комплекса Бушвельд в Южной Африке,
месторождения хромитовых руд, титапомагиетитов и
сульфидные магматические месторождения.
Наша страна располагает уникальными магматиче-
скими месторождениями, и информация о геологии
и генезисе их классических зарубежных аналогов
способна содействовать прогрессу в изучении и освое-
нии этих исключительных природных образований.
Книга представит несомненный интерес для геологов
широкого профиля.
Таблиц — 33, иллюстраций — 118, список литера-
туры —.315 названий.
„ 0294—490
043(01)—73
102—73
©издательство „НЕДРА", 1973
ПРЕДИСЛОВИЕ
Магматические месторождения возникали в раз-
ные геологические эпохи при раскристаллиза-
ции рудной части магматических расплавов
и представляют собой фацию материнских мас-
сивов изверженных пород. Они постоянно
интересовали геологов, занимающихся исследо-
ваниями и практической оценкой рудных место-
рождений. Но только в 1926 г. А. Н. Завариц-
ким была предложена удовлетворительная гене-
тическая группировка этих месторождений,
которая вскоре нашла признание во всем мире.
А. Н. Заварицкий, как известно, наметил три
класса магматических месторождений: 1) лик-
вационный, 2) раннемагматический (сегрега-
ционный, или аккумулятивный), 3) поздне-
магматический (гистеромагматический, фузив-
ный). Типичными представителями ликвацион-
ных магматических месторождений являются
сульфидные медно-никелевые месторождения
типа Норильска и Талнаха в Сибири, Печенги
на Кольском полуострове, Садбери в Канаде.
К раннемагматическим принадлежат некоторые
месторождения хромитов, титаномагнетитов, а
также знаменитые трубки алмазоносных ким-
берлитов Сибири и Южной Африки. К поздне-
магматическим относятся месторождения хро-
митов типа Южного Урала, титаномагнетитов
типа горы Качканар на Среднем Урале, апати-
тов Кольского полуострова, тантало-ниобиевых
руд и редких земель Северо-Запада нашей
страны.
Дальнейшее изучение магматических место-
рождений происходило под заметным влиянием
генетической классификации А. Н. Завариц-
кого и принесло много новых данных, обогаща-
ющих наши знания о происхождении и про-
мышленном значении этих месторождений. Од-
нако многие стороны геологии этих довольно
оригинальных образований до их пор оста-
ются не вполне ясными.
Магматические месторождения свойственны
подкоровым базальтоидным магмам и нехарак-
терны для коровых гранитоидов. В связи с вул-
канизмом формируются своеобразные магмати-
ческие месторождения типа, например, потоков
серы, вытекающих из жерла вулканов, однако
подавляющая часть их связана с глубинными
магматическими породами. Эти месторождения
возникали или на ранних стадиях геосинкли-
нальных циклов геологического развития, или
при платформенном режиме и не образовыва-
лись в период складчатости. Таким образом,
они были приурочены к этапам растяжения
в истории чередования растягивающих и сжи-
мающих усилий, формировавших структуру
земной коры. При этом для ранней геосинкли-
5
нальной стадии характерны месторождения си-
дерофильного, а для платформенного этапа —
халькофильного состава. Часто рудные тела
магматических образований представляют со-
бой, обособленные слои стратифицированных
интрузивов, происхождение которых до сих
пор дискуссионно. Размеры рудных тел и осо-
бенности формы, состава и строения магмати-
ческих месторождений нередко не соответствуют
объему материала и особенностям строения
материнских интрузивов, что приводит к вы-
воду об обособлении рудообразующего вещества
не на месте его раскристаллизации, а на путях
подъема магмы в промежуточных очагах. Та-
ким образом, возникает далеко не ясная идея
о промежуточных рудообразующих очагах.
Эти и другие проблемы происхождения маг-
матических рудных месторождений затронуты
в настоящей книге. Они не обсуждаются спе-
циально, но к ним обращаются авторы книги,
рассматривая те или иные группы магматиче-
ских месторождений и освещая геологию и ге-
нетические особенности их конкретных пред-
ставителей.
Книга содержит доклады специального науч-
ного симпозиума, посвященного геологии и ге-
незису магматических рудных месторождений
и происходившего в университете Стенфорда
в США в конце 1966 г. В перевод для русского
издания включены не все доклады, а только те
из них, которые представляются наиболее со-
держательными и интересными для геологов
нашей страны. Кроме того, при переводе исклю-
чены некоторые частные и формальные детали,
а также менее существенные иллюстрации. Та-
ким образом, настоящую книгу необходимо
рассматривать как перевод избранных разделов
американского издания. Но при этом, как нам
представляется, советсткие читатели смогут по-
лучить все то ценное, что содержит этот труд.
Они будут иметь возможность познакомиться
с фактическими данными по важнейшим магма-
тическим месторождениям и с представлениями
исследователей о существенных сторонах про-
цессов, определяющих условия формирования
этих месторождений.
Материал книги расположен в том же поряд-
ке, что и в оригинале. Вначале освещаются ме-
сторождения знаменитого магматического ком-
плекса Бушвельд в Южной Африке, затем рас-
сматриваются месторождения хромитовых руд,
далее описываются месторождения титаномаг-
нетитов и в заключение приводятся данные
о сульфидных магматических месторождениях.
Наша страна располагает уникальными маг-
матическими рудными месторождениями, и мож-
но не сомневаться в том, что информация о гео-
логии и генезисе их классических зарубежных
аналогов будет содействовать прогрессу в из-
учении и освоении этих исключительных при-
родных образований.
Акад. В. И. Смирнов
ГЕОЛОГИЯ БУ ШВЕЛЬДСКОГО КОМПЛЕКСА -
КРУПНЕЙШЕГО ВМЕСТИЛИЩА
МАГМАТИЧЕСКИХ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ МИРА
Бушвсльдский комплексный плутон является
гигантом среди магматических тел такого рода.
Данные для сравнения его площади с площа-
дями, занимаемыми некоторыми наиболее изве-
стными расслоенными мофическими интрузи-
вами, приведены ниже.
Квад-
ратные
мили
Комплекс Капагулу, Танзания............. 9
» Табангулу, ГГопдолэпд, Южпая
Африка ................................ 14
Комплекс Рам, Гебриды, Шотландия .... 14
» Ардкамурчан, Шотландия .... 24
» Скай, Гебриды, Шотландия ... 28
» Ипгели, Восточный Грикуалэпд,
Южная Африка .......................... 32
Интрузия Скэргаард, Восточная Гренландия 40
Комплекс Стплуотер, США................. 75
» Усушвана, Свазиленд............... 78
» Колони, Сьерра-Леоне.............. 190
» Инсизва, Пондолэнд, Южпая Аф-
рика ................................. 210
Комплекс Садбери, Канада.................. 518
Великая Дайка, Родезия................... 1260
Комплекс Дулуте, США..................... 1820
» Купене, па границе Анголы . . . 3000
Комплекс Бушвельд, Южно-Африканская
Республика ............................. 26 000
Хотя значительная часть площади Бушвельд-
ского комплекса перекрыта более молодыми
образованиями, обнаженность достаточна для
установления его общих контуров.
Разнообразие типов пород, входящих в еди-
ный изверженный массив, и количество каждого
типа представляет уникальное явление. Состав
пород в расслоенной серии изменяется от дунита
через перидотиты и пироксениты до норита,
габбро, анортозита и ферродиорита. Кроме
того, здесь представлено большое разнообразие
структурных типов гранита, а также гранофира
и фельзита. Запасы важных полезных ископа-
емых в ряде случаев являются крупнейшими
в мире. К ним относятся хромиты, платинонос-
ные минералы и ванадистые железные руды.
В пределах комплекса имеются также промыш-
ленные месторождения олова и флюорита. Здесь
представлено все разнообразие месторождени й —
от ортомагматических к пегматитовым и до гид-
ротермальных. Этот ряд можно продолжить,
включив в него телемагматические месторожде-
ния свинца, цинка и золота. Даже процессы
изменения дунита в коре выветривания при-
вели к образованию магнезитовых месторо-
ждений, имеющих большую экономическую
ценность.
Эти замечательные ассоциации пород зале-
гают в центральной части Западного Транс-
вааля. Пересечение 28° в. д. и 25° ю. ш. попа-
дает почти точно в центр комплекса. Очертание
массива на поверхности имеет вытянутую форму
(рис. 1). Он протягивается на 288 миль с запада
на восток и от Претории, находящейся на юж-
ной границе, распространяется на 153 мили
на север.
Строение изверженного тела подчиняется
сложной блюдцеобразной форме. Комплекс пред-
ставлен пятью блюдцеобразными телами, со-
прикасающимися и, возможно, частично пере-
крывающими друг друга. Три из них протя-
гиваются с запада на восток, четвертое нахо-
дится в северной части, а пятое в юго-восточной
части. Падение расслоенных изверженных по-
род и вмещающих осадочных толщ направлено
к центру обычно под довольно небольшими
углами — от 15 до 30°.
ГРУППЫ ПОРОД
Хотя последовательность внедрения некоторых
пород, слагающих Бушвельдский комплекс, все
еще остается неясной, мы будем придерживать-
ся определенного порядка формирования глав-
ных типов пород комплекса, приводимого ниже.
Этот список включает также осадочные породы,
время отложения которых совпадает с началом
формирования Бушвельдского комплекса (см.
рис. 1).
1. Трансваальская система, включающая од-
новозрастные вулканические породы.
2. Диабазы, образующие силлы в трансвааль-
ской системе.
3. Эпикрустальные породы, включающие роо-
ибергский фельзит, лептит, гранофир и микро-
гранит.
4. Расслоенная серия основных и ультраос-
новных пород.
5. Бушвельдский гранит.
7
Рис. 1. Бушвельдский комплекс изверженных пород
Следует отметить, что ряд исследователей рас-
сматривают период внедрения диабазовых сил-
лов как более поздний по отношению к излия-
нию рооибергского фельзита и формированию
пирокластических пород. Однако нам предста-
вляется более вероятным, что внедрение диаба-
зовых силлов завершило образование осадоч-
ной серии, после чего магма прорвалась наружу
и достигла дневной поверхности. Согласно та-
кой интерпретации эпикрустальные породы бо-
лее тесно связаны во времени и, возможно,
генетически с расслоенной серией.
ТРАНСВААЛЬСКАЯ СИСТЕМА,
ВКЛЮЧАЮЩАЯ ОДНОВОЗРАСТНЫЕ
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Трудно представить, чтобы изверженное тело
с размерами Бушвельдского комплекса могло
внедриться без заметной контаминации материа-
лом вмещающих пород, поэтому целесообразно
рассмотреть формации, вмещающие комплекс.
Трансваальская система, слагающая 85% пери-
метра комплекса, имеет мощность около 2 тыс.
футов и в Нервом приближении состоит из 33,5%
сланцев, 28% доломитов, 18,5% андезитов,
17,0% кварцитов, 1,5% полосчатых и глини-
стых ожелезненных пород и 1,5% конгломера-
тов, агломератов, туфов и кремнистых брекчий.
Зоны одновозрастных андезитовых лав, туфов
и агломератов в трансваальской системе могут
рассматриваться в качестве начальных проявле-
ний магматической деятельности, кульминацион-
ным моментом которой явилось внедрение глав-
ных магматических масс комплекса. Наиболее
широким распространением среди этих одново-
зрастных лавовых излияний пользуется так на-
зываемая Онгелукская лавовая зона. Распреде-
ление ее относительно структуры Бушвельдского
комплекса является весьма неравномерным. Он-
гелукская лавовая зона отсутствует на большей
части северного крыла опоясывающих осадоч-
ных пород, в юго-западном направлении она
протягивается вплоть до района Постмассбурга
на расстоянии 300 миль от Бушвельдского ком-
плекса. С этих позиций лаву можно было бы
рассматривать как не связанную с внедрением
Бушвельдского комплекса. Однако расслоенная
основная интрузия—трансбургский комплекс, —
перекрытый более молодыми формациями и об-
наруженный с помощью геофизических методов
и разведочного бурения, расположен прибли-
зительно в 350 милях к юго-юго-западу от Буш-
вельдского комплекса и, по-видимому, одновоз-
растен с ним. Это указывает на широкое разви-
тие магматической деятельности, которая может
включать также и онгелукские лавы, просле-
женные на большие расстояния от главного
центра извержения в центральной части Транс-
вааля.
Онгелукские лавы перекрываются мачадо-
дорпскими туфами и агломератами, которые из-
вестны только в Восточном Трансваале. Анде-
зитовые лавы смельтерскопской стадии, отно-
сящиеся к верхам группы пород трансвааль-
ской системы, сохранились в немногих местах
в кровле бушвельдского гранита и в некоторой
степени вдоль восточного и южного обрамления
комплекса. Первоначально эти породы, воз-
можно, занимали основную часть площади, на
которой залегает в настоящее время Бушвельд-
ский комплекс.
Широкое распространение железистых осадоч-
ных пород, включая полосчатые железняки
и кремнистые сланцы трансваальской системы,
связывается с деятельностью вулканических экс-
галяций (Schweigart, 1965).
СИЛЛЫ ДИАБАЗОВ
В ТРАНСВААЛЬСКОЙ СИСТЕМЕ
В то время как онгелукские лавы протягивают-
ся в юго-западном направлении за пределами
Бушвельдского бассейна, пластовые тела диа-
базов развиты в юго-восточном и южном крае-
вых поясах Бушвельдского комплекса и почти
полностью отсутствуют на севере. Они обнару-
жены даже в 60 милях к югу от южной границы
комплекса. Однако в этом районе пластовые
тела могут быть связаны с самостоятельным
центром извержения.
Эти диабазовые пластовые тела исследовались
сравнительно мало. Использованный термин
включает в себя значительное разнообразие
основных пород, но чаще всего они сложены
плагиоклазом и моноклинным пироксеном, при-
чем плагиоклаз обычно соссюритизирован, а по
пироксену в различной степени развиты зеле-
ная роговая обманка и хлорит. Эпидот может
встречаться в заметных количествах. Для этих
пород характерны также биотит, окислы же-
леза и мезостазис, сложенный кварцем и по-
левым шпатом.
В Восточном Трансваале вблизи Бушвельд-
ского комплекса найден антофиллит. Более того,
по мере приближения к главному телу ком-
плекса ортопироксен становится преоблада-
ющим минералом, а в отдельных местах диф-
ференциация приводит к формированию оливин-
содержащих разновидностей и даже перидотита.
Пластообразное согласное залегание уступает
место неправильным перекрывающим взаи-
моотношениям с осадочными породами (разре-
зы 1 и 7; см. рис. 4). Разновидности пород, со-
9
держащие ортопироксен и залегающие вблизи
комплекса, объединены в маруленговый тип
для того, чтобы отличать их от пород, содержа-
щих роговую обманку и относимых к лиден-
бурговому типу. Вследствие преобладания орто-
пироксена породы маруленгового типа содержат
относительно меньше алюминия, чем породы
лиденбургового типа, в состав которых входят
роговая обманка и клинопироксен. Марулен-
говый тип включает также породы закалочной
зоны комплекса.
К северо-западу от района Пилансберга Тем-
перле (Teniperle, 1964) описал мезократовые
породы, которые несогласно внедряются в но-
рит, и осадочные породы трансваальской си-
стемы, названные им гиподиоритами. Он пола-
гает, что внедрение этих пород происходило
тогда, когда норит еще не остыл.
Каузинс (Cousins, 1962) пришел к заключе-
нию, что пластовые тела диабазов трансвааль-
ской системы являются сингенетичными лавами,
а не интрузивными силлами.
ЭПИКРУСТАЛЬНЫЕ ПОРОДЫ
Кровля расслоенной серии основных и ультра-
основных пород слагается рооибергским фель-
зитом, гранофиром и тонкозернистыми высоко-
кремнеземистыми породами, называемыми леп-
титами и микрогранитами. Очевидно, что и гра-
нофиры, и лептиты в тех местах, где они пред-
ставляют собой фельдшпатизированные квар-
циты, не могут рассматриваться как породы су-
пракрустального происхождения. Поскольку
эти породы тесно связаны с рооибергским фель-
зитом, являющимся экструзивом, и, очевидно,
образовались на значительно меньших глуби-
нах, чем плутоническая расслоенная серия,
к ним был применен термин «эпикрустальные
породы». Излияния кислых лав рооибергского
фельзита проявились весьма широко. Они про-
исходили в местах поднятий в течение смель-
терскопской стадии и сохранились только
в центральных частях комплекса.
Излияния лав происходили не непрерывно,
поскольку глинистый (туфовый) и агломерато-
вый материал залегает в виде горизонта в ла-
вовой зоне на обширных площадях, а сланце-
во-конгломерато-кремнистая зона (мощностью
500 футов) образовалась раньше горизонта квар-
цевых порфиров (мощностью 1500 футов), сла-
гающих верх разреза вулканической толщи
к северу от Нилстроома.
Местами породы смельтерскопской стадии
под фельзитом отсутствуют и фельзит залегает
непосредственно на гранофире, микрограните
и лептите, сменяющимися бушвельдским гра-
нитом и основными породами. В ряде районов,
где сохраняется промежуточная пирокласти-
ческая зона, фельзит сменяется вниз по разрезу
гранофирами и микрогранитами. В настоящее
время верхней границей фельзита является по-
верхность эрозии. Вследствие этого ни перво-
начальная мощность верхней части, включа-
ющая пирокластические толщи, ни мощность
нижней порции фельзита, залегающей на смель-
терскопском кварците, определенно не известны.
В то время как сохранившийся рооибергский
фельзит, покрывающий смельтерскопские осад-
ки, имеет мощность 1000 футов, фельзит, кото-
рый переходит вниз по разрезу в гранофир, леп-
тит и микрогранит, впоследствии интрудиро-
ванный бушвельдским гранитом и габброид-
ными породами, имеет мощность по крайней
мере 10 800 футов в районе к северу от Нил-
строома и 10 200 футов к северу от Миддел-
бурга. Если прибавить к этому 4500 футов, со-
ставляющих мощность гранофира и микрогра-
нита, например к северу от Мидделбурга, то
можно считать, что породы, перекрывающие
расслоенную серию, будут иметь общую мощ-
ность 15 тыс. футов, а местами даже больше.
Эпикрустальные породы мелкозернисты, а по-
левой шпат даже в виде редких фенокристов
сильно замутнен. В отдельных случаях удается
различить альбит и микропертит. Основная
масса лептита сравнительно более грубозер-
ниста и сильнее раскристаллизована, чем основ-
ная масса фельзита.
Чтобы избегнуть недоразумений, следует ука-
зать, что гранофиры имеют различный возраст:
одни принадлежат к эпикрустальным породам,
а другие являются контактовой фазой более
молодого бушвельдского гранита. Механизм
формирования эпикрустального гранофира, леп-
тита и микрогранита до конца неясен. Это мо-
гут быть как фельдшпатизированные осадки,
так и грубозернистые медленнее остывавшие
фации фельзита. Предполагалось также, что
они представляют собой перекристаллизован-
ные метаморфизованные или даже частично рас-
плавленные и вновь закристаллизованные фель-
зиты.
Трудно установить все процессы, влиявшие
на формирование пород эпикрустального ком-
плекса. Здесь могла иметь место кристаллиза-
ционная дифференциация, приводящая к воз-
никновению остаточных жидкостей, анатаксис
осадочных пород, излияния лав, метасоматоз
щелочными растворами, метаморфическая пере-
кристаллизация и т. п. Возможно, что когда
эпикрустальные породы формировались на по-
верхности или вблизи нее, часть расслоенной
серии на значительно больших глубинах уже
внедрилась и находилась в процессе консоли-
дации.
10
РАССЛОЕННАЯ СЕРИЯ
Расслоенная серия включает толщу основных
и ультраосновных пород мощностью 25 тыс.
футов. Основные подразделения этой серии вы-
деляются по маркирующим горизонтам, кото-
рые легко прослеживаются в поле и картиру-
ются. К маркирующим горизонтам этого типа
относятся Главный хромитовый пласт, который
также называют Стилпоортским пластом в Вос-
точном Трансваале и Мэгэзиновым пластом
в Западном Трансваале, риф Меренского и Глав-
ный магнетитовый пласт. Главный хромититовый
пласт и пласт Меренского не дают хороптих
обнажений, но они достаточно вскрыты разве-
дочными канавами и горными выработками,
благодаря чего их легко проследить. На-
личие этих маркирующих горизонтов свиде-
тельствует о постоянстве колонки пород: вбли-
зи них одни (определенные) минеральные фазы
становятся преобладающими, а другие исчезают.
Кроме того, в Восточном Трансваале Главный
хромититовый пласт к северу от р. Стилпоор
в некоторых отношениях отличается от пластов,
изученных к югу от реки, вследствие чего корре-
ляция их становилась под сомнение. В настоя-
щей работе мы будем предполагать, однако,
что соответствующий пласт к югу от реки также
является главным хромититовым маркирующим
горизонтом.
Расслоенная серия подразделяется на следу-
ющие зоны: закалки, Базальную, Критическую,
Главную и Верхнюю (рис. 2).
ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РАЗЛИЧНЫХ ЗОН
Зона закалки (маруленговый
н о|р и т). Мы уже рассматривали эту зону в раз-
деле, касающемся диабазов. Она включает в се-
бя неритовые породы, обычно несогласно ин-
трудированные в преторианскую серию вблизи
главной массы расслоенной серии. Локальное
название этих пород — маруленговый норит —
применяется для отличия их от роговообманко-
вых типично силловых диабазов. Другие иссле-
дователи называли эти породы иорит-диаба-
зами (Lombaard, 1934) и краевыми норитами
(Scbwellnus, 1956).
Обычно обнажения маруленгового норита
весьма редки, вследствие чего взаимоотношения
этих пород с ультраосновными породами, сла-
гающими Базальную зону, остаются неясными.
В Восточном Трансваале широкая зона с не-
сколькими обнажениями габброидных пород
обычно отделяет окружающие осадочные по-
роды от ультраосновных пород Базальной зоны.
В ряде мест маруленговый норит практически
отсутствует, например в окрестностях Бюргер-
сфорда.
Хендриксплаатский норит, который, возмож-
но представляет собой поднятие, сложенное
маруленговый норитом, рассматривается при
описании базальной зоны.
Маловероятно, чтобы маруленговый норит
представлял собой недифференцированную маг-
му Бушвельдского комплекса, так как он силь-
но контаминирован осадочными породами, осо-
бенно кварцитами, и обычно содержит кварц.
Базальная зона. Название этой зо-
ны позволяет предполагать, что она является
самой нижней. Это название может до некото-
рой степени ввести в заблуждение, так как
внешний контакт Бушвельдского комплекса
имеет очень неправильные очертания и в отдель-
ных местах Главная зона на значительных
пространствах соприкасается со вмещающими
осадочными породами. Название Базальная
зона остается в употреблении, обозначая самую
нижнюю часть расслоенной серии.
Породы, слагающие эту зону в районе Бюр-
герсфорда, охарактеризованы на рис. 2. В зоне
отчетливо проявлена расслоенность, хотя от-
дельные горизонты имеют весьма большую мощ-
ность.
Подзона хендриксплаатского норита в Базаль-
ной зоне требует специальных пояснений. Она
простирается в Восточном Трансваале более
чем на 50 миль с несколькими перерывами, где
она замещается смельтерскопскими кварци-
тами. Эта подзона характеризуется многочис-
ленными ксенолитами карбонатных пород и
кварцитов. В карбонатных породах появляется
большое разнообразие метаморфических мине-
ралов, например: оливина, монтичеллита, акер-
манита, диопсида, фоссаита, апатита, шпинели,
граната, ксантофиллита, везувиана — и имеют-
ся признаки локального кальсилита. Для этих
ксенолитов типичны структуры прорастаний,
формирование которых вызвано реакциями
между фазами и разложением некоторых мине-
ралов (Willems and Bensh, 1964).
Положение хендриксплаатского норита в Ба-
зальной зоне является аномальным. Его рас-
сматривают как подятие маруленгового норита,
так как в районах, где залегает хендриксплаат-
ский норит, маруленговый норит обычно отсут-
ствует. Кроме того, при картировании, выпол-
ненном Либенбергом (Liebenberg, 1964) и ав-
тором настоящей работы, установлено, что квар-
цитовый слой мощностью около 50 футов обра-
зует основание хендриксплаатского норита с не-
сколькими перерывами на расстоянии 7 миль
или более по простиранию в Маронских горах
(в районе Бюргерсфорда), что объясняется, по-
видимому, поднятиями магалиесбергского квар-
11
Превыше
ИЦЯ в
разрезе
2W5ff
Типы пород
(мощность)
МестоЛ
положе'
ние 0 10 20 30 90 50 BO 70 80 90 100
-21000’
-18000'
17800'
-15000'
-12000'
-9000'
7857
-6000'
9350'
-3000'
-O'
- /, X 1 /' ЙЙ Ферродиорит (2250<рутов) Верхний магнето титловый пласт S1 Дюкерскарнс и окрестности Мае нет Хайтс 1 г i.
1 i - > 4
СХ 1 J/ 1 №. № . 1 х ▼ 1 '."Л1'/’ Ферродиорит, иног- да троктолит, анортозит, магне- ти тит и редко пиро ксенит(3000<рутов) J ^7^ J
i □ §
Габбро, иногда трокто- ля,анортозит и нагне- mumum(1000ipymoS)
й ма енеггп ттип новы 7 иле 7ст- —
с £ D ЩйЬуриногваанортози т и магнетитпитщовщутос ) । Оливин 5
0. O?O.L-6'- о. .Пестрый анортозит и \а№ро(15Офутов)
С
Порфировидные и мес - там и пестрые еаддрои норит (2000даутод)
1
/ Пироксенит (Зфцта)
Гаюрв-норит^бОфцтсю)
I I 1 Тфутов) 15)
В А ооо 0 О 0 Дюймовая слоисто- \сть (50(рутов) 1
Гаввро-норшл (3000рутов) — с44/ г — —
[Верхний пестрый маркирующий сори- зонт /
Полосчатый еаборо-но- рит.местами порфиро- видный (1000 футов)
° ° л ° п ° о 0 о о о 0 0 Анортозитовое га5%ю(главнь др^ыймдркорыощ, гооиз.^ 1000{ЛГнОриТ(200Фотов)
О 0 0 0 ООО О О 0 о ООО Норит(пор<риритовый мар KUBUHJU). (VDU3.. 650шитоы 1 1
Hapum(wutpi/no)
.о/ • ;0 ;о Ль? . У/°. 0<. .о ... Игольчатый норит(ЮОфцт 1
Преобладает пятнистый 1 ИПП/Т. нп пш/гнтртКнрт И ПРГТ-
рый. анортозит(Ю50футоб) рцдр МеренскозО / __|_ 1
1 Л а’Л’.’а-V ./ -Л • Д.- •.д Д' Норит, переслаиваю- щийся с пиро КС ени- том и анортозитом (3100 трутов) Форест Хилл Коой,- ООН Главный Онвер- вахт Хендрикс плаатс • 1
1 1 0) omoni op и IT Гднол /роке е ил пир 'сн 8 optpupo оксениг
. КРИТНЧЕСК ЗОНА : •
i lg юпироксе У XI
аз/1 х
f Полевошпатовый пироксенит лтсеншп(20втпв1 юлл Плплипкл
’4'.'4‘, . А А А * 4 А аст
п —
А \ А *4
•.ПтвоштПвишитоВ) Пироксена т (65bтрутовф
илиии Я I 1 1
уЗеридоти т (200рутов)
Б АЗАЛЬНAb ЗОНА Пироксенит(850трутов) 0ли1 — ин тртпо, тирох сен- 1^ 1 “Г’ 1
Норит Хендриксалаатс ПООтрутов)
Перидотит (р5Отрутов) Леюв- валец
1- еиоклос
ч Норит (150 трутов)
Пироксенит (ЮООтрутов)
Пло. (JU
Маруленго вы и норит (зона , закалки) Я Гиперит (мощность варьирует) и включе- ния кварцита J — — топь рака W— — Ядре —
О 10 20 30 90 50 60 70 80 30 100
цита. Значительная мощность ультраосновных
пород ниже этого хендриксплаатского норита
и особенно под кварцитом ставит под сомнение
первичность состава этой магмы, и Либенберг
(Liebenberg, 1964) пришел к заключению, что
состав норита был существенно перидотитовым.
Иногда ультраосновная магма внедряется
в обрамление комплекса, о чем свидетель-
ствует неправильное тело преимущественно пе-
ридотитового состава в Бюргерсфорде, которое
проникло под магалиесбергский кварцит. Из-
вестны и другие залегания подобного типа.
В то время как кварциты, окружающие комп-
лекс, образуют хребты от 1000 до 2000 футов
высотой, топография местности в местах зале-
гания Базальной зоны характеризуется хаотич-
но пересеченным рельефом. Гора Марон, увен-
ченная хендриксплаатским норитом, поднимает
ся на тысячи футов над Бюргерсфордом. Пе-
ридотитовые слои в нироксените, залегающем
на хендриксплаацком норите, подчеркивают
расслоенность.
В пределах самой западной части Трансваа-
ля Базальная зона образует блюдцеобразную
структуру, в которой породы других вышеле-
жащих зон отсутствуют. Породы зоны пред-
ставлены пироксенитом и гарцбургитом. Раз-
виты также хромитовые пласты. Поскольку
породы в пределах этой структуры образуют
нижнюю расслоенную, богатую магнием, часть
расслоенной серии, хромит здесь также богаче
алюминием и беднее железом и, следовательно,
является более ценным огнеупорным сырьем,
чем вышележащие пласты стратиформной серии
(MacGregor, 1964).
Критическая зона. Для Критиче-
ской зоны характерна расслоенность в крупном
масштабе, выражающаяся в переходе от полос-
чатого норита к разнообразным чередованиям
пироксенита, норита, анортозита и хромитита.
Большинство хромитовых пластов приуро-
чено именно к этой зоне, а ее верхним маркиру-
ющим горизонтом является риф Меренского.
Поэтому детальный разбор данной части рас-
слоенной серии будет дан в других главах на-
стоящего сборника, посвященных месторожде-
ниям хромитов и платины.
Главная зона. Для главной зоны ха-
рактерна огромная мощность габброидных по-
род, геоморфологически она выражена в виде
Рис. 2. Разрез расслоенной серии в Восточном Тран-
сваале.
Подразделение Главной зоны обобщено по данным Молинэ
(неоконченное исследование). Составы оливина (мольн. %
Fe^SiO)^ ромбического пироксена (мольн. % FeSiOs) и плагио-
клаза (мольн. % Ап) приведены в качестве обобщения информа-
ции из ряда опубликованных работ (Lombard, 1934; Boshoff,
1942; Scbwellnus, 1956) и поданным определений, выполненных
Д. С. Пэйджем
хребтов или гористой местности. Вблизи Пре-
тории так называемые холмы Бон Аккорд вы-
сотой около 500 футов образуют восточное обра-
мление холмистой местности, протягивающейся
в западном направлении более или менее не-
прерывно вплоть до Пилансберга почти на
75 миль. К северу от Пилансберга холмистая
местность также свидетельствует о наличии
этой зоны.
В Восточном Трансваале Главную зону пред-
ставляют горы Леоло, поднимающиеся на ты-
сячи футов над равниной, к которой приурочен
риф Меренского. За исключением пироксенито-
вого слоя в Восточном Трансваале, упомина-
вшегося Ломбаардом (Lombaard, 1934), слоя
к северу от Претории, отмеченного Стейном
(Steyn, 1955), и пласта Бастард, залегающего
на 30—40 футов выше рифа Меренского, Глав-
ная зона обычно считалась геологами настолько
однородной, что для более дробных подразде-
лений не было необходимости. Недавно Глав-
ная зона была закартирована более детально
(Molyneux, работа не закончена) с привлече-
нием данных по буровым скважинам. Эти ре-
зультаты отражены на рис. 2. На основании
более ранних геологических карт мощность
Главной зоны к северу от р. Стилпоорт оцени-
валась как 17 тыс. футов (Willemse, 1964), од-
нако согласно последним данным в этом районе
возможны проявления складчатости и сдви-
говые нарушения. Мощность этой зоны, вновь
рассчитанная Молинэ, для разреза к северу от
р. Стилпоорт составляет приблизительно 10 тыс.
футов. В Западном Трансваале Главная зона
в местах, где она полностью развита, имеет
приблизительно такую же мощность.
Обычно считают, что Главная зона книзу
приобретает неритовый характер, а кверху она
становится габброидной. В действительности
многие из этих пород можно назвать габбро-
норитами, так как в них в переменных коли-
чествах присутствуют как моноклинный, так
и ромбический пироксены.
Верхняя зона. Хотя Критическая
зона характеризуется сильными изменениями
составляющих ее пород, в Верхней зоне эти
явления проявлены, по-видимому, еще более
отчетливо. Она включает двадцать с лишним
слоев магнетитовой руды в районе Магнет
Хайтс, а также анортозитовые и троктолитовые
горизонты. Однако обнажения этой зоны весьма
скудны, и она прослеживается лишь по наличию
двух или трех магнетитовых пластов, выходя-
щих на поверхность земли.
Верхний контакт этой зоны имеет довольно
неправильные очертания. В районе Магнет
Хайтс Молинэ (Molyneux, 1964), оценивает ее
мощность в 5 тыс. футов, а в 30 милях к югу
43
Бошофф (Boshoff, 1942) определяет ее в 6300 фу-
тов. В Западном Трансваале мощность зоны
варьирует, в местах полного развития она
всего на несколько сот футов меньше, чем в Вос-
точном Трансваале.
За исключением крайних типов пород, подоб-
ных анортозиту, магнетиту и троктолиту, по-
роды варьируют по составу от габбро к ферро-
диориту и до диорита. Ватой зоне присутствуют
два пласта пироксенита, расположенных в 420
и 1700 футах к северу от Главного магнетито-
вого пласта (Molyneux, 1964). Нижний из них
имеет мощность 6 футов. Он является наиболее
мощным и состоит из моноклинного пироксена
и претерпевшего полиморфные превращения
пижонита. Для некоторых пород, занимающих
самые верхние части разреза зоны, использует-
ся термин «сиенодиориты». Это вряд ли оправ-
дано, так как содержание щелочного полевого
шпата, согласно Бошоффу (Boshoff, 1942),
в них чрезвычайно низко, менее 5%.
ПЕГМАТИТОВАЯ ФАЗА,
СВЯЗАННАЯ С РАССЛОЕННОЙ СЕРИЕЙ
К расслоенной серии приурочены две разно-
видности пегматитов — гранитные пегматиты
и ультраосновные пегматоиды. Гранитные пег-
матиты распределены спорадически и обычно не
связаны с гранитной интрузией. Поскольку
в ряде случаев отмечается реоморфизм и фельд-
шпатизация ксенолитов песчаников, можно счи-
тать, что гранитные пегматиты, очевидно, воз-
никли за счет локального анатексиса и грани-
тизации осадочного материала.
Ультраосновные пегматоиды широко распро-
странены в расслоенной серии. Среди них раз-
личаются следующие типы (рис. 3).
1. Бронзититовый пегматоид, образующий
трубообразные тела в Базальной зоне, особенно
к западу от Пилансберга. На поверхности они
дают нечто вроде железных шляп, а ниже зоны
выветривания кроме бронзита и флогопита
в них содержатся также никеленосные суль-
фиды.
2. Гортонолитовый дунит и дунит, который
тесно ассоциирует с ним в хорошо известных
платиноносных трубках. Типичным является
случай, когда дунит образует Внешнюю зону,
а гортонолитовый дунит — ядро трубки, но
известны также, особенно в пределах Базаль-
ной зоны, трубообразные тела, состоящие поч-
ти целиком из дунита. Платиноносные трубки
Онвервахт, Мооихек и Дриекоп обнажаются на
уровне современной эрозии в Критической зоне.
3. Диаллагитовый пегматоид, образующий не-
правильные массы, сетчатые жилы и трубообраз-
ные тела. Они пересекают слоистость извер-
женных Пород и местами Занимают очень боль-
шие площади. Одно тело, имеющее очень не-
правильное очертание на поверхности в районе
Хендриксплаатса, имеет размеры приблизи-
18000'
16000'
14000
12000'
iodoo'
Вооо'
6000'
2000'
Риф Меренского
-2000
Магнетититовый
пласт
Главный магнетита. -
товый пласт
Нижний магнетити-
товый. пласт
Трубка Дриекоп
Хромоносный пирр-
ксенитовый слой.
' Ъ-трубка
Онвервахт
-трубка Мооихек
Главный хромитито
вый пласт
''Дунитовые трубки
Vm - вермикулитовая
трубка
Трубка
Мапоксгранде
Локальный магнети-
титовый пласт в
зоне трубок Бусрсрел -
шек- Кеннедиз Вэйл
Верхний магнетити-
товый пласт
«а
$000
к
С',
I
В
§
s
R
НикЁленосные сулырид^ ч
содержащие бронзити- Ч §
тооые трубки в 5 т
Западном Трансваале S
-4000'
Рис. 3. Схематический разрез, иллюстрирующий рас-
пределение различных пегматоидов в расслоенной серии.
Диаллагитовый пегматоид — заштрихованные участки; магне-
тит — зачерненные участки
14
тельно 0,5 X 0,25 мили. Они особенно типичны
для базальной части Критической зоны в Во-
сточном Трансваале, но их находят также в пре-
делах Главной и Верхней зон. Наряду с диалла-
гом оливин, роговая обманка, флогопит, пла-
гиоклаз и магнетит в них присутствуют в раз-
личных количествах.
Дунитовые трубки залегают вне связи с диал-
лагитовыми пегматоидами, хотя в отдельных
случаях дунитовые массивы бывают окружены
диаллагитовым пегматоидом так, как будто
дуниты являются локальными дифференциата-
ми диаллагитового пегматоида.
4. Магнетитовый пегматоид. С увеличением
содержания магнетита диаллагитовые пегма-
тоиды переходят в массивные магнетитовые
РУДЫ-
5. Вермикулитовый пегматоид известен в ок-
рестностях Рооссенекала, где вермикулит, об-
разующий крупные книгообразные выделения,
является почти единственным минералом в тру-
бообразных телах. Изредка встречающиеся круп-
ные кристаллы диаллага указывают на генети-
ческое родство этого пегматоида с диаллагито-
вым пегматоидом. С вермикулитовым пегматои-
дом в некоторых местах ассоциируют также
халькопиритовые жилы.
Тот факт, что тело гортонолитового дунита
в Онвервахте содержит включения хромитита
в такой же ориентации, как и Главный хроми-
титовый пласт, ранее рассматривался как ука-
зание на происхождение дунитового тела по-
средством замещения. Разница составов хро-
мита во включениях и хромитов из пласта рас-
сматривалась Ломбаардом (Lombaard, 1956)
как доказательство кристаллизации хромита
включений из дунитовой магмы. Предполага-
лось также (Willemse, 1964), что хромит вклю-
чений стал высокожелезистым в ходе перекри-
сталлизации. Доказательства в пользу замеще-
ния вмещающих пород пегматоидом, который
изменяет хромититовые пласты в меныпей сте-
пени, были представлены Камероном и Десборо
(Cameron, Desborough, 1964). Имеются, однако,
факты, свидетельствующие в пользу активного
внедрения, переноса и окатывания ксенолитов
пегматоидным флюидом. Таким образом, эти
пегматоиды имеют много общих особенностей
с обычными пегматитами.
ВАРИАЦИИ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА
Чрезвычайно эффектна ритмическая расслоен-
ность, проявленная в пределах Критической
зоны, где хромититовые пласты переходят в пи-
роксениты, а пироксениты — в анортозитовые
нориты и где такое чередование слоев повторяет
ся. Ритмическая расслоенность отмечается так-
же в пределах Верхней зоны, где магнетитовые
пласты часто переходят в габбро и анортозиты.
Скрытая расслоенность, выражающаяся в чере-
довании слоев, богатых пироксеном и плагио-
клазом, также имеет место.
Чаще всего лежачий контакт слоя, обогащен-
ного пироксеном или окислом, намечается рез-
че, чем поверхность висячего бока, в пределах
лежачего контакта резко изменяются свойства
ромбического пироксена, однако известны мно-
гочисленные отклонения от этих закономерно-
стей (Kuschke, 1939). Было также показано,
что в местах чередования габброидных пород
со слоями, обогащенными пироксеном, минера-
лы в различных пироксеновых горизонтах
имеют очень сходный состав и отличаются от
минералов и слоев, обогащенных полевым шпа-
том. На этом основании была выдвинута гипо-
теза самостоятельных внедрений (Schwellnus,
1956). Изменения составов плагиоклаза, ром-
бического пироксена и оливина отражены на
рис. 2.
Изменение состава плагиоклаза в направле-
нии от нижнего к верхнему контакту расслоен-
ной серии можно считать незначительным, учи-
тывая огромную мощность изверженного ма-
териала. Состав плагиоклаза колеблется от
Ап85 в норите в Базальной зоне до Ап60 в верх-
ней части Главной зоны, т. е. мощности в 1800
футов отвечает изменение на 25% или около
1,5% на 1 тыс. футов. Лишь в самой верхней
части Верхней зоны изменение происходит до-
вольно быстро. Здесь на протяжении тысячи
футов осуществляется возрастание альбитового
компонента на 10 %, состав изменяется вплоть
до Ап35. Следует иметь в виду, что согласно
результатам еще не опубликованной работы
Гренвольда, Молинэ и фон Грюнвальдта увели-
чение содержания щелочей в верхней части
Верхней зоны может быть связано с ассимиля-
цией эпикрустальных пород (фельзита, грано-
фира и лептита). С другой стороны, количество
щелочей, которое диффундировало в эпикру-
стальные породы, могло быть весьма значитель-
ным, так как кварциты сильно фельдшпатизи-
рованы. Изменения состава ромбического пи-
роксена проявлены значительно сильнее, чем
плагиоклаза. Отмечаются вариации в содержа-
нии FeSiO3 от 10 до 60 мольн. % от Базальной
зоны до верхней части Главной зоны.
Особенностью рассматриваемых пород яв-
ляется появление, исчезновение и относитель-
ное накопление отдельных минералов, т. е. фа-
зовая расслоенность. Соответствующие примеры
могут быть найдены на рис. 2.
Богатый форстеритом оливин является важ-
ной составляющей отдельных слоев в Базальной
15
зойе. Он не найден в Критической зоне и выше,
но в пегматоиде пласта Меренского в Восточ-
ном Трансваале присутствует оливин Fa20_22
(Van Zyl, 1960). Далее на протяжении 1 тыс.
футов оливин отсутствует и появляется только
вблизи Главного магнетитового пласта. Оли-
виновый анортозит (богатый плагиоклазом трок-
толит), встреченный на 100 футов ниже зтого
пласта, был описан Молинэ (Molyneux, 1964).
В состав этого оливина входит 37% Fe2SiO4.
Ферросодагаббро (ферродиорит), содержащее
оливин (Faeo), отмечается в скважине, пробу-
ренной в районе Нортхэма, несомненно, зна-
чительно ниже Главного магнетитового пласта
(Van Zyl, 1960). Но геологическое строение
этого района сильно осложнено складчатостью
и сбросами, поэтому положение этих пород не
вполне ясно. В Верхней зоне оливин вновь
широко распространен, но представлен он желе-
зистыми разностями, причем содержание железа
увеличивается вверх по разрезу. Интересно
также, что наряду с ферродиоритами разви-
ваются троктолиты.
Окисные минералы (шпинели) — хромит
и магнетит — взаимно исключают друг друга.
Вниз от пласта Меренского находятся хромо-
носные породы, а магнетит практически отсут-
ствует, однако несмотря на обогащенность опре-
деленных горизонтов хромитом, достигающую
максимума в хромитовых пластах, отдельные
пироксениты настолько обогащены этим мине-
ралом, что хромоносный пироксенит был выде-
лен из числа порфиритовых разновидностей
и считался интрудированным в другие типы
пород (Schwellnus, 1956).
Выше пласта Бастард, залегающего непосред-
ственно над пластом Меренского, ни хромит,
ни магнетит не входят в число главных породо-
образующих минералов вплоть до Верхней зоны,
где содержание магнетита настолько возрастает,
что на протяжение 5 тыс. футов по мощности
отмечается 26 магнетитовых пластов, каждый
из которых имеет мощность более 6 дюймов
(Molyneux, 1964).
Из пироксенов преобладает ромбический пиро-
ксен в Базальной и Критической зонах. Орто-
пироксениты образуют тела значительной мощ-
ности в Базальной зоне, в Критической зоне
обычно встречаются в виде горизонтов. Однако
нельзя считать, чтобы моноклинные пироксены
полностью отсутствовали, так как эффектные
зеленые ойкокристы * этого минерала харак-
* Ойкокристы — пойкилитовые кристаллы, включаю-
щие реликтовые зерна других минералов, за счет кото-
рых эти кристаллы образовались в результате реакции
с расплавом. Термин введен Е. Д. Джексоном. (Прим,
переводчика).
16
терны даже для Базальной зоны. Многие по-
роды Главной зоны являются габбро-норитами,
а не истинными габбро или норитами. Как
можно видеть на рис. 2, пироксениты практи-
чески отсутствуют в Главной зоне, за исключе-
нием пласта Бастард, который представлен
ортопироксенитами и пироксенитами на рас-
стоянии 3 тыс. футов от верхней части Главной
зоны. Он состоит как из моноклинных, так и из
ромбических пироксенов, причем последние пре-
обладают.
В то время как моноклинные пироксены ха-
рактерны для самых верхних горизонтов Верх-
ней зоны, ромбические пироксены по напра-
влению к ней исчезают. Самый верхний истин-
ный норит, отмечавшийся в разрезе Магнет
Хайтс (Molyneux, 1965), залегает на 150 футов
выше Главного магнетитового пласта и инте-
ресен тем, что хотя пироксен в нем и является
ромбическим, но он представлен претерпевшим
инверсию пижонитом.
Биотит является подчиненным минералом
основных и ультраосновных пород, но в дио-
ритовых породах, залегающих выше по раз-
резу, он встречается в значительных количе-
ствах.
Роговая обманка входит в число породообра-
зующих минералов диоритов^ Верхней зоны.
В районе Таутесхоогте породы в верхах рас-
слоенной серии характеризуются заметными
проявлениями вторичных процессов, что выра-
зилось в развитии по моноклинному пироксену
роговой обманки. Роговая обманка и биотит
замещают также магнетитовый компонент ти-
таномагнетита, в результате чего образуются
скелетные зерна ильменита. Наряду с пирро-
тином на позднемагматической стадии форми-
руется ильваит.
Кварц обычно содержится в самых верхних
горизонтах расслоенной серии, но встречается
также в большинстве анортозитов в низах раз-
реза Главной зоны.
Апатит отмечен в породах различных разре-
зов (Boshoff, 1942; Molyneux, 1964), залега-
ющих на 300 футов выше Главного магнетито-
вого пласта, причем кверху его количество
возрастает.
Микропертит встречается на протяжении 1
тыс. футов в верхней части Верхней зоны, но
его количество незначительно.
СТРУКТУРНЫЕ ВЗАИМООТНОШЕНИЯ
МЕЖДУ МИНЕРАЛАМИ
Естественно, что в ассоциациях пород, слага-
ющих огромную массу расслоенной серии, на-
блюдается значительное разнообразие структур
и текстур. Разветвление слоев, сетчатые жилы
и текстуры оседания встречаются во многих
местах. Отмечаются поверхности истечения и
межформационные брекчии (Ferguson, Botha,
1964). Широко развиты кумулятивные явления.
Мы рассмотрим только некоторые из структур,
по видимому, наиболее характерные для Буш-
вельдской расслоенной серии.
Форстеритовый оливин во всех случаях яв-
ляется первовыделяющимся минералом и, если
присутствует ортопироксен, он включает зерна
оливина пойкилитически. Однако в перидоти-
товых слоях на несколько сотен футов ниже
Главного хромитового пласта наблюдается фор-
стеритовый оливин, интерстициальный по от-
ношению к ромбическому пироксену (Schwel-
Inus, 1956). Эти явления довольно широко
распространены и отчетливо наблюдаются в сход-
ной породе, обнажающейся вдоль дороги на
половине расстояния от Стилпоортского хроми-
тового рудника до Впнтервельдского хромито-
вого рудника. Швельнус связывает это явление
с замещением пироксенита дунитовой магмой.
Однако из экспериментальных данных нам из-
вестно, что давление может изменять последо-
вательность выделения оливина и пироксена
(Davis, England, 1964), но эти явления могут
иметь место и при сравнительно низких давле-
ниях.
Зерна оливина в троктолите из Верхней зоны
имеют довольно изометричные очертания. Оли-
вин в течение определенного времени кристалли-
зовался одновременно с плагиоклазом, но вы-
деление его продолжалось после прекращения
кристаллизации полевого шпата, на котором
остаются иногда наросты оливина.
В пироксените Базальной и Критической зон
ромбический пироксен является кумулятивным
минералом. Пироксениты в верхах Главной
зоны отличаются преобладанием моноклинного
пироксена над ромбическим. Последний окру-
жает зерна моноклинного пироксена, а также
зерна ромбического пироксена, содержащие мо-
ноклинный в виде структуры распада твердого
раствора, что указывает на наличие здесь пер-
вичного пижонита. Тот факт, что этот распав-
шийся моноклинный пироксен содержится
также в окружающих зернах ромбического пи-
роксена, свидетельствует о том, что центральное
зерно ортопироксена подвергалось замещению.
Два типа пород, имеющие специфические мак-
роскопически различимые структуры, обычно
используются в качестве маркирующих гори-
зонтов в совокупности с перекрывающими или
подстилающими их анортозитами. К этим по-
родам относятся пестрый анортозит и порфири-
товый норит.
В пестром анортозите пятна темноцветных
минералов в поперечнике 10 см и более выде-
ляются на фоне светлого плагиоклаза. В этой
породе плагиоклаз является кумулятивным ми-
нералом, а моноклинный пироксен занимает
интерстиции. В плагиоклазах намечается зо-
нальность, поэтому порода по своему составу
является ортокумулятом. В самых низах Глав-
ной зоны отмечаются случаи, когда ромбический
пироксен пойкилитически окружает плагиок-
лаз, но количество ромбического пироксена на-
столько мало, что получается пестрая порода,
почти такая же, как в случае образований
с моноклинным пироксеном.
В порфиритовом норите темные гнезда пирок-
сена в диаметре приблизительно 5 мм распре-
делены в светлой основной массе плагиоклаза,
в отдельных случаях содержащей также моно-
клинный пироксен. Было отмечено (Heckroodt,
1958), что темные гнезда состоят из ромбиче-
ского пироксена, который включает небольшие
пластинки плагиоклаза, и что гнезда нередко
бывают окружены зоной плагиоклазовых зерен,
несколько более крупных, чем пластинки во
включениях. За этой плагиоклазовой зоной
следует равномернозернистая основная масса
плагиоклаза и моноклинного пироксена. Эти
два минерала, очевидно, относятся к первичным
выделениям, а порода является клинопироксен-
плагиоклазовым адкумулятом. Гнезда пойкили-
тового ромбического пироксена, окруженные
зоной довольно крупных зерен плагиоклаза,
трудно назвать кумулятами. Очевидно, что не-
которое количество спорадически рассеянных
ядер кристаллизации ромбических пироксенов
также присутствовало в числе первовыделя-
ющихся минералов и они дали начало пойкили-
товому ромбическому пироксену за счет пирок-
сена моноклинного. Обломки моноклинного
пироксена иногда находят включенными в ор-
топироксен. Кальций, освободившийся из моно-
клинного пироксена, привел к формированию
более крупнозернистого плагиоклаза, который
образует мономинералыше зоны вокруг пой-
килитового ромбического пироксена. Во многих
случаях кумулятивный моноклинный пироксен
отсутствует, а поздний моноклинный пироксен
замещает в виде каемок ромбический пироксен.
В наиболее типичных случаях наличие ром-
бического пироксена в норите придает породе
мелкопятнистый вид (но не порфировидный).
Породы обычно равномернозернистые, средний
размер зерен около 1 мм в диаметре.
Вследствие широкого развития моноклинно-
го пироксена по ромбическому (Wells, 1952)
и вариаций структуры наблюдаются постепен-
ные переходы между пестрыми, порфировид-
ными и пятнистыми породами.
Другой тип структуры также заслуживает
внимания. Он типичен для габбро-норита из
2 Заказ 164
17
Бон Аккорда (Главная зона к северу от
Претории) и представлен ксеноморфными
пластинками плагиоклаза, окруженными изо-
метричными зернами ромбического пироксе-
на. Группы зерен ромбического пироксена
гаснут практически одновременно, образуя
таким образом отдельные ячейки. Уолкер
(Walker, 1957) предложил структуры подоб-
ного типа называть незофитическими. Рааль
(Raal, 1965) считает, что монокристальная
структура пироксена, проникающего в различ-
ных направлениях между зернами плагиоклаза,
может оказаться неустойчивой, в результате
чего образуются отдельные зерна с весьма близ-
кой ориентацией. Фон Грюнвальдт подчерки-
вал, что ортопироксен является претерпевшим
инверсию пижонитом, но авгитовые пластинки
первичного пижонита имеют незакономерную
ориентацию в зернах ромбического пироксена,
которые гаснут практически одновременно. Он
указывает, что переход пижонита в ромбиче-
ский пироксен является довольно замедленным
процессом, вследствие чего вначале претерпе-
вают превращение лишь единичные зерна пи-
жонита. Они должны быть ориентированы та-
ким образом, чтобы получился ромбический пи-
роксен с наиболее крупной гранью в плоскости
слоистости. Это определяется давлением выше-
лежащего материала. Оставшиеся зерна пижо-
нита после завершения полиморфного перехода
могли подвергаться ориентирующему воздей-
ствию и располагались в таком же направле-
нии, как и более ранние зерна ромбического
пироксена. Таким образом формировались груп-
пы сходно ориентированных зерен ромбиче-
ского пироксена, в которых распавшиеся пла-
стинки авгита имеют беспорядочное расположе-
ние. Подобная структура определенно свиде-
тельствует о том, что в процессе полиморфного
перехода пироксен изменял свою ориенти-
ровку.
Примерно на 1 тыс. футов выше рифа Мерен-
ского залегает норитовая зона мощностью около
100 футов с характерными игольчатыми зер-
нами ромбического пироксена, вследствие чего
порода называется игольчатым норитом. Длин-
ные оси зерен лежат в плоскости слоистости,
но в самой этой плоскости они ориентированы
беспорядочно. В некоторых местах ромбиче-
ские пироксены окружены тонкими пленками
моноклинных пироксенов.
По кумуляционной концепции эти игольча-
тые ромбические пироксены являются материа-
лом первичного выделения. Поскольку сопро-
вождающий плагиоклаз заметно зонален, по-
рода обладает ортокумулятивными свойствами.
Местами плагиоклаз вклинивается в зерна ром-
бического пироксена, что свидетельствует о про-
должении роста последнего. Моноклинный пи-
роксен, очевидно, является интеркумулятив-
ным, и во многих случаях в этих габброидных
породах он развивается за счет ромбического
пироксена.
Многие факты наряду со структурными осо-
бенностями пород свидетельствуют о том, что
после образования кристаллической «кашицы»
в системе произошли значительные изменения
в ходе дальнейшей консолидации и уплотнения,
которые можно было бы назвать «диагенезом».
БУШВЕЛЬДСКИЙ ГРАНИТ -
ПОЗДНЯЯ ИНТРУЗИВНАЯ ФАЗА
БУШВЕЛЬДСКОГО КОМПЛЕКСА
Значительные площади в центральной части
Бушвельдского комплекса сложены так назы-
ваемым бушвельдским гранитом. Этот гранит
занимает четко интрузивное положение от-
носительно эпикрустальных образований —
фельзита, гранофира, лептита и микрогра-
нита.
В то время как эпикрустальные породы, кон-
тактирующие с бушвельдским гранитом, весь-
ма разнообразны (гранофир, лептит и микро-
гранит в одних местах и фельзит — в других),
бушвельдский гранит в общем соответствует
стратиформному характеру комплекса, причем
главное тело гранитов обычно не имеет несо-
гласных взаимоотношений с основными (или
ультраосновными) расслоенными породами.
Между гранитом и основными породами обыч-
но залегают лептит, микрогранит и иногда
фельдшпатизированный кварцит и гранофир.
Тело гранитов, таким образом, также имеет
блюдцеобразную форму, причем его кровля
сложена в основном фельзитом и гранофиром,
а также так называемыми «обломками» пород
трансваальской системы. Эти «обломки», более
детально рассматриваемые ниже, могут зани-
мать площадь в несколько сотен квадратных
миль.
Местами взаимоотношения гранита с его
кровлей имеют четко несогласный характер.
По причине почти согласных взаимоотношений
подошвы гранита с породами расслоенной серии
и плохой обнаженности в литературе описан
лишь один случай в районе к юго-востоку от
Гроблерсдалла, где гранит явно интрудирован
в габброидные породы (Lombaard, 1949). Мож-
но, однако, отметить несколько других дайко-
образных тел гранита, интрудирующих рас-
слоенную серию.
К ним относятся мелкие дайки, встречен-
ные к северу от Потгиетерсруса, большое
18
линзообразное тело, известное под назва-
нием магнетхайтского гранита, и дайка стил-
поорт-паркского гранита. Дайка стилпоорт-
паркского гранита имеет среднюю ширину в 1
милю и простирается на расстояние 16 миль,
пересекая расслоенную серию вдоль зоны раз-
ломов от горизонта, расположенного несколь-
ко выше Главного магнетитового пласта, почти
до рифа Меренского. Магнетхайтский гранит
содержит многочисленные ксенолиты лептита
вблизи южной части интрузии, т. е. на 2 тыс.
футов по вертикали ниже, чем кровля лептитов
и микрогранптов. Вполне возможно, что эти
секущие дайкоподобные тела внедрялись свер-
ху вниз или до некоторой степени вбок и что
они не являются показателем наличия боль-
шого резервуара магмы на глубинах под места-
ми их внедрения.
Известны различные структурные разновид-
ности бушвельдского гранита, например пор-
фировидные и гранофировые, но основная масса
представлена типичными гипидиморфными и до
некоторой степени грубозернистыми разностя-
ми. Обычно порода имеет серый цвет с красно-
ватым оттенком.
В оловорудном районе Зааиплаатса известен
гранит более молодой фазы, который характе-
ризуется красным цветом и большим количе-
ством миарол и называется боббеянкопским.
Последний образует куполообразные выступы
в пределах гранитов главной фазы. Эта более
молодая разновидность гранитов считается оло-
воносной. Мелкозернистая разновидность, на-
зываемая лизовским гранитом, и вышележащая
пегматитовая зона местами слагают внешнюю
оторочку куполовидных тел. В районе Мутуе
Фидес недалеко от р. Олифанте встречена сред-
незернистая разновидность, являющаяся ана-
логом боббеяпкопского гранита.
Бушвельдский гранит сложен довольно за-
мутненным пертитом и кварцем. Содержание
плагиоклаза в породе очень низкое. Обычно
присутствуют довольно сильно измененные био-
тит и амфибол. В ряде мест бушвельдский гра-
нит отделен от фельзита, кварцита и габбро
кровлей гранофиров.Эти гранофиры моложе гра-
нофиров эпикрустальной группы, но различить
их обычно бывает трудно.
Вполне очевидно, что бушвельдский гранит
занимает слишком большой объем, чтобы его
можно было рассматривать в качестве дифферен-
циата основной магмы, поэтому приходится
предполагать анатексис эпикрустальных пород,
осадков трансваальской системы и более древ-
них формаций.'
Абсолютный возраст этого гранита был опре-
делен в 1950 ± 50 млп. лет (Nicolaysen et al,
1958; Schremer, 1958).
ВАРИАЦИИ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА
ПОРОД БУШВЕЛЬДСКОГО КОМПЛЕКСА
За многие годы накопилось огромное количество
анализов пород Бушвельдского комплекса. Наи-
более полную сводку по данному вопросу мож-
но найти в работе Либенберга (Liebenberg,
1960, 1961).
Как и следовало ожидать, между химизмом
пород и их минеральным составом наблюдается
общее соответствие. В пределах расслоенной
серии снизу вверх отмечается уменьшение со-
держания магния и возрастание количества же-
лезистого компонента. Появлению плагиокла-
за в Критической зоне отвечает резкое увеличе-
ние содержания щелочей, однако и в Главной
зоне, и в большей части Верхней зоны основной
тенденцией в общей дифференциации является
обогащение железом. На определенной стадии
в пределах Главной зоны появляются огромные
количества окислов железа в виде магнетита,
ульвошпинели и ильменита. Обычно считают,
что в верхних частях Верхней зоны направле-
ние дифференциации изменяется в сторону обо-
гащения щелочами. Однако даже в пределах
Критической и Главной зон развитие анортози-
тов отражает тенденцию к накоплению щелочей,
но пе приводит к появлению пород собственно
гранитного состава.
В гранитах и родственных им породах щело-
чи, как известно, значительно преобладают над
фемическими компонентами.
Интересно отметить, что гортонолитовые ду-
ниты образуют отдельную группу. Пегматоид-
ные породы в пределах расслоенной серии
обычно характеризуются относительно высо-
кими содержаниями железа.
ФОРМА ИНТРУЗИИ
Форма расслоенной серии описывалась разны-
ми авторами как лополитовая, лакколитовая,
воронкообразная и т. п. Можно считать уста-
новленным погружение слоистости к центру
массива.
Контакты массива с вмещающими породами
имеют извилистые очертания, образуя много-
численные языки. Такая форма массива яви-
лась одной из главных причин появления ги-
потезы нескольких центров внедрения магма-
тического материала. Ряд других факторов
также важен для интерпретации формы из-
верженного тела. Рассмотрим их кратко
ниже.
2*
19
ВНЕШНИЙ КОНТАКТ БУШВЕЛЬДСКОГО
КОМПЛЕКСА
Основные особенности контакта Бушвельдского
комплекса с вмещающими породами можно по-
нять из рассмотрения геологической карты
(см. рис. 1) и разрезов (рис. 4).
1. Несогласные взаимоотношения расслоен-
ной серии с вмещающими породами можно счи-
тать в достаточной степени доказанными. Рас-
сматривая магалиесбергский кварцит (обозна-
ченный черным на рис. 2 и 4) в качестве марки-
рующего горизонта, видим, что на огромном
расстоянии по простиранию Бушвельдский ком-
плекс контактирует с этим кварцитом, особенно
в Западном Трансваале. По этой причине ком-
плекс всегда считался согласным интрузивным
телом, имеющим подошву. Однако секущие взаи-
моотношения также отмечаются во многих райо-
нах: к северу от Потгиетерсруса породы ком-
плекса прорывают значительную часть транс-
ваальской системы и контактируют с гранитом
фундамента; в Бюргерсфорде (разрез 8, рис. 4)
в Восточном Трансваале ультраосновные по-
роды интрудированы под магалиесбергский
кварцит, и более высокие горизонты трансва-
альской системы встречаются на контакте в юж-
ном направлении до места, расположенного
к западу от Стоффберга (разрез 12, рис. 4),
где контакт находится в 18 милях от магалие-
сбергского кварцита, что отвечает мощности
осадочных пород около 8 тыс. футов. К северо-
востоку от Претории, к западу от Рустенбурга
и в некоторых других местах встречаются ана-
логичные несогласные взаимоотношения. К юго-
западу от Пилансберга отмечаются отчетливые
секущие взаимоотношения и вклинивание ин-
трузивных пород в магалиесбергский кварцит.
Следует также указать, что секущий контакт
к северу от Потгиетерсруса осложняется нали-
чием ксенолитов кварцитов в изверженных по-
родах комплекса вдоль линии простирания от-
дельных кварцитовых горизонтов трансвааль-
ской системы.
2. Диабазовые пластовые тела трансваальс-
кой системы обычно залегают согласно со слои-
стостью осадочных пород, но по мере прибли-
жения к краевой части комплекса они стано-
вятся явно секущими (разрезы 1 и 7, рис. 4).
3. Механизмом внедрения габброидных по-
род служило вертикальное перемещение боль-
ших масс магмы. В районе разреза 5 (см. рис. 4)
складчатая структура, представляющая собой
погружающуюся антиклиналь в трансвааль-
ской системе, повторяется в ксенолитах осадоч-
ных пород, включенных в интрузивные породы
(так называемый фрагмент М'Фатлеле). Это
явление может быть объясненено только возды-
манием (Schwellnus, 1956). В породах кровли,
например к северу от Магнет Хайтса, отмечался
также выдвинутый вверх магалиесбергский
кварцит.
4. Подобно тому, как вдоль несогласного
контакта встречаются различные горизонты
осадочной толщи, различные горизонты рас-
слоенной серии комплекса заканчиваются у гра-
ницы интрузива. Это объясняет вариации мощ-
ности пород между Главным хромитовым пла-
стом и осадочными породами. Такое объясне-
ние в общем приложимо к краевым частям
Базальной и Критической зон в нескольких
районах, например: к северу от р. Олифанте
(в районе разреза 5, рис. 4), непосредственно
к югу от р. Стилпоорт) вблизи разреза 8), к за-
паду от Рустенбурга (вблизи разреза 1) и в не-
которых других местах. Резкое окончание Глав-
ного хромититового пласта к северу от р. Оли-
фанте и в некоторых других местностях позво-
ляет предположить наличие дизъюнктивных
нарушении, однако в осадочной толще по-
добные нарушения до сих пор не были отме-
чены.
Положение Критической зоны вблизи про-
филя 11 является весьма необычным. Главный
хромитовый пласт, протягивающийся из рай-
она разреза 10, резко изменяет простирание и
протягивается к осадочному обрамлению в рай-
оне Мариесбурга, но непосредственно до оса-
дочных пород его проследить не удается. Таким
образом, в этом районе Базальная зона факти-
чески выклинивается и дальше к югу породы
Критической зоны непосредственно контакти-
рует с окружающими осадочными формациями.
В районе разреза 11 куполообразное окно Ба-
зальной зоны отмечено Ру (неоконченное ис-
следование), Главный хромититовый пласт по-
гружается к востоку под углом около 35°.
Получаются весьма неясные взаимоотношения,
как зто показано на разрезе 11.
Как правило, расположенные выше по раз-
резу горизонты расслоенной серии контакти-
руют с более верхними пластами осадочной
толщи.
5. Для ряда районов можно доказать нали-
чие подошвы (по крайней мере локальное) из-
верженных пород (разрезы 9 и 10, рис. 4). Это,
в частности, подтверждается детальной гравиме-
трической съемкой района.
6. В то время как осадочные породы в окрест-
ностях Марблхолла и Гроблерсдалла (разрез
13, рис. 4) ранее считались ксенолитами, по-
следняя интерпретация согласно фон Грюнваль-
дту (неоконченное исследование) состоит в том,
что они являются коренными породами in situ.
Ранее Каузинс (Cousins, 1959) высказывал
аналогичную точку зрения.
20
Рис. 4. Контактовые взаимоотношения Бушвельдского
комплекса.
Разрезы базируются на нартах геологической службы (раз-
резы 1, 2, 4, 5 и 6), на данных де Вильера (разрез 3 — нео-
конченное исследование), Ретьефа (разрез 10—Retief, 1959),
Ру (разрез 11 — неоконченное исследование), Гренвальда
(разрез 12 неоконченное исследование), фон Грюнвальдта
(разрез 13 — неоконченное исследование) и автора (разрез 7,
части разрезов 8 и 9)
Фельзит
Гранит
Гранофир, лептит
-z ~i \ андезитовых лав
Ут.4 тсМооро, норит,анортозит
Норит, пироксенит
НХ& LrПироксенит
Ъ j1, 5,1 Перидотит
Норит
Перидотит, пироксенит
Маруленговый норит
Ь a (J Смельтерскипский
I д д| кварцит
Андезитовая лава
Магалиесбергский
кварцит
Сланец,диабаз
Кварцит, подстилающий
магалиесвергский. ярус
Полосчатый железняк
Доломит
Серия „черных рисров “
Архейский гранит
верхняя
J ЗОНА
П Плавная
J .зона
"1 Критическая
- ЗОНА
Базальная
зона
Преториан-
ская
серия
Доломито-
вая
серия
8
8
12
Половинный
масштаб
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ
Гравиметрическая карта Южной Африки была
опубликована геологической службой в 1958 г.,
однако она не сопровождалась какими-либо
пояснениями. Согласно Каузинсу (Cousins, 1959),
который сделал попытку интерпретировать ано-
малии в районе Бушвельдского комплекса,
основные породы отвечают двум глубоким изог-
нутым трогам, дающим на поверхности синкли-
нальные структуры: одну на востоке, другую
на западе. Он предполагал также наличие тре-
тьей сходной структуры в районе Потгиетер-
сруса. В дальнейшем геологической службой
был опубликован справочник по гравиметри-
ческой разведке (Smith et al, 1962). В этой
книге вновь обращается внимание на максиму-
мы аномалий, отвечающих восточному и запад-
ному контактам комплекса, а также на то, что
габброидные массы, залегающие на глубине
в восточном окончании, значительно крупнее,
чем под западным.
Наиболее примечательной особенностью кар-
ты гравитационных аномалий Бушвельдского
комплекса, согласно этим авторам, является
отрицательная аномалия в центральной части
комплекса. Здесь на поверхности преоблада-
ющие породы представлены бушвельдским гра-
нитом.
Чрезвычайно резкая аномалия непосредствен-
но к северу от Бетала указывает, согласно этому
„отчету, на продолжение изверженного ком-
плекса под покровом более молодых пород.
Другая значительная аномалия прослеживает-
ся непосредственно к северу от Потгиетерсруса.
Ее местонахождение соответствует распреде-
лению габброидных пород в данном районе.
Проведенная гравиметрическая разведка но-
сит рекогносцировочный характер, поэтому со-
отношение различных пород расслоенной серии
на основе этих данных не может быть выяснено.
Имеющиеся данные хорошо согласуются с фак-
тическим расположением Верхней зоны, в ко-
торой при мощности 5 тыс. футов может быть
сосредоточено 10% магнетита и более.
ВЫДЕРЖАННОСТЬ ГОРИЗОНТОВ
РАССЛОЕННОЙ СЕРИИ
Любая теория в отношении формы интрузии,
принимающая один или несколько центров
внедрения, должна учитывать поразительное
сходство последовательности чередования слоев
пород в пунктах, отстоящих друг от друга на
200 миль. Хорошо известно, какого успеха до-
стиг д-р Меренский в прослеживании платино-
носного пласта на огромных расстояниях в Во-
сточном Трансваале и в обнаружении его в За-
падном Трансваале благодаря тому, что он
стал рассматривать этот пласт как часть стра-
тифицированной колонки и, следовательно, ожи-
дал его появления в далеко расположенных
друг от друга районах. Подобное единообразие
с небольшими отклонениями характерно для
всей расслоенной серии. Оно находит свое отра-
жение на геологической карте (см. рис. 1) и на
разрезах. В деталях эти особенности будут рас-
смотрены в других главах, относящихся к от-
дельным рудным месторождениям комплекса.
Защитники теории раздельного послойного
внедрения обращают внимание на несогласные
взаимоотношения между отдельными элемен-
тами расслоенной серии. По мере накопления
данных часть из этих доказательств опровер-
гается, но в отдельных районах несогласные
взаимоотношения все же фиксируются. Ниже
приведены примеры, иллюстрирующие это по-
ложение.
1. Хромитит в районе фермы Набоом счи-
тался ксенолитом в габбро Главной зоны
(Schwellnus, 1956). Однако бурение на платину,
проводимое согласно предположению, что этот
хромитит представляет собой главный пласт,
обнаружило пласт Меренского с отклонением
от ожидаемой глубины всего на 250 футов.
Очевидно, в данном районе Критическая зона
развита как обычно, а мощность Главной зоны
значительно снижается.
2. К северу от Пилансберга Главный Магне-
титовый пласт, являющийся подошвой Верхней
зоны, характеризуется крайней изменчивостью.
Данный район сильно эродирован и магнетито-
вый пласт проследить чрезвычайно трудно.
Структура в данном районе описывалась как
несогласная со стороны железоносных пород по
отношению к более низким горизонтам (Coertze,
1958). Однако некоторые исследователи объ-
ясняют несогласные взаимоотношения наличием
сбросов (Cousins, 1958).
3. Колоссальные массы серпентинита, среди
которых находятся промышленные горизонты
хромитита хорошего качества, были обнаруже-
ны в 6 милях к югу от Потгиетерсруса. Этот сер-
пентинит почти несомненно принадлежит
к очень низкому горизонту Базальной зоны
(Willemse, 1964). Единственным аналогом этого
горизонта, и то не вполне соответствующим ему,
является ассоциация ультраосновных пород
к северу от Зееруста на дальнем западе Транс-
вааля. Висячий бок этой серпентинитовой мас-
сы к югу от Потгиетерсруса представлен Глав-
ной зоной, что позволяет предположить нали-
чие резко несогласных взаимоотношений с габ-
броидами Главной зоны при отсутствии Кри-
тической зоны и значительной части Базальной
зоны. Однако Виллиерс (неоконченное иссле-
22
дование) предполагает, что серпентинитовая
масса окружена габброидами Главной зоны
и имеет ксенолитовый характер (разрез 3,
рис. 4).
ФРАГМЕНТЫ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД
В ГЛАВНОЙ МАССЕ КОМПЛЕКСА
Несколько примеров нахождения пород транс-
ваальской системы (в одном случае вместе с бо-
лее древними формациями) среди изверженных
пород Бушвельдского комплекса и правильная
интерпретация этих так называемых фрагмен-
тов трансваальской системы позволяет уточнить
наши представления о форме интрузии. Среди
них можно выделить две группы. Одна состоит
из слоев, залегающих в низах трансваальской
системы, например фрагмент М'Фатлеле, про-
исхождение которого связывается с подъемом
габбро Главной зоны (западная часть разреза
5, рис. 4), фрагмент в районе р. Дварс, описы-
ваемый как крыло складки (западная часть раз-
реза 9, рис. 4), ксенолит в районе Марблхолл —
Гроблерсдалл (разрез 13, рис. 4) и фрагмент
в районе Крокодиловой реки к юго-западу
от Рообергских оловянных выработок. В по-
следнем случае фрагмент содержит полный раз-
рез трансваальской системы вплоть до дааспо-
ортского кварцита и имеет тектонический кон-
такт с северо-восточной стороны. Этот фрагмент
находится во взвешенном состоянии в граните.
Характерной особенностью этой группы ксено-
литов является интенсивное смятие в сложные
складки. Породы обычно претерпели интенсив-
ный контактовый метаморфизм.
Другая группа фрагментов включает ксено-
лит в районе Ставорейфлакфонтейн к северу
от Марблхолла и рооибергский фрагмент. В обо-
их случаях представлены верха трансвааль-
ской системы и рооибергский фельзит, складча-
тость является не столь интенсивной, типичны
низкие ступени метаморфизма и фельдшпатиза-
ция. Эти ксенолиты, очевидно, образуют часть
кровли бушвельдского грапита.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ,
СВЯЗАННЫЕ С БУШВЕЛЬДСКИМ
КОМПЛЕКСОМ
Поскольку темой настоящей работы являются
магматические рудные месторождения, место-
рождения несомненно метаморфического и дру-
гого генезиса будут только перечислены. Они
включают: 1) хризотил в доломитовой пачке
в связи с интрузивными силлами диабаза и в из-
мененных карбонатных породах маголиесберг-
ской стадии, а также во фрагменте в районе Марб-
лхолл — Гроблерсдалл и 2) флюидальнып ан-
далузит в Западном Трансваале.
Золото в гидротермальных, кварцевых и кар-
бонатных жилах, содержащих сульфиды в тран-
сваальской системе в Восточном Трансваале
и некоторых других местах, может быть теле-
магматическим по отношению к Бушвельдско-
му комплексу. Возможно, зти руды явились
результатом мобилизации материала осадочных
пород при внедрении диабазов, более древних,
чем породы комплекса. В таком случае они
представляют собой регенерированные рудные
месторождения.
Расположенные в различных местах проявле-
ния свинцовой и цинковой минерализации бо-
лее определенно связаны с бушвельдскпм перио-
дом металлогении. Чаще всего они залегают
в самых верхах доломитовой серии. Наиболь-
шее количество зтих проявлений наблюдается
к югу от Зееруста, где они образуют трубко-
образные тела. С ними ассоциированы месторо-
ждения флюорита. В ряде случаев флюорит за-
мещает доломит в очень больших масштабах,
и решение проблемы отделения флюорита от
тесно сросшегося с ним доломита открыло бы
большие возможности для его использования.
Расширение метаморфического ореола Буш-
вельдского комплекса в районе Зееруста свя-
зано с наличием здесь слепой апофизы Бушвель-
дского комплекса. Высокое содержание фтора
в минеральных ассоциациях указывает на гра-
нитный состав залегающих на глубине извер-
женных масс.
Базальная зона расслоенной серии, состоя-
щая преимущественно из ультраосновных по-
род, возможно, содержит руды никеля. Од-
нако промышленные месторождения этого ме-
талла в Бушвельдском комплексе еще не най-
дены. Много усилий было затрачено на разведку
никеленосных сульфпдсодержащих бронзитито-
вых трубок к юго-западу от Пилансберга, но
разработка их пока не начата.
Вблизи этих трубкообразных тел, а также
в Восточном Трансваале в районе Бюргерсфор-
да (в последнем случае мы имеем дело с апофи-
зой Бушвельдского комплекса) перидотиты со-
держат рассеянные никеленосные сульфиды, од-
нако во всех этих случаях промышленные ни-
келевые руды, по-видимому, отсутствуют.
Бушвельдский комплекс характеризуется низ-
кими содержаниями серы и лишь там, где рас-
слоенная серия пересекает магалиесбергский
кварцит в Восточном Трансваале, магма асси-
милирует серу из углистых сланцев и ультра-
основные пегматоиды заметно обогащены суль-
фидами.
23
Промышленные месторождения магнезита
представляют собой единственно важные в эко-
номическом отношении руды, связанные с пе-
ридотитами Бюргерсфорда. Магнезит возникает
в результате выветривания перидотитов.
В пироксенитах Западного Трансвааля и в сер-
пентинитах вблизи Потгиетерсруса в Базаль-
ной зоне залегают хромититовые пласты высо-
кого качества. Большинство хромитовых пла-
стов в Бушвельдском комплексе приурочено
к Критической зоне. Хромитовые месторожде-
ния будут более подробно рассмотрены в после-
дующих главах.
Кроме хромита Критическая зона содержит
три платиноносных трубкообразных тела, сло-
женных гортонолитовый дунитом. Два из них —
Онвервехт и Мооихек — практически выработа-
ны. Третье тело — Дриекопская трубка — да-
вала продукцию несколько лет тому назад, но
в настоящее время законсервирована.
Пласт Меренского, дающий наряду с плати-
новыми металлами медь и никель, будет рас-
смотрен в отдельной главе. Это относится также
к ванадиеносным магнетитовым рудам, залега-
ющим в верхней зоне расслоенной серии.
С бушвельдским гранитом связаны месторо-
ждения олова и флюорита. Оловянные месторо-
ждения обычно группируются в соответствии
с типом вмещающих пород, в которых они зале-
гают, например, месторождения в граните, гра-
нофире, в рооибергском фельзите и в осадоч-
ных породах преторианской серии; в последнем
случае они залегают в кровле гранита. Рудонос-
ной считается поздняя фаза бушвельдского гра-
нита. Связанные с ней различные месторожде-
ния варьируют от сингенетичных в боббеянкоп-
ском граните до пегматитовых и гидротермаль-
ных в сегрегациях и зпигенетических проявле-
ниях.
Рудные тела представлены мощной зоной
вкрапленного касситерита в боббеянкопском
граните, трубообразными телами, жилами за-
полнения и телами замещения. Оловорудные
ассоциации включают большое количество пег-
матитовых и гидротермальных минералов, сре-
ди которых можно отметить молибденит, пари-
зит, бастнезит, тизонит, шеелит, вольфрамит,
алланит (ломбардит?), а также минералы меди,
свинца и цинка.
Флюорит является обычным акцессорием буш-
вельдского гранита. Промышленные концентра-
ции представлены трубообразными телами в гра
ните, а также жилообразными и брекчирован-
ными телами в лептите и фельзите. Выше уже
упоминались флюоритовые месторождения в до-
ломитовой серии.
Месторождения, связанные с бушвельдским
гранитом, залегают в его апикальной части.
24
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Разработка теорией, объясняющих форму ин-
трузии, а также процессы и механизм дифферен-
циации, выходит за рамки настоящей работы.
Следует, однако, указать, что подобные тео-
рии должны учитывать приводимые ниже
факты:
1) несогласные взаимоотношения расслоен-
ной серии с вмещающими осадочными поро-
дами;
2) при прослеживании внешнего контакта
расслоенной серии с осадочными породами
снизу вверх по разрезу отдельные горизонты
магматических пород «упираются» по про-
стиранию в последовательно сменяющиеся
также снизу вверх по разрезу осадочные
породы;
3) наличие сильно смятых ксенолитов вмеща-
ющих осадочных пород, со всех сторон окру-
женных изверженными породами;
4) повторяемость эволюции состава и других
особенностей расслоенных масс в местах, уда-
ленных друг от друга на сотни миль.
Автор придерживается мнения, что первые
три пункта согласуются с механизмом формиро-
вания конической пластовой интрузии, в ре-
зультате чего могло получиться воронкообраз-
ное изверженное тело или несколько подобных
тел в зависимости от числа центров внедрения.
В тех случаях, когда интенсивно смятые ксено-
литы не могут быть объяснены как крылья блюд-
цеобразных структур, можно считать, что они
представляют собой ядерные части осадочных
образований конических пластовых струк-
тур.
Выдержанность особенностей слоистых масс
на расстоянии сотен миль свидетельствует о на-
личии большого резервуара однородной магмы
или нескольких подобных резервуаров, сооб-
щавшихся между собой, хотя даже в этом слу-
чае трудно объяснить наблюдающуюся регио-
нальную однородность.
Возможно, горный мастер, сопровождавший
автора много лет тому назад в подземных вы-
работках платинового рудника Рустенбург, был
недалек от истины, сказав, выйдя из наклон-
ной шахты: «Да, это настоящая изверженно-
осадочная формация». Может быть следует из-
менить порядок слов и говорить об осадочно-
изверженной формации, возможно, надо при-
влечь турбулентные потоки для объяснения
механизма транспортировки и отложения дале-
ко протягивающихся слоев. Размышляя над
этими проблемами, невольно приходишь к мыс-
ли, что эти идеи не так уж неразумны. Можно
представить себе, что осаждающиеся кристаллы
в первую очередь будут накапливаться на поло-
гих краях магматического резервуара. Конвек-
тивные потоки должны способствовать протека-
нию подобных процессов. Тектонические движе-
ния (а они, по-видимому, нередко имели место
в течение формирования интрузива) также мо-
гут вызывать турбулентные потоки. Скопления
кристаллов могут переноситься вдоль пологих
склонов и сортироваться различным образом.
Дальнейшие детали процесса предлагаются во-
ображению читателя.
Boshoff J.C. 1942. The Upper Zone of the Bu-
shveld Complex at Tauteshoogte: D. Sc. dissertation
(unpublished), University of Pretoria.
Cameron E.N. and Desborough G. A.
1964. Origin of certain magnetite-bearing pegmatites in
the eastern part of the Bushveld Complex, South Africa:
Econ. Geol., v. 59, 197—225.
Coertze F. J. 1958. Intrusive relationships and
oredeposits in the western part of the Bushveld Igneous
Complex: Trans, geol. Soc. S. Afr., v. LXI, pp. 387—
392.
Coertze F. J. 1962. The Rustenburg fault as a
controlling factor of ore — deposition, southwest of Pila-
nesberg: Trans, geol. Soc. S. Afr., v. LXV, pp. 253—
257.
Cousins C. A. 1958. Discussion on paper by
Coertze, F. J., 1958.
Cousins C. A. 1959. The structure of the mafic
portion of the Bush veld Igneous Complex: Trans, geol.
Soc. S. Afr., v. LXII, pp. 179—189.
Cousins C. A. 1962. The stratigraphy, structure
and igneous rocks of the Transvaal System at the Wes-
tern Areas Gold Mine: Trans, geol. Soc. S. Afr., v. LXV,
pp. 13—40.
Davis В. T. C. and England J. L. 1964. The
melting of forsterite up to 50 kilobars: J. geoph. Res.,
v. 69, pp. 1113—1116.
Ferguson J. and Botha E. 1964. Some aspects
of igneous layering in the basic zones of the Bushveld
Complex: Trans, geol. Soc. S. Afr., v. LXVI, pp. 1—19.
Heckroodt R. O. 1958. Die platinumdraende
dunietpyp op Driekop (Oos-Transvaal) en die sames-
telling van olivien in die Bosveldstollingskompleks.
M. Sc. thesis, University of Pretoria.
Kuschke G. S. J. 1939. The Critical Zone of the
Bushveld Igneous Complex, Lydenburg District: Trans,
geol. Soc. S. Afr., v. XLII, pp. 57—81.
Liebenberg C. J. 1960 and 1961. The trace
elements of the Bushveld Igneous Complex: Univ. Pre-
toria Publ., 12 and 13.
Liebenberg L. 1964. Die rand van die Bosveld-
stollingskompleks, suid van Burgersfort, insluitende
sekere peridotietlig. game en die gemetamorfoseerde
Serie Pretoria: M. Sc. thesis (unpublished), University
of Pretoria.
Lombaard A. F. 1948. Die geologie van die
Bosveldkompleks langs Bloedrivier: Trans, geol. Soc.
S. Afr., v. LII, pp. 343—376.
Lombaard В. V. 1934. On the differentiation
and relationships of the rocks of the Bushveld Igneous
Complex. Trans, geol. Soc. S. Afr., v. XXXVII,
552 p.
Lombaard В. V. 1956. Chromite and dunite
of the Bushveld Igneous Complex: Trans, geol. Soc.
S. Afr., v. LIX, pp. 59—76.
MacGregor В. I. 1964. «Л refractory chrome
ore deposit in the Groot Marico District, Transvaal»,
in «The geology of some ore deposits in Southern Africa»,
II, pp. 203—207. Geol. Soc. S. Afr. (Johannesburg).
Molyneux T. G. 1964. The geology and the
structure of the area in the vicinity of Magnet Heights,
Eastern Transvaal: M. Sc. thesis (unpublished), Univer-
sity of Pretoria.
NicolaysenL. O. de Villiers J.W. L.
Burger A. J. and Strelow F. W. E. 1958, New mea-
surements relating to the absolute age of the Transvaal
System and of the Bushveld Igneous Complex: Trans,
geol. Soc. S. Afr., v. LXI, pp. 137—163.
R a a 1 F. 1965. The transition between the Main
and Upper Zone of the Bushveld Complex in the Wes-
tern Transvaal: M. Sc. thesis (unpublished) University
of Pretoria.
Retief E. A. 1959. Die Bosveldstollingskompleks
by Dwarsrivierbrug en suidoos daarvan, Distrik Lyden-
burg, Transvaal: M. Sc. thesis (unpublished), University
of Pretoria.
Schreiner G. D. L. 1958. Comparison of the
R 1)87—Sr87 ages of the red granite of the Bushveld Comp-
lex, west of the Pilanesbergen: Proc. roy. Soc. Lond.,
v. 245, pp. 112—117.
Schweigart II. 1965. Genesis of the iron ores
of the Pretoria Series, South Africa: Econ. Geol., v. 60,
pp. 269—299.
SchwellnusJ.S. I. 1956. The basal portion
of the Bushveld Igneous Complex and the adjoining
metamoiphosed sediments in the noi-theastern Trans-
vaal: D. Sc. dissertation (unpublished) University of
Pretoria.
S m i t P. J., H a 1 e s A. L. and G о u g h D. I.
1962. The gravity survey of the Republic of South Africa:
Handbook 3, Geol. Surv. Mines, Dept. R. S. A.
S t e у n M. v. R. 1955. The geology of an area north-
west of Pretoria: M. Sc. thesis (unpublished). Univer-
sity of Pretoria.
Temperle B. N. 1964. Geology of a small area
northwest of the Pilanesberg with special reference to
mesocratic «diabase» and to the Dwarsberg Fault: Ann.
geol. Surv. S. Afr., v. 3, pp. 57—66.
Van BiljonS. 1949. The transformation of the
upper part of the Pretoria Series in the Bushveld Igneous
Complex: Trans, geol. Soc. S. Afr., v. LII, pp. 1—175.
Van RensburgW. C. J. 1962. The geology
of the Dwars River fragment and the ore minerals of the
magnetitite deposit on Kennedy’s Vale 361KT, Eastern
Transvaal: M. Sc. thesis (unpublished), University of
Pretoria.
Van ZylJ.P. 1960. Die petrologic van die Meren-
skyrif en geassosieerde gesteentes in n aantal boorgate
en mynprofiele op Swartklip 988, Rustenburg: M. Sc.
thesis (unpublished), University of Potchefstroom.
Walker F. 1957. Ophitic texture and basaltic
crystallisation. J. Geol., v. 65, pp. 1—4.
W e 1 1 s A. K. 1952. Textural features of some
Bush veld norites: Miner. Mag., v. 29, pp. 913—924.
Willemse J. 1964. «А brief outline of the geo-
logy of the Bushveld Igneous Complex» in «The geology
of some ore deposits of Southern Africa», II, pp. 91—
128. Geol. Soc. S. Afr.
Willemse J. and BenschJ.J. 1964. Inclu-
sions of original carbonate rocks in gabbro and norite of
the eastern part of the Bushveld Complex: Trans, geol.
Soc. S. Afr., v. LXVII, pp. 1—87.
УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ
И ОСОБЕННОСТИ ХРОМИТОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БУШВЕЛЬДСКОГО КОМПЛЕКСА
ВОСТОЧНАЯ ЧАСТЬ
БУШВЕЛЬДСКОГО КОМПЛЕКСА
Хромитовые месторождения восточной части
Бушвельдского комплекса залегают в Восточ-
ном норитовом поясе среди расслоенной пачки
ультраосновных и основных пород (рис. 5).
Часть пояса, обнажающаяся от р. Олифанте
к югу до Стилиоорта, была ранее разделена
Холлом (Hall, 1932) на пять главных участков,
как это показано на рис. 6. Из этих подразде-
лений мы в основном будем рассматривать Кри-
тическую зону, так как согласно определению
Холла она включает в себя все известные хро-
митовые месторождения восточного пояса. Кри-
тическая зона особенно примечательна благода-
ря своей расслоенной структуре. Составляющие
ее слои имеют геометрию стратиграфических
горизонтов. Мы рассматриваем их как истинно
стратиграфические единицы, образовавшиеся
как бы путем магматической седиментации, по-
этому в дальнейшем мы будем ссылаться на стра-
тиграфию и стратиграфические подразделения
Критической зоны. Хромитовые месторождения
представляют собой слои, чрезвычайно обога-
щенные хромитом.
Положение Критической зоны показано на
рис. 5. На этой геологической карте зона по
ее простиранию может быть разделена на три
сектора. Западный сектор, плохо обнаженный
и малоизученный, лежит к югу от Шуниеспоор-
та. Центральный сектор простирается на рас-
стоянии свыше 40 миль к югу отр. Олифанте
до Стилпоортской долины. По Стилпоортской
долине проходит Главный структурный раз-
лом, пересекающий породы Бушвельдского
комплекса.
' Проведенные нами полевые исследования по-
зволили построить разрезы, проходящие попе-
рек Критической зоны, по линиям 1—5 (через
центральный сектор) и 6—10 (через южный сек-
тор). На основе зтих разрезов были построены
стратиграфические колонки, показывающие че-
редование горизонтов вдоль этих линий. На
рис. 7 показана последовательность пород по
линиям 1—5. Критическая зона разделяется
на нижнюю пироксенитовую и верхнюю анор-
тозитовую серии (Cameron, Emerson, 1959).
В каждой серии заключена группа хромитовых
месторождений, стратиграфическое положение
которых показано насколько это возможно в мас-
штабе диаграмм. Каждая серия может быть раз-
делена на стратиграфические горизонты, про-
тягивающиеся по простиранию на несколько
миль или даже на десятки миль. Известно, что
некоторые главные горизонты продолжаются
вдоль всей длины центрального сектора, как
это показано корреляционными линиями. Дру-
гие горизонты обнажены несколько хуже, од-
нако они, по-видимому, столь же протяженны.
Как показано на колонках, хромитовые место-
рождения залегают в вертикальных интерва-
лах от горизонтов вблизи основания Критиче-
ской зоны до горизонта примерно на 1 тыс.
футов ниже рифа Меренского. Выше встречены
только четыре хромитовых слоя мощностью от
3/16 до 1/4 дюйма, приуроченных к рифу Ме-
ренского. Наибольшее экономическое значе-
ние имеет Стилпоортский пласт, мощность ко-
торого колеблется от 45 до 48 дюймов и который
простирается на 48 миль в центральном секторе.
Этот слой представляет собой одно из наиболее
крупных месторождений мира, запасы которо-
го, согласно наиболее осторожным оценкам, со-
ставляют 0,5 млрд. т. Типичные анализы руды
и хромита приведены в табл. 1. Пласт разраба-
тывается в основном на руду, не требующую
обогащения.
Последовательность пластов вдоль линий 6—
10 через южный сектор, расположенных к югу
от разлома Стилпоортской долины, показана на
рис. 8. Эта последовательность заметно отли-
чается от чередования слоев в центральном сек-
торе, особенно в пироксенитовой серии. Корре-
ляция слоев этой серии через разлом Стилпоорт-
ской долины в настоящее время невозможна.
Хромитовые пласты в пироксенитовой серии
в южном секторе мало похожи на аналогичные
пласты в центральном секторе как по числу,
так и по стратиграфическому положению. Были
сделаны попытки скоррелировать пласты раз-
личных секторов (Cousins, 1964; Kupferburger
et al, 1937), но мы рассматриваем зти корреля-
ции как чрезвычайно сомнительные. Даже
в пределах южного сектора корреляция пластов
в пироксенитовой серии в настоящее время за-
26
29’30'
.24°30
25’00'
30°00'
2 0 2 4 6 8 10 мили
» ' « 1 j_ j
Бутвелъдский гра-
нит и ассоццрую -
щие с ним породы
Мскрические
породы Бушвельда
।—-—] Главная нори
L_____\ то бая зона
j ^-.:''\бритичес -
к-Хк .мая зона
т^^\Переходная и
|-/^\ ЗОНЫ
I " хнерасчленен-
______\ные пароды
Преторианская се-
рия и ассоциирую-
щие с ней породы
Риер Меренского
хромитовые пласты
- i Пласты(запад-
। ный сектор)
Пласты 6
инортозито-
- 1 бои серии
— . Стилпоортский
- • пласт (центалы
— J ный сектор)
— . Главная хрома-
» тобая су озона
— 1 (южный сектор)
Сбросы
Рис. 5. Схематизированная геологическая карта восточной части Бушвельдского комплекса, показывающая
общее распределение Критической зоны и хромитовых месторождении.
Список ферм: 1 — Набоом; 2 — Шейдинг; 3 -- Хаакдоорнхек; 4 — Ядглуст; 5 — Винтер вельд; 6 — Моелик; 7 — Умкоанес-
Стад- 8 — Бракфонтейн; 9 — Клипфонтейн; 10 — Цварткоппиес; 11 — Паскас Крааль; 12 — Ватеркоп; 13 — Мекленбург; 14—
Твикенхэм; 15 — Сурбитон; 16 — Хакни; 17 — Форест Хилл; 18 — Виннарсхек; 19 — Клапхэм; 20 — Твифелаар; 21 — Гро-
отхек* 22 — Дриекоп; 23 — Маандаппек; 24 — Мооихек; 25 — Хендриксплаатсе; 26 —Онвервахт; 27 — Аапиесбоомен; 28 —
Дооплбош: 29 — Винтервельд; 30 — Герстс Гелюк; 31 — Гоудмин; 32 — Де Гоеде Фервахтинг; 33 — Аннекс Гроотбоом;
34 _ Гроотбоом; 35 — Спиптскоп; 36 — Кеннедиз Вэйл; 37 — Твеефонтейн; 38 — Фришгеваагд; 39 — Калкфонтеин; 40 —
Иване Ривев: 41 — Де Гроотбоом; 42 — Риетфонтейн; 43 — Ричмонд; 44 — Торнклифф; 45 — Хелена; 46 — Мареесбург;
м 1 * 47 — Дер Брохен; 48 — Вигенхек
27
труднена, так как число слоев, их мощность
и характер границ изменяются весьма заметно
даже на коротких расстояниях (рис. 9), а про-
тяженность и взаимоотношения отдельных пла-
стов и пород, разделяющих их, должны быть
предметом дальнейших исследований.
Единственным хромитовым горизонтом, раз-
рабатываемым в настоящее время в южном сек-
торе, является пласт F (или пласт 7) (см. рис. 9).
Анализ сырой руды и хромита из этого пласта
приведен в табл. 1. Заметим, что хромит пласта
F имеет более низкие отношения Cr/Fe и Mg/Fe,
чем хромит из Стилпоортского пласта.
Помимо пласта F другие горизонты южного
сектора разрабатывались или разведывались
в прошлом. На основании данных рис. 9 можно
заключить, что запасы хромитовой руды в этом
секторе огромны.
3
В
г Лулу Далина РшрМеренского
'-^'^МаандагшекМооихек _
Главная зона Критическая зона 11 Породы'
Переходная зона I кроили
--------------------1дмиль------------- Закаленная _
Рис. 6. Разрез через бушвельдский норит к северу
от Стилпоорта, по данным Холла
Таблица 1
Анализы сырой руды и чистых хромитов
Оияслы Пласт Стилпоорт, В интервельд Пласт F, Аннекс Гроотбоом
Сырая руда (в сред- нем), % Хромит, % Сырая РУДа, % Хромит, %
Сг2О3 А]2Оз Общее железо в виде FeO MgO CaO TiO2 v2o6 SiO2 Na2O K2O MnO 44,32 16,06 24,63 11,22 0.44 0,46 Не опр. 2,26 Не опр. » Не опр. 47,12 15,74 25,15 11,13 0,53 0,44 0,62 0,12 0,04 0,03 Не опр. 42,36 15,65 24,95 9 53 0,09 1,10 Не опр. 5,96 Не опр. » » 46,98 17,45 26,12 8,52 0,35 0,67 0,41 0,10 0,04 0,03 Не опр.
Cr/Fe Mg/Fe 99,39 100,92 1,66 0,34 99,64 100,67 1,58 0,25
ЧЕРЕДОВАНИЕ ГОРИЗОНТОВ
И ЗАЛЕГАНИЕ ХРОМИТА
В ЦЕНТРАЛЬНОМ СЕКТОРЕ
Последовательности смены горизонтов (см.
рис. 7) вдоль пяти линий, пересекающих Кри-
тическую зону в центральном секторе, варьи-
руют в отношении точности и полноты их пост-
роения. Наиболее обнажена зона от основания
Стилпоортского пласта до середины пласта М.
Нижняя часть пироксенитовой и верхняя часть
анортозитовой серии обнажены хуже, разрезы
здесь изучены не полностью и нет полной кор-
реляции горизонтов от разреза к разрезу.
Мощности пачек, показанные на различных
колонках, также варьируют в отношении их
достоверности, так как структурные данные
для одних разрезов более надежны, чем для
других. В связи с этим приводимые колонки,
следует рассматривать как обобщение данных,
имеющихся на сегодняшний день. На рис. 7
представлены ранее опубликованные данные
(Cameron, 1963; Cameron, Emerson, 1959), пере-
смотренные с учетом новых результатов, полу-
ченных при полевых исследованиях после 1965 г.
Данные по залеганию хромитовых месторо-
ждений также являются неполными. Горизонты,
расположенные ниже пласта Стилпоорт, вы-
ходят на поверхность в центральном секторе
в нескольких местах. Слои анортозитовой серии
мало обнажены. В этих частях Критической
зоны число и протяженность отдельных слоев
точно не установлены. С экономической точки
зрения получение дополнительной информации
относительно горизонтов, залегающих ниже
пласта Стилпоорт, является весьма желатель-
ным, так как эти горизонты содержат хромит
с более высоким отношением Cr/Fe, чем вышеле-
жащие слои.
Несмотря на определенные недостатки, ко-
лонки, приведенные на рис. 7, позволяют су-
дить об основных чертах Критической зоны
в центральном секторе. Они показывают, что
зона может быть подразделена на главные струк-
турные единицы, протягивающиеся на огром-
ные расстояния по простиранию. В настоящее
время известно, что большинство этих струк-
турных единиц простирается по всей длине
центрального сектора. Другие слои имеют, по-
видимому, сходное протяжение. Это справед-
ливо также для хромитовых пластов Стилпоорт
и Лидер и, по всей вероятности, для пласта,
залегающего на 30—40 футов ниже, и другого
пласта, расположенного на 80—100 футов выше.
Группа пластов в пироксенитовой серии харак-
теризуется закономерным расположением и
устойчивой протяженностью. Пласты анорто-
зитовой серии, наоборот, обладают, по-види-
28
Пачки
Пачки
WOO'
W
R
О
М
О'
L
К
J
---- л ул ул
- Н \ УЛУЛУ
G
Ю00‘
2000'
чюм
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
Л УЛУЛ
4X4
44
• L
К
J
D
St
С
D
St
IavavaI Норит
ГаЪЬро
Дукит и гарцбургит
улулу
л улул
ТвифЕлаар-
Дриекоп
Рис. 7. Вертикальные разрезы Критической зоны в центральном секторе
до Стилвоорта)
ПИРОКСЕНИТОВАЯ СЕРИЯ АНОРТОЗИТОВАЯ СЕРИЯ
2000'
- 1 1 УЛУЛУ Л УЛУЛ 1 УЛУЛУ лулул УЛУЛУ ЛУЛУЛ УЛУЛУ ЛУЛУЛ УЛУЛУ ЛУЛУЛ УЛУЛУ лулул УЛУЛУ '+ -Г +
Ъ'йлал'л
MR
от
УЛУЛУ
F
Е
V ЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
лулул
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
V ЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛуЛУл
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
ЛУЛУЛ
УЛУЛУ
Le
Е
Le
Мекленбург-
Тбикенхем
Le
Винтервельд- Ядглуст
В Хромитит 1УР. -пласт Стилпоорт,
* Le- пласт Ридер)
Хендриксплаатс
Анортозит,
анортозитовый, норит
Пироксенит.
MR-риф Меренского
(от р. Олифанте
6
8
t-T
НИ mc
VAVA
AV AV
VAVA
AV AV
Гвееоронтейн
Де Гроотевоом
।. Хромитит St -пласт Стилпоорт.
Г Le -пласт .Лидер
+ г +| Анортозит,
+ + I анортозитовый норит
Пироксенит.
---^-1 мк-риф Меренского
лтп Главная хромититовая
!2Sj субзона
EI
|°°°°°°| Дунит, перидотит
Рис. 8. Вертикальные разрезы Критической зоны в южном секторе (от Гроотбоома и Аннекс Гро-
отбоома до Торнклифф, колонки 6—10) и вертикальный разрез для центрального сектора (колонка 5)
мому, гораздо меньшей регулярностью и устой-
чивостью по простиранию, хотя 36-дюймовый
пласт, расположенный приблизительно на 1000
футов выше основания анортозитовой серии,
был прослежен в районе рудника Дриекоп
более чем на милю.
Наиболее полный разрез Критической зоны
в центральном секторе представлен в колонке
30
1 на рис. 7. Эта колонка характеризует собой
часть полного разреза, протягивающегося от
Умкоанес-Стад через Винтервельд — Ядглуст
к Хаакдоорнхек (см. рис. 5). Полный разрез
пород общей мощностью около 11 000 футов
приведен на рис. 10. Он начинается ниже осно-
вания Переходной зоны Холла и протягивает
через Переходную и Критическую зоны в ниж-
100
1 9
г _ Аннекс
Гроотбоом
ГроотЬоом
|+ +“i Анортозит,
Lt_!_l анортозитобый норит
I__ хПтпггрнпт переслои-
Г~~ -Лвоинцнйгя с хрогшпитом
Хромититовый пироксенит
5
G
□_р Пироксе-
Г нйт
Южный
Твеефонтейн
ГроотебоОм
Тоонклифф
Рис. 9. Вертикальные разрезы Главной хромитовой субзоны вдоль различных линий через
южный сектор.
Разрез (в руднике) для Гроотбоома был получен от Е. Дж. Лавино
Норит, анортозит^ и полевошпатовый
бронза тит (Ь)
460
895
340
175
Побочный риср Меренского (риф Бастард)
Риду Меренского
Анортозит, норита бронзитйт
ПрлевошпатоВь й 'бронзатит
155.
Акортсйитовый норит
Норит
430
11
101_
боле&лапатовый Ьронзитит
/абдро(,в Верхней частц)и норит (в нижнеи части}
Полевошпатовый ор^нзитит
Анортозитртрит^) }га55ро\Р\ и полево-
шпатовый Ьронзитит (Ь) с тонкими
прослоями хромититов в верхней
части
UfJUllMllltUnl U НОрит____
Анортозит,норит и Ьронзитит
Палевишлтовь е бронзиплы, пересживожщиесясхромихитонц
Хромиттитовые пласты Стилпоорти Лидер--------------
/алеЗашнпоВый Ьртзитт,переслаиВающийся с хромиУитими
Полевошпотовь и дунит ц гарцбургит{сБ) и поле-
вошпатовые бронзититы с тонкими прослоями
хромититов________________
Норит, переслаивающийся с анортозитам (а)
Полевошпатовый бронз отит с тонкими
прослоями хромититов
Бронзигпит
Переслаивание анортозитового норита
и норита________
Ьронзитит_
Полевошпатовый бронзитйт
Рис. 10. Обобщенный вертикальный разрез Кри-
тической и Промежуточной зон, основанный на струк-
турном разрезе от Умкоанес-Стад до Хаакдоорнхек
(рис. 5, линия 1). Мощности сдоев даны в футах
ристики изменения типов пород в вертикаль-
ном разрезе был отобран керн из всех гори-
зонтов.
Между чередованием пород в нашем случае
и в комплексе Стилу отер (Hess, 1960; Jackson,
1961) может быть проведена приблизительная
аналогия. Нижнюю зону и бронзититы Пере-
ходной зоны можно сравнить с Базальной зоной
комплекса Стилуотер, а дунит-гарцбургит-брон-
зититовую серию — с ультраосновной зоной
Стилу отера. Дунит-гарцбургит-бронзититовая
серия характеризуется закономерным чередова-
нием снизу вверх указанных типов пород,
причем эта последовательность венчается мощ
ным бронзититовым горизонтом. На этом, одна-
ко, сходство кончается. В то время как в ком-
плексе Стилуотер все хромитовые пласты при-
урочены к гарцбургитам ультраосновной зоны,
в рассматриваемой части Бушвельдского ком-
плекса хромитовые горизонты в оливин содер-
жащих породах представлены только тонкими
слоями в двух небольших пачках в пироксени-
товой серии (см. рис. 7). Все остальные хроми-
товые горизонты переслаиваются с пироксени-
тами или анортозитами, реже с норитами. В по-
родах дунит-гарцбургит-бронзититовых пачек
встречается акцессорный хромит, но истинные
хромититы или обогащенные хромитом про-
слои отсутствуют. Кроме того, в анортозит-
габбро-норитовой серии, образующей верхнюю
часть комплекса Стилуотер, хромититы не на-
блюдаются, а в анортозитовой серии восточной
части Бушвельдского комплекса как в цент-
ральном, так и в южном секторах присут-
ствуют горизонты хромититов. Можно, кстати,
отметить, что анортозитовые породы Великой
Дайки Южной Родезии лишены хромититовых
пластов (Worst, 1958), а хромитовые месторо-
ждения комплекса Маскокс приурочены исклю-
чительно к полевошпатовым перидотитам (Fin-
dlay, Smith, 1965). Сравнение этих четырех
крупнейших комплексов подчеркивает разли-
чие, а не сходство в вертикальном распреде-
лении и петрографических ассоциациях хро-
митовых месторождений.
НЮЮ часть Главной норитовой зоны. Основание
разреза располагается примерно на 800 футов
выше подошвы комплекса. Верхняя часть раз-
реза в 6 тыс. футов была изучена с помощью
бурения и выработок. Нижележащие слои мощ-
ностью 4200 футов обнажаются почти полностью.
Лишь интервал в 600 футов в самых низах
Критической зоны обнажен плохо. Из этой
части разреза для лабораторных исследований
было взято почти 1000 образцов. Для характе-
КРИТИЧЕСКАЯ ЗОНА
Разрез Критической зоны в колонке рис. 10
является типичным для центрального сектора.
Характерные особенности зтой зоны были не-
однократно описаны (Cameron, 1963, 1964;
Cameron, Emerson, 1959; Hall, 1932), однако
мы считаем уместным привести краткий обзор
известных фактов.
1. Отличительной чертой этой зоны является
расслоенность как простая, так и сложная.
32
В случае простой расслоенности горизонты раз-
личаются либо в отношении кумулятивных,
либо интерстициальных фаз, их пропорций,
состава и текстуры; при сложной расслоенности
горизонты различаются в отношении двух или
более из перечисленных выше признаков.
2. Мощность слоев колеблется от долей дюй-
ма до сотен футов. На протяжении нижних
40 футов пачки С различается, например, 160
слоев, в то время как вся пачка J оказывается
единым слоем.
3. Правильные, параллельные слои явля-
ются наиболее обычным структурным типом;
истинная косая слоистость не отмечалась.
4. Характер контактов слоев варьирует от
постепенного до резкого.
5. Отдельные контакты являются несоглас-
ными, что указывает на заметные перерывы
в отложении. Несогласия на контактах Е — F,
J — К, L — М (см. рис. 10) наблюдаются на
расстоянии нескольких миль. Каждый из этих
несогласных контактов характеризуется раз-
мывом и другими признаками эрозии, резкой
сменой типа пород или изменениями состава
одной или нескольких фаз. Локально отмеча-
ются и другие перерывы, но их протяженность
остается невыясненной.
6. В некоторых пачках серии встречаются
ксенолиты. Они представлены обломками одно-
го или нескольких типов пород Критической
зоны (Cameron, Emerson, 1959).
ТИПЫ ПОРОД
Породы Критической зоны могут быть объеди-
нены в две петрологические серии — бронзи-
тит-дунит-хромититовую и бронзитит-норит-
анортозит-хромититовую с подчиненными коли-
чествами габбро-норита *. Крупномасштабная
расслоенность комплекса частично связана с по-
вторяемостью различных типов пород этих
серий, причем подобная повторяемость особен-
но характерна для Критической зоны. Однако
ритмичное повторение разновидностей пород,
описанное Кушке (Kuschke, 1940), и Уэджером
(Wager, 1959), нетипично для рассматривае-
мого случая, т. е. чередование пачек пород
не может быть описано как повторение одной
или нескольких последовательностей разновид-
ностей пород. В более широком смысле можно,
* В настоящей статье названия пород даются по име-
ющимся в них кумулятивным фазам. Так, пироксени-
том мы будем называть породу с пироксеном в качестве
единственной кумулятивной фазы; в норите имеются
кумулятивные плагиоклаз и ромбический пироксен.
Пироксенит с интеркумулятпвным полевым пшатом
будем называть полевошпатовым пироксенптом.
однако, наметить определенную закономерность.
Первые 1200 футов снизу вверх по разрезу
Критической зоны сложены в основном бронзи-
титами с двумя маломощными гарцбургит-дуни-
товыми пачками. Разновидности пород с куму-
лятивным плагиоклазом отмечаются в верхней
части пироксенитовой серии и становятся пре-
обладающими в анортозитовой серии.
В отношении распределения хромита Крити-
ческую зону можно разделить на интервалы,
внутри которых хромит отсутствует совершенно
или присутствует в виде следов, и интервалы,
в которых содержание хромита превышает 1%
и он является кумулятивным минералом. По-
следние получили название хромитовых интер-
валов; их мощности варьируют от нескольких
футов до 100 футов и более. Стратиграфическое
распределение хромитовых интервалов среди
2800-футовой толщи Критической зоны пока-
зано на рис. 11; начало изображенной колонки
лежит на 800 футов выше подошвы Критиче-
ской зоны.
Внутри хромитовых интервалов также отме-
чается расслоенность. Отдельные интервалы
содержат всего лишь несколько слоев, а мак-
симальное их количество в одном из интервалов
достигает 200. Собственно хромититовыми слоя-
ми являются горизонты, исключительно обога-
щенные хромитом, в которых он является ку-
мулятивным Минералом. Мощность хромититов
в этой толще колеблется от 0,1 до 48 дюймов.
Кумулятивными силикатами, сопровождающи-
ми хромит в различных интервалах, являются
бронзит, бронзит с плагиоклазом, плагиоклаз,
оливин, а также бронзит с оливином. Таким
образом, породы в этих интервалах предста-
влены хромит-бронзититом, хромит-дунитом,
хромит-анортозитом и хромит-норитом. Боль-
шая часть интервалов сложена хромит-бропзи-
титами, хромит-анортозитами или обоими этими
типами. Оливинеодержащие хромитовые интер-
валы приурочены к низам Критической зоны.
В пачках, включающих хромитит, анортозит
и бронзитйт, какой-либо один тип чередования
этих пород отсутствует. Цикличные взаимоот-
ношения хромита и силикатных пород также
не наблюдаются.
Контакты хромититов с другими породами
могут быть как резкими, так и постепенными.
Внутреннее строение хромититовых пластов
обладает рядом интересных особенностей. Во
многих горизонтах как пироксенитовой, так и
анортозитовой серий обильны ксенолиты. В не-
которых горизонтах все ксенолиты представле-
ны одним типом силикатной породы, в других
случаях встречается несколько разновидностей.
Плоские линзы пироксенитов или анортозитов
мощностью от долей дюйма до двух футов и
3 Заказ 164
33
Рис. 11. Вариации состава минералов в
ритмах от В
тервельд
Ортопироксеь
мольн.% Еп
| | Анортозит
Анортозит и норит
Габбро
|УуУ| Норит
| Полевошпатовый
бронзитит
СГштдДунит и
F——.3 гарцбургит
Разновидности хромита
Вкрапленный хромит
В анортозите
В бронзитите
В дуните или
гарцбургите
В норите
Хромит из богатых
хромитом пород
Анортозит
Полевошпатовый
бронзитит
Дунит или
гарцбургит
Хромитовый
интервал
до X, Критическая
зона,
Ядглуст — Вин-
протяженностью от десятков до сотен футов
также присутствуют во многих пластах. Часто
ксенолиты образуются за счет дробления подоб-
ных плоских линз. Однако подавляющее боль-
шинство ксенолитов было транспортировано
из других мест в точки их современного залега-
ния. Вокруг ксенолитов обычно наблюдаются
текстуры уплотнения (Cameron, 1963).
Многие хромититовые пласты Восточного Бу-
швельда характеризуются наличием нодулей,
которые представляют собой овоидные тела от
1/4 дюйма до 2 дюймов в диаметре. В одних
случаях они встречаются редко, в других —
весьма обильны. Каждая нодуля состоит из
одного или нескольких кристаллов бронзита
или плагиоклаза, пойкилитически включаю-
34
щего обильные мелкие хромитовые зерна. Обыч-
но нодули бывают окружены матрицей из
более крупнозернистого хромита. Нодули бога-
че кремнеземом по сравнению с материалом
матрицы, поэтому участки некоторых горизон-
тов, чрезвычайно обогащенных нодулями, не-
пригодны для разработки. На некоторых руд-
никах легкое дробление сырой руды приводит
к измельчению материала матрицы, нодули
затем отделяются посредством обычного про-
сеивания и качество руды соответственно воз-
растает.
ВАРИАЦИИ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА
Детальное изучение минерального состава по-
род из разреза, показанного на рис. 10, являет-
ся предметом текущих исследований. Пред-
стоит еще большая работа, однако определен-
ные закономерности в изменении состава мине-
ралов и их пропорций начинают вырисовы-
ваться. Наиболее важные результаты отражены
на рис. 11, где показаны вариации состава
хромита, плагиоклаза и бронзита вверх по раз-
резу *.
Случай с ромбическим пироксеном является
простейшим. Ромбический пироксен присут-
ствует в числе кумулятивных минералов во всем
разрезе. В пачках от В до Е состав ромбиче-
ского пироксена укладывается в интервал 88—
83% энстатита. Выше пачки F и до кровли
пачки L преобладают составы 82—76% энста-
тита. Общая тенденция вверх от кровли пачки
F отвечает небольшому уменьшению содержа-
ния энстатита.
Эта тенденция в изменении содержания энста-
тита усложняется побочными вариациями, ко-
торые на коротких интервалах могут приво-
дить к противоположной зависимости. Иногда
* Составы хромитов в большинстве случаев определя-
лись с помощью электронного микроанализатора;
в качестве стандартов при этом использовались хро-
миты, проанализированные с помощью классических
методов. Составы плагиоклазов определялись с по-
мощью кривой Ng — содержание анортита, получен-
ной Смитом и Гэем. Результаты контролировались
при помощи электронного микроанализа отдельных
образцов, нагреванием образцов для определения
упорядоченности и измерением показателя преломле-
ния. Составы бронзитов определялись с помощью рент-
геновского дифрактометра с использованием зависи-
мости межплоскостного расстояния (060) от содержа-
ния энстатита. Результаты для отдельных образцов
контролировались с помощью обычного химического
анализа и анализа на электронном микроанализаторе.
Необходима дальнейшая проверка полученных данных.
Мы полагаем, что результаты, представленные на
рис. 11, достаточно точно отражают изменение состава
бронзита.
подобные тенденции связаны с распределением
хромита. Они обсуждаются ниже. Другие слу-
чаи остаются необъясненными. До сих пор изу-
чение их в связи с петрографией пород, в кото-
рых они наблюдаются, не проводилось.
Плагиоклаз ведет себя несколько иначе.
В некоторых частях разреза он появляется
в качестве интерстициального минерала. В дру-
гих участках он является кумулятивным. Со-
ставы интерстициального плагиоклаза отмечены
на диаграмме (см. рис. 11) пустыми кружками,
а кумулятивного плагиоклаза — черными круж-
ками. Ниже пачки F весь плагиоклаз является
интерстициальным. Его состав колеблется от
Ан59 до Ан72. В модальном составе пород коли-
чество плагиоклаза увеличивается от 4% у по-
дошвы Критической зоны до 18% вблизи кров-
ли пачки Е. Это указывает на то, что во время
накопления пачек В, С, D, Е состав системы
перемещался в направлении пироксен-плагио-
клазовой граничной поверхности. Кумулятив-
ный плагиоклаз появляется сразу после подо-
швы пачки F, которая залегает с эрозионным
несогласием. Как и следовало ожидать, кумуля-
тивный плагиоклаз характеризуется более высо-
ким содержанием анортита (80—84%) по срав-
нению с плагиоклазом интерстициальным. Со-
держание анортита снижается весьма незаконо-
мерно на протяжении пачек F, G, Н. Выше
подошвы пачки J преобладает кумулятивный
плагиоклаз, содержащий 70—77% анортита.
Таким образом, составы как ромбического
пироксена, так и плагиоклаза указывают, что
пачка F, в которой впервые появляется кумуля-
тивный плагиоклаз в Критической зоне, отве-
чает важной стадии в эволюции данной зоны.
Изменение состава обеих фаз на протяжении
пачек A, G, Н и нижней части пачки J проис-
ходит в значительно большей степени, чем на
протяжении всей Критической зоны.
Изучение изменения состава минералов имеет
большое значение для выявления механизма
формирования Критической зоны. Отсутствие
каких-либо резких изменений состава ромбиче-
ского пироксена и кумулятивного плагиоклаза
свидетельствует о происхождении Критической
зоны в результате кристаллизационной диф-
ференциации. Ни результаты полевых наблю-
дений (Cameron, 1963; Cameron, Emerson, 1959),
ни новые лабораторные данные не подтвер-
ждают концепции о происхождении зоны в ре-
зультате отдельных последовательных внедре-
ний магмы. Наличие несогласий в разрезе ука-
зывает, однако, на перерывы и периодические
изменения условий в ходе накопления толщи.
Более того, имеющиеся данные не подтвер-
ждают возможность многократных поступлений
магмы в камеру в ходе дифференциации. Необ-
3*
35
ходимы дальнейшие исследования для выясне-
ния возможной роли этого механизма.
Теперь переходим к хромититам. Уже давно
выяснено (Cameron, 1964; Kupferburger et al,
1937; Kuschke, 1940; Lombaard, 1934), что
состав хромитов Критической зоны изменяется
в зависимости от их стратиграфического по-
ложения. В нижних горизонтах отношения
Cr/Fe и Mg/Fe больше, чем в верхних горизон-
тах. Точный характер вариаций не мог ранее
быть установлен из-за недостаточности химиче-
ских данных. До 1966 г. имелось всего 13
анализов хромитов, использованных при пост-
роении рис. 10.
105 образцов хромитов, отобранных из 2800-
футового интервала Критической зоны, пока-
занного па рис. 11, были исследованы с по-
мощью электронного микрозонда. Черными
кружками, треугольниками и квадратами обо-
значены хромиты из обогащенных хромитом
пород. Если мы будем рассматривать данные
только для обогащенных хромитом пород, то
оказывается, что отношение Cr/Fe согласуется
с вариациями состава ромбического пироксена
и плагиоклаза. Это отношение уменьшается
довольно незакономерно вверх к подошве
пачки F, а затем снижается весьма быстро на
протяжении пачек F, G, Н. Выше по разрезу
значения этого отношения колеблются. Отно-
шения Mg/Fe обнаруживают сходные, хотя и
менее выраженные вариации. Таким образом,
состав хромита действительно варьирует в за-
висимости от стратиграфического положения,
однако наиболее заметные изменения имеют
место на протяжении нижних 1200 футов Кри-
тической зоны.
Изучение данных, изображенных на рис. 11,
позволяет наметить три других закономер-
ности.
1. Состав хромитов в данном хромитовом
интервале не зависит от ассоциирующего типа
пород, т. е. от разновидностей сосуществующих
кумулятивных минералов.
2. В то время как некоторые хромитовые
интервалы характеризуются наличием одного
типа силикатных пород, например бронзитита,
другие приурочены к границам между различ-
ными типами силикатных пород. Появление
хромитовых интервалов не связано с цикличе-
скими повторениями типов силикатных пород;
то же самое отмечается для истинных хромитов
внутри интервалов.
3. В то время как состав хромита не зависит
от разновидностей ассоциирующих силикатов,
в каждом горизонте он является функцией
отношения хромит/силикаты.
Две первых закономерности хорошо иллюст-
рируются на примере хромитового интервала
36
М — О, детально изображенного на рис. 12.
В этом случае составы хромитов из пород,
обогащенных этим минералом, обозначены за-
черненными участками. Некоторые обогащен-
ные хромитом породы в этом интервале переме-
жаются с хромит-анортозитами и хромит-брон-
зититами. Иногда обогащенные хромитом по-
роды содержат кумулятивный бронзит, в дру-
гих случаях — кумулятивный плагиоклаз, и
в одном — оба минерала. В то же время отно-
шения Cr/Fe и Mg/Fe в хромите из обогащен-
ных хромитом пород остаются практически
постоянными на протяжении всего интервала;
это поясняет первую из указанных закономер-
ностей. Вторая закономерность подтверждается
тем, что хромитовый интервал совмещается
серией литологических границ.
В различных горизонтах отношения Mg/Fe и
Cr/Fe в хромитах из богатых и бедных этим
минералом пород постоянно различаются, что
иллюстрирует третью закономерность. На
рис. 12 пустыми кружками обозначены породы,
бедные хромитом. На рис. 13 более детально
показана эта закономерность для части разреза,
изображенного на рис. 8. Для построения этой
колонки были использованы образцы керна
из пачки М. Эта диаграмма также показы-
вает, что в общем содержание А12О3 выше
в хромите из обогащенных хромитом пород.
Сходные закономерности могут быть отме-
чены для разреза через пласт Стилпоорт
(рис. 14). По мере увеличения содержания
хромита отношение Mg/Fe и Cr/Fe и концен-
трации А12О3 в хромите растут. Наряду с этими
изменениями отмечается возрастание содержа-
ния энстатита в бронзите. Для интервалов,
содержащих оливин, выявляются те же законо-
мерности в изменении состава хромита, причем
содержание форстерита в оливине возрастает
с увеличением содержания хромита.
Помимо этих закономерностей отмечается
тенденция к увеличению содержания анортита
в плагиоклазе по мере перехода от анортозита
к хромититу. Однако детальная документация
для подтверждения этой закономерности еще
не получена.
Таким образом, выявляется, что на протяже-
нии хромитовых интервалов отношения хро-
мита к силикатам, а также составы хромита и
силикатов взаимосвязаны. Отсюда следует, что
на определенной стадии имело место равнове-
сие между хромитом и ассоциирующими с ним
силикатами. Возникает, однако, вопрос, уста-
навливалось это равновесие до или после осаж-
дения хромита и силикатов?
Определенные структурные особенности хро-
митов проливают свет на эту проблему. Искус-
ственные хромититы, полученные осаждением
Пачха-М. I /7ww0
Ц-eJ Хромигпит
I Богатый, хромититом
анортозит
I I Анортозит с акцессор-
I I ным хромитом
Штгп To же, в переслаивании
Illi с хромититом
|лудУд| хромитовый норит
Бронзитит
Хромитовый бронзитит
Рис. 12. Разрез через хромитовый интервал М—О, по данным буровой скважины 15, Винтервельд.
Показаны модальные анализы различных нар и вариации отношений Cr/Fe и Mg/Fe в хромитах
А1203 в хромитах из иерее латающихся анортозитов
(белое в разрезе буровой скважины, показанном слева)
и хромититах (черное) в трех образцах керна из верх-
ней части ритма М (скв. 15, Винтервельд)
зерен хромита в жидкости, содержат от 55 до
70?о хромита. Содержание хромита в природ-
ных хромититах достигает 97%, что не может
достигаться только посредством осаждения хро-
мита. Мы присоединяемся к точке зрения, что
избыточный хромит формировался путем нара-
стания на осажденных зернах *. В простейшем
случае эти наросты заполняют интерстиции
между осажденными зернами, и средний диа-
метр осажденных зерен возрастает незначи-
тельно. Можно, однако, предположить, что
в неплотно упакованной массе зерен размеры
кристаллов могут сильно увеличиваться в ре-
зультате нарастания, причем пространство для
их роста увеличивается, когда растущие кри-
сталлы раздвигают друг друга. Чтобы выяс-
нить, что же имело место на самом деле, необ-
ходимо найти породы, в которых сохранились
исходные размеры зерен. Нам удалось найти
три примера, в которых первоначально осажден-
ные кристаллы оказываются экранированными
от нарастания, так как они захватываются в
процессе роста послекумулятивными силика-
* Включения, которые согласно Мак Доналду (Mac-
Donald, 1965) являются доказательством несмеси-
мости в жидком состоянии, в хромитах Восточного
Бушвельда встречаются редко. )
I---------——----Хромит—--------------1 Бронзит
Рис. 14. Разрез через Главный пласт Стилпоорт в райопе Ядглуста, показывающий вариации модальных
пропорций и состав хромита и бронзита.
Черное — массивный хромит; покрытое точками — хромитовый пироксенпт; белое — пироксенит. Разрез буровой скважины,
модальные анализы и данные по составу бронзита заимствованы из работы Камерона и Эмерсона (Cameron, Emerson, 1959)
38
ами, пойкилитически включающими кристал-
лы хромита. В этих случаях можно встретить:
1) описанные выше нодули; 2) пойкилитовые
наросты на ксенолитах пироксенита (Cameron,
Emerson, 1959) и 3) кайму посткумулятивного
бронзита на кумулятивном оливине. В каждом
случае диаметры захваченных зерен хромита
составляют от половины до менее чем 1/3 диа-
метров зерен хромитов, которые не были захва-
чены и, таким образом, не были экранированы
от нароста. Эти закономерности повторяются
в различных хромититовых пластах.
Если сделанное выше заключение является
верным, а мы не видим какого-либо иного
объяснения имеющимся фактам, то более поло-
вины объема хромита в хромититовых пластах
было сформировано in situ. Поскольку зональ-
ность состава в Восточном Бушвельде почти
полностью отсутствует, можно заключить, что
установление равновесия имело место в про-
цессе нарастания хромита, а если оно устана-
вливалось и ранее, то в процессе нарастания
хромита оно все еще сохранялось. Более того,
в некоторых оливиновых хромититах имеются
доказательства установления равновесия между
послекумулятивными бронзитом, хромитом и
кумулятивным оливином. Таким образом, со-
став минералов в значительной степени должен
определяться соотношениями между магмой
верхней части резервуара, интерстициальной
жидкостью и осажденными кристаллами. При-
нимая во внимание наличие в некоторых хро-
мититах неравновесных соотношений на протя-
жении коротких вертикальных расстояний,
можно предположить, что равновесие в них
достигалось вскоре после осаждения кристаллов.
ПРОИСХОЖДЕНИЕ ХРОМИТОВЫХ ПОРОД
Рассмотрев описанные выше закономерности
изменения химического и минерального со-
става, перейдем теперь к проблеме генезиса
хромитовых пород. При этом следует также
иметь в виду расслоеппость хромитовых интер-
валов, наличие истинных хромититов, в кото-
рых хромит является единственной кумулятив-
ной фазой, а также присутствие в пластах
многочисленных ксенолитов. С учетом всех
этих особенностей ни одна из существующих
гипотез происхождения хромитоносных пород
не представляется удовлетворительной. Отсут-
ствие какой-либо цикличности в повторяемости
хромитоносных и силикатных пород противо-
речит гипотезе, выдвинутой для Бушвельда
(Kuschke, 1940; Lombaard, 1934) и для Вели-
кой Дайки Южной Родезии (Worst, 1958),
предполагающей, что повторяемость хромити-
товых пластов в хромитопосных породах обу-
словлена подтоком новых порций магмы в ка-
меру в течение кристаллизации. Аналогичным
образом гипотеза «конвективного падения», раз-
витая для хромититов и ассоциирующих с ними
пород комплекса Стилуотер (Jackson, 1961),
неприложима к хромититам Восточного Буш-
вельда. Выше упоминалось, что в пределах
Переходной зоны можно различить по меньшей
мере два цикла повторяемости силикатных по-
род, но хромититы с ними не ассоциируют.
Относительно происхождения пластов Стил-
поорт и Лидер Камерон и Эмерсон (Cameron,
Emerson, 1959) высказали предположение, что
оно в основном обусловлено гравитационным
осаждением хромита под воздействием магма-
тических течений, причем изменение отноше-
ния хромита к пироксену в слоях зависело от
условий этих течений. Согласно этой гипотезе
происходит осаждение хромита, а также пиро-
ксепитовых включений в моменты падения ин-
тенсивности течений. Однако проблема гидра-
влической эквивалентности, обсуждавшаяся
Джексоном для хромититов комплекса Стилуо-
тер, остается нерешенной для некоторых буш-
вельдских хромититов. Более того, указанная
гипотеза не объясняет установленного в настоя-
щее время чередования хромититовых и нехро-
мититовых интервалов. Опа не дает также удо-
влетворительного объяснения наличия ксено-
литов в пластах.
В настоящей работе мы остановимся на дру-
гой гипотезе, включающей следующие пред-
положения.
1. Начало возникновения хромитовых интер-
валов связано с возрастанием летучести кисло-
рода, а окончание этого процесса — с падением
его летучести. Кеннеди (Kennedy, 1955), Ос-
борн (Osborn, 1959) и другие авторы (Hamilton
et al,1964; Yoder, Tilley, 1962) показали, что
повышение /02 приводит к увеличению отно-
шения Fe3+/Fe2+ и способствует кристаллиза-
ции железосодержащей шпинели. Возможно,
это приложимо также к кристаллизации хро-
мита. Если закономерности, описанные Муаном
и Осборном (Muan, Osborn, 1957), для системы
MgO—FeO— Fe2O3—SiO2 приложимы также к
рассматриваемой пами системе, то хромит,
выделяющийся в больших количествах, будет
характеризоваться более высокими отноше-
ниями Mg/Fe, чем хромит, формирующийся
в небольших количествах. Это может объяснить
более высокие отношения Mg/Fe в хромитах
из обогащенных хромитом пород.
Возрастание / о 2 в качестве фактора, контро-
лирующего кристаллизацию хромита, согла-
суется и с другими особенностями природного
процесса. Хамилтон, Бернэм и Осборн (НащИ
39
ton et al, 1964) показали, что при давлении
воды 1 тыс. бар возрастание fO2 влияет различ-
ным образом на температуру кристаллизации
пироксена и плагиоклаза. Это может объяснить,
почему некоторые хромитовые интервалы пере-
ходят через литологические границы, т. е.
почему кристаллизация хромита в этих интер-
валах не зависит от появления или исчезнове-
ния различных силикатов в качестве кумуля-
тивных фаз.
2. В течение коротких периодов /02 была
достаточно высокой, чтобы система попадала
в фазовый объем хромита, поэтому хромит
кристаллизовался один и формировались хро-
мититы.
3. Третье предположение касается слоев, в
которых кумулятивный пироксен или оливин
присутствуют наряду с кумулятивным хроми-
том. Если они произошли в результате совмест-
ного осаждения, то изменение их составов долж-
но происходить в одном направлении вследст-
вие изменения /02, вызвавшего начало осажде-
ния хромита. Последующее обеднение магмы
двухвалентным железом приводит к возраста-
нию отношения Mg/Fe в бронзите или оливине,
а также в хромите. Это предположение напоми-
нает гипотезу Ван дер Вальта (Van der Walt,
1941), который наблюдал подобный характер
изменения отношений Mg/Fe в хромитах и ром-
бических пироксенах в породах Западного
Бушвельда. В то время влияние f()i на кри-
сталлизацию базальтовых магм еще не было
изучено и причинная связь подобной законо-
мерности с кристаллизацией хромита не была
еще вскрыта. Если силикаты и хромит не явля-
ются совместно кристаллизующимися фазами,
то корреляция их составов обусловлена влия-
нием летучести кислорода при установлении
равновесия на послекумуляционной стадии.
4. Грубая сортировка кристаллов магматиче-
скими потоками объясняет наличие многочислен-
ных слоев, отличающихся друг от друга отно-
шениями хромит/силикаты. Кажется маловеро-
ятным, чтобы поступление новых порций маг-
мы, изменение температуры, давления или /02
могли вызвать появление большого количества
слоев (до 200), слагающих один и тот же хроми-
товый интервал.
5. В настоящее время неизвестно, происхо-
дила ли кристаллизация хромита вверху или
вблизи дна магматической камеры. Мы пола-
гаем, однако, что она имела место, по крайней
мере частично, в верхних зонах и боковых
участках магматической камеры таким обра-
зом, что кристаллы переносились вниз конвек-
ционными потоками вдоль боковых контактов.
Скопления хромита, местами переслаивающие-
ся с бронзититами или анортозитами, образуют
40
наиболее мощные горизонты в краевых частях
камеры. Накопление больших мощностей при-
водило к оползаниям, и масса хромита с облом-
ками пироксенитов или анортозитов устилала
дно камеры, образуя хромититовые слои, содер-
жащие обломки силикатных пород. Таким обра-
зом возникали ксенолиты.
6. Во многих хромититах имело место пост-
кумулятивное нарастание хромита. В это время
достигалось окончательное равновесие хромита
с интерстициальной жидкостью и вышележа-
щим объемом магмы. Большое количество при-
сутствующего хромита могло оказывать буфе-
рирующее воздействие на отношения Mg/Fe
и Cr/Fe и на содержания А12О3. Все эти вели-
чины удерживались на относительно высоком
уровне.
7. В местах, где нарастание не могло оконча-
тельно заполнить интерстиции между зернами
хромита, конечная стадия представляла собой
установление равновесия хромита или хроми-
та и силикатов с интерстициальной жидко-
стью.
Некоторые аспекты примененной выше гипо-
тезы требуют тщательного рассмотрения. На-
пример, трудно представить себе, как предло-
женный механизм мог давать пласты типа гори-
зонтов Стилпоорт и Лидер, которые имеют боль-
шую выдержанность и отличаются чрезвычайно
правильной формой на расстояниях десятков
миль. Эти особенности гораздо легче объяснить
как следствие поступлений новых порций маг-
мы и влияния интенсивных конвекционных
течений или гипотезой, учитывающей различ-
ную кристаллизационную способность минера-
лов (Wager, 1959). Ни одна из этих гипотез не
объясняет наличия многочисленных ксеноли-
тов во многих хромитовых пластах и тем более
отсутствия цикличной повторяемости хромито-
носных и силикатных пород.
Вторая трудность состоит в объяснении меха-
низма, посредством которого происходят необ-
ходимые для протекания процесса вариации
летучести кислорода в магматической камере
Бушвельда. Доктор Г. Улмер показал, что
вариации летучести кислорода могут привести
к коррелятивному изменению составов хромита
и ромбического пироксена в пластах Стилпоорт
и Лидер. Доктор Е. Ф. Осборн придерживается,
однако, мнения, что бушвельдская магма пред-
ставляла собой существенно закрытую систему
и что заметные потери водорода из магматиче-
ской камеры маловероятны. Более того, если
подобные потери и имели бы место, то фракцио-
нирование должно было бы происходить за-
метно быстрее. Отсюда вытекает необходимость
разработки иного механизма вариаций лету-
чести кислорода.
На современной стадии исследований наи-
более вероятным механизмом изменения лету-
чести кислорода представляется ассимиляция
вмещающих пород. В пределах отдельных гори-
зонтов Восточного Бушвельда ксенолиты вме-
щающих пород весьма обильны. Ранее отмеча-
лось (Hall, 1932; Hiemstra, Biljon, 1959), что,
несмотря на преобладание сланцев среди вмеща-
ющих пород комплекса, среди ксенолитов в
основном попадаются кварциты. На основании
этого Холл делает заключение, что были асси-
милированы значительные массы сланцев. Воз-
можно, что были ассимилированы также боль-
шие объемы карбонатных пород. Промежуточ-
ные порции бушвельдской магмы (Hess, 1960),
сопровождавшиеся ассимиляцией вмещающих
пород, могли служить причиной поступления
в расплав кислорода, воды и двуокиси угле-
рода, что приводило к временному повышению
летучести кислорода.
Если проблема изменений летучести кисло-
рода будет решена, останется неясным, можно
ли связать различия составов хромитов в поро-
дах, обедненных этим минералом, и в породах
с высоким содержанием хромита с механизмом
осаждения хромита в результате вариаций
летучести кислорода. Корреляции отношений
Mg/Fe в бронзите (и оливипе) и хромите согла-
суются с имеющимися данными для системы
MgO—FeO—Fe2O3—SiO2 (Muan, Osborn, 1956).
Что касается отношений Fe8+/Fe2+ в хромитах,
то информация такого рода весьма недоста-
точна. В ряде случаев подобные отношения
известны для хромитов из хромитита, но дан-
ные для хромитита и ассоциирующего с ним
хромит-пироксенита можно найти только в ра-
боте Камерона и Эмерсона (Cameron, Emerson,
1959). Анализы 3 и 5 этих авторов дают вели-
чину отношения Fe3+/Fe2+, равную 0,35 для
хромита из пласта Лидер и 0,33 для хромита
из вышележащего хромит-пироксенита (18 вес. %
хромита). Различия невелики, но согласуются
с равновесием
Mg2+ + FeFe2O4 MgFe2Q4 + Fe2+,
которое смещается вправо с возрастанием лету-
чести кислорода. В противоположность этому
вариации содержания А12О3 явно аномальны.
Муан (Muan, 1957) показал, что в случае кри-
сталлизации при постоянном валовом составе
в системе FeO— Fe2O3—А12О3—SiO2 уменьше-
ние летучести кислорода приводит к пониже-
нию содержания А12О3 в формирующейся шпи-
нели, т. е. равновесие
Fe3+-f-FeAl2O4 FeFe2O4 +А13+
смещается вправо. Вариации содержания А12О3
в бушвельдских хромитах должны, таким обра-
зом, свидетельствовать о кристаллизации хроми-
тов при низких, а не при высоких летучестях
кислорода.
Это кажущееся противоречие пока не нахо-
дит удовлетворительного объяснения. Воз-
можно, что экспериментальные системы без
кальция и хрома являются слишком упрощен-
ными по сравнению с природными системами.
В последних, несомненно, реализовались равно-
весия с участием хрома и железа, а также хро-
ма и алюминия в присутствии плагиоклаза.
Высокие значения отношений Fe/Cr и А1/Сг
в магме также могли играть важную роль.
Замещение Ст на А1 могло компенсировать
дефицит хрома в магме в моменты обильного
выделения хромита.
Влияние течений в магме на формирование
расслоенности в хромитовых интервалах также
является серьезной проблемой. В рассматри-
ваемом разрезе трахитоидпость встречается
весьма часто, однако линейность отсутствует.
Тем не менее во многих слоях имеются много-
численные ксенолиты, а в отдельных местах
можно видеть признаки размыва и других
эрозионных явлений. Если течения имели место
вблизи дна камеры, то обязательно должна
была бы возникнуть линейность. Допустим,
что потоки действовали лишь значительно вы-
ше дна. Тогда могла происходить сортировка
кристаллов, достаточная для расслоенности
хромитовых интервалов, однако закономерная
ориентация минералов будет нарушаться по
мере погружения их через неподвижный слой
магмы, залегающий непосредственно над дном.
Для оценки приложимости описанной выше
гипотезы необходимо проведение дополнитель-
ных исследований. Имеющиеся в настоящее
время данные по корреляции компонентов
в основном относятся к пластам и ассоцииру-
ющим с ними породам пироксенитовой серии.
По этой причине и по ряду иных соображений
мы не можем утверждать, что все хромититы
рассматриваемого разреза сформировались оди-
наково или под действием одних и тех > же
причинных факторов. Текстуры и структуры
пород этих пластов весьма разнообразны; до
какой степени это разнообразие отражает суще-
ственные различия в условиях генезиса, должно
быть предметом дальнейших исследований.
В заключение хотелось бы отметить следу-
ющее. В процессе накопления и анализа фактиче-
ского материала наше внимание все в большей
степени концентрировалось на специфическом
характере систем, которые должны были реали-
зовываться в различных хромитовых слоях
непосредственно после осаждения хромита. Мы
склонны все в большей и большей мере привле-
кать посткумулятивные реакции для объяснения
наблюдаемых структур и минеральных составов.
41
Cameron E.N. 1963. Structure and rock sequen-
ces of the Critical Zone of the eastern Bushveld Complex:
Mineralogical Society of America, Special Paper, 1,
pp. 93 107.
Cameron E.N. 1964. Chromite deposits of the
eastern part of the Bushveld Complex: The Geology of
Some Ore Deposits of Southern Africa, v. 2, pp. 131—168.
Cameron E. N. and Emerson M. E. 1959.
The origin of certain chromite deposits in the eastern
part of the Bushveld Complex: Econ. Geol., v. 54,
pp. 1151—1213.
Cousins C. A. 1964. Additional notes on the
chromite deposits of the eastern part of the Bushveld
Complex: The Geology of Some Ore Deposits of Southern
Africa, v. 2, pp. 169—182.
F i n d 1 a у D. C. and S m i t h С. H. 1965. The
Muskox drilling project: Geological Survey of Canada,
Paper 64—44, 170 p.
Hall A. L. 1932. The Bushveld igneous complex of
the Central Transvaal: Geol. Surv. S. Africa. Mem. 28,
560 p.
Hamilton D. L., Burnham C. W. and
Osborn E. F. 1964. The solubility of water and
effects of oxygen fugacity and water content on crystalli-
sation in mafic magmas: Journal of Petrology, v. 5,
pp. 21—38.
Hess H. H. 1960. Stillwater Igneous Complex,
Montana: Geol. Soc. of America, Mem. 80, 230 p.
H i e m s t r a S. A. and van Biljon W. J.
1959. The geology of the upper Magaliesberg stage and
the lower Bushveld Complex in the vicinity of Steel-
poort: Geol. Soc. S. Africa, Transactions, v. LX1I,
pp. 239—255.
J ackson E. D. 1961. Primary textures and mine-
ral associations in the ultramafic zone of the Stillwater
Complex, Montana: U. S. Geological Survey, Prof.
Paper 358, 106 p.
Kennedy G. C. 1955. Some aspects of the role
of water in igneous melts: Geol. Soc. Amer., Special
Paper 62, pp. 489—503.
Kupferhiirger W., Lombaard В. V.,
Wasserstein B. and Schwellnus С. M.
1937. The chromite deposits of the Bushveld Igneous
Complex, Transvaal: Geological Survey of S. Africa,
Bull. 10, 48 p.
Kuschke G. S. J. 1940. The Critical Zone of the
Bushveld Igneous Complex, Lydenburg district: Geol.
Soc. of S. Africa, v. 42, pp. 57—81.
Lombaard В. V. 1934. On the differentiation
and relationships of the rocks of the Bushveld Complex:
Geol. Soc. S. Africa, Trans., v. 37, pp. 5—52.
McDonald J. A. 1965. Liquid immiscibility as
one factor in chromitite seam fromation in the Bushveld
igneous complex: Econ. Geol., v. 60, pp. 1674—1685.
M u a n A. 1957. Phase equilibrium relationships al
liquidus temperatures in the system FeO—Fe2O3—A12O3—
SiO2: Jour. Amer. Ceramic Society, v. 40, pp. 420—
431.
M u a n A. and Osborn E. F. Phase equilibria
at liquidus temperatures in the system MgO—FeO—
Fe»O,—SiO„: Jour. Amer. Ceramic Society, v. 39,
pp. 121—140.
Osborn E. F. 1959. Role of oxygen pressure in
the crystallization and differentiation of basaltic magma:
Amer. Journal of Sci., v. 257, pp. 609—647.
Smith J. V. and G а у P. 1958. The powder pat-
terns and lattice parameters of plagioclase feldspars, II:
Miner. Mag., v. 31, pp. 744—762.
Van der WaltC. F. J. 1941. Chrome ores of
the western Bushveld Complex: Geol. Soc. of S. Africa,
Trans., v. XLIV, pp. 79—112.
Wager L. R. 1959. Differing powers of crystal
nucleation as a factor producing diversity in layered
igneous intrusions: Geol. Mag., v. XCVI, pp. 75—80.
W orstB. G. 1958. The differentiation and struc-
ture of the Great Dyke of Southern Rhodesia: Geol.
Soc. of S. Africa, Trans., v. L1X, pp. 283—358.
Yoder H. S. and T i I 1 e у С. E. 1962. Origin
of basalt magmas: an experimental study of natural
and synthetic rock systems: Jour, of Petrology, v. 3,
pp. 342—532.
ВАРИАЦИИ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА
СОСУЩЕСТВУЮЩИХ ХРОМИТА И ОЛИВИНА
В ХРОМИТОВЫХ ЗОНАХ КОМПЛЕКСА СТИЛУОТЕР
Комплекс Стилуотер представляет собой круп-
ное дифференцированное плоское тело докем-
брийских основных и ультраосновпых пород,
обнаженное на протяжении 30 миль вдоль се-
верного окончания гор Биртут в штате Монтана,
Валовый состав, форма, внутреннее строение,
минеральный состав и структуры этого ком-
плекса чрезвычайно сходны с аналогичны-
ми характеристиками Бушвельда и Великой
Дайки.
Хромитовые месторождения этих трех рас-
слоенных интрузий также имеют много общего.
Они представляют собой стратиформные обога-
щенные хромитом зоны, являющиеся постоянно
присутствующей частью расслоенной ультра-
основной серии. Все современные исследова-
тели комплекса Стилуотер (Jones, Peoples,
Howland, 1960; Hess, 1960; Jackson, 1961)
признают, что он сформировался в результате
фракционирования плоского резервуара базаль-
товой магмы мощностью 1800 футов, и что хро-
мит формировался в ходе непосредственной
кристаллизации этой магмы. Таким образом,
эти хромитовые месторождения являются маг-
матическими.
Фактически весь хромит комплекса Стилуо-
тер приурочен к перидотитовой части ультра-
основной зоны, залегающей непосредственно
над нижней закаленной границей интрузии.
В перидотитовой части известно 13 плоских
Рис. 15. Геологическая карта комплекса Стилуотер, показывающая положение участка Маунтин Вью
43
зон, обогащенных хромитом и называемых хро-
мититовыми зонами. Их мощность варьирует
от долей дюйма до 12 футов. Хромититовые
зоны очень выдержаны по простиранию; неко-
торые из них могут быть прослежены более
чем па 15 миль, а одна — более чем па 25 миль.
Хромититовые зоны обычно представлены ниж-
ним слоем массивного хромитита, который
перекрывается чередующимися богатыми хро-
митом и оливином слоями. Все эти слои образо-
вались в результате магматического осаждения
(кумуляции), а расслоенность определяется
стратиграфическими вариациями пропорций
осажденных хромита и оливина.
В настоящей работе рассматриваются вариа-
ции химического состава кумулятивных хро-
мита и оливина, которые сосуществуют в чере-
дующихся слоях, слагающих отдельные хро-
мититовые зоны.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ
Для детального изучения были выбраны две
относительно мощные хромититовые зоны (так
называемые зоны G и Н) в районе Маунтин
Вью комплекса Стилуотер (рис. 15). Образцы
Qm
Ледниковые отложения
Базальтовые дайки
'ban
Преобладает норит
габбро и
анортозит
~тс~ гг
ь Qis
ь а
Осыпи
Бронзититовые по-
роды. Преоблада-
ет бронзитит
Q-кромититовая зона
Кварцевый монцонит
& (К
9Г
99\ч.
Преобладает габбро
и норит
Метаморфические породы
(\к.-метаосадочные породы,
gg - гранито-гнейсы)
Контакт
(пунктир -приблизительно,
точечная линия-контакт
скрыт)
Перидотитовые породы
Преобладает бронзитит,
гарцбургит и хром отит
U .
Сброс с указанием напраб- Взброс с указанием направле-
ления падения и относитель- ния падения (зубчатость отмечает
ноео смещения (пунктир-при- Верхний блок, пунктир-приблизи-
близительно, точечная линия- тельно, точечная линия - взброс Сбросовая зона
-сброс под покробом) под покровом)
вд Простирание и ___ Устья туннелей
•"*' падение слоистости ' и штолен
2000 футы
Ось антиклинали
Рис. 16. Геологическая карта участка Маунтин Вью, показывающая места взятия образцов
Рис. 17. Слон в хромититовой зоне 6’.
Левая колонка показывает разрез мощностью около 8 футов,',
в правой колонке представлена более детально часть этого
разреза. CG — хромитовый кумулят; СОС — хромитоливино-
вый кумулят; OGG — оливин-хромитовый кумулят
отбирались из поверхностных обнажений хро-
мититовых зон в 1 тыс. футах к юго-за-
паду от входа в штольню 5 рудника Мауэт-
(рис. 16).
На этом участке обе зоны имеют мощности
около 12 футов. Подошва хромититовой зоны G
лежит примерно в 30 футах над основанием
циклической пачки 10, подошва стратиграфи-
чески вышележащей зоны расположена при-
мерно в 20 футах над основанием циклической
пачки 77, а стратиграфический интервал между
ними составляет около 300 футов. Детальная
стратиграфия этого интервала приводится в
работе Джексона (Jackson, 1968). Особенности
распределения хромита и оливина в этих слоя#
показаны на рис. 17.
Образцы отбирались в виде непрерывных
борозд, пересекающих изучаемые хромитито-
вые зоны в двух описанных выше обнажениях.
Из разреза зоны Н было отобрано 20 образцов,
а из разреза зоны G — 33 образца. Толщи-
на отдельных образцов и их положение от-
носительно подошв зон приведены в табл. 2
и 3.
На основании этих данных построены ко-
лонки, показанные на рис. 18 и 19.
Из данных табл. 2 и 3 и рис. 18 и 19
ясно, что зоны G и Н имеют различный ха-
рактер.
Зона Н отличается очень четким нижним
контактом, выше которого залегает массивный
хромитит мощностью в 1 фут, не содержащий
кумулятивного оливина. Серия слоев с посте-
пенно возрастающим содержанием кумулятив-
ного оливина слагает верхнюю часть зоны.
Примерно в 51/2 фута над нижним контактом
количество хромита снижается до 1% и менее,
а венчает разрез этой зоны пустой слой мощ-
ностью 9^2 фута. Выше начинается другой
слой, обогащенный хромитом. Этот верхний
слой можно было бы считать отдельной страти-
графически вышележащей зоной, однако рез-
кое изменение размера зерен между двумя
пачками отсутствует, а это, по нашему мнению,
является весьма важным критерием. Местные
геологи называют этот верхний слой «висячим
боком» зоны Н, и, нам кажется, что она
имеет много общего с пластом Стилпоорт Буш-
вельдского комплекса (Cameron, Emerson,
1959).
В настоящем сообщении мы будем рас-
сматривать этот слой как часть хромитовой
зоны Н.
Зона G подобно зоне Н имеет резкий нижний
контакт и слой массивной породы внизу раз-
реза, однако верхние части этих зон сущест-
венно различны. Верхняя часть зоны G пред-
ставлена чередованием слоев массивных и вкра-
пленных пород с небольшими систематиче-
скими изменениями пропорций минералов.
РЕЗУЛЬТАТЫ
ЛАБОРАТОРНОГО ИЗУЧЕНИЯ ОБРАЗЦОВ
Пробы различных пород анализировались с по-
мощью электронного микрозонда и обычными
методами химического анализа. Все образцы
оливина и хромита изучались в проходящем и
отраженном свете для выявления зональности,
однако она не была обнаружена. Анализ с
45
Таблица 2
Мощности слоев, пропорции входящих в них минералов
п доли главных катионов в хромитах и оливинах из хромитовой зоны Н
Номер образца Мощность слоя, дюймы Расстояние от основа- ния зоны И до центра образца, дюймы % кумулятивного хро- мита, [ЮОХкум. хро- мит/(кум. хромит + + кум. оливин)] В £ к S я S - хромит + Ъ □ + *ф г ЬС о . + еад h-iv-Ho .Т.ИТАТпПу , ,7. „ г хромит о
+ + + О + ф Рн 4-8эд+ту+лэ
ы + о + г + о +
ф +
55V-56 Неопробованный 4 228 432 12,6 0,8531 0,147 0,468 3 0,532 0,538 0,354 0,108
интервал
55MV-55b 4 200 13,9 0,868 1 0,132 0,458 4 0,542 0,532 0,366 0.102
55MV-55a 4 196 17.4 0,8561 0.144 0,465 4 0,535 0,532 0,368 0,100
55MV-54b 41/2 191 3/4 27,8 0,8731 0,127 0,468 4 0,532 0,535 0,363 0,102
55MV-54a 41/2 187 1/4 10,8 0,8561 0,144 0,445 4 0,555 0,536 0,363 0.101
55MV-53 1 1841/4 95,0 0,890 1 0,110 0,504 4 0,496 0.541 0,388 0,071
55MV-52 Неопробованный 4 116 182 18,9 0,8681 0,132 0,529 з 0,471 0,477 0,395 0,128
интервал
55MV-51 Неопробованный 4 8 62 3,6 0,837 1 0,163 0,421 3 0,579 0,480 0,386 0,134
интервал
55MV-50 7 481/2 44,9 0,8961 0,104 0,526 4 0,474 0,551 0.360 0.089
55MV-49 7 41 1/2 49,4 0,897 2 0,103 0,533 4 0,467 0,559 0,353 0,088
55MV-48b 7 341/2 42,7 0,895 1 0,105 0,519 4 0,481 0,561 0,353 0.086
55MV-48a 60MV-47 7 2 1/2 271/2 22 1/4 60,8 71,7 0,8951 0,889 з 0,105 0.111 0,564 4 0,436 Не ав 0,572 ализиров< 0,345 1ЛОСЬ 0,083
55 V-46 2 20 1/2 85,7 0,900 1 0,100 0.544 4 0,456 0,576 0,362 0,062
55MV-45b 41/2 17 1/4 63,8 0,914 1 0,086 0,577 4 0,423 0,561 0,342 0,097
55MV-45a 4 13 58,9 0,9041 0,096 0,576 4 0.424 0,561 0,341 0,098
43b-44 42-43a 5 6 81—2 3 100,0 100.0 Кумулятивный оливин отсутствует То же 0,587 4 0,561 4 0,413 0,439 0,593 0,600 0.342 0.348 0,065 0,052
41 Неопробованный 3 211 —11/2 6,3 0,8481 0,152 0,421 3 0,579 0,507 0,341 0.152
интервал
40 1 Рентген ометр 2 Химические г 8 Анализы на з 4 Химические г 4 ические 1нализы лектрог нализь. —216 определен! (Stevens, ном микро (Dinnin, 1 2.2 гя (Jackson 960). зонде (Bees 959). 0,858 2 I960), on). 0,142 0,411 3 0,589 0,503 0,384 0.113
помощью микрозонда также указывает на отсут-
ствие зональности.
40 химических анализов хромита были пере-
считаны на кристаллохимические формулы для
выявления катионных вакансий. Общее число
катионов на элементарную ячейку в этих 40
образцах варьирует приблизительно по нор-
мальному закону около теоретического значе-
ния 24,00 (рис. 20). Крайние колебания, соста-
вляющие ±1 часть на 240, находятся в преде-
лах аналитической ошибки. Поэтому мы счи-
таем, что все хромиты зон G и Н не имеют
катионных вакансий и отношения Fe2+/Fe3+
для хромитов, анализированных с помощью
электронного микрозонда, были рассчитаны
исходя из этого предположения.
Отношения Mg/Mg -J- Fe2+ в 36 образцах
оливина, дополнительные к ним отношения
Fea+/Mg + Fe2+ и метод их определения при-
ведены в табл. 1 и 2. Эти отношения отвечают
катионным долям Mg и Fe2+ в оливинах. Кроме
того, приведены отношения Mg/(Mg -|- Fe2+),
Fe2+/(Mg + Fe2+), Сг/(Сг + Al + Fe3+),
Al/(Cr Al -|- Fe3+) и Fe3+/(Cr + Al 4- Fe8+)
для 53 проанализированных образцов хромита.
Эти отношения отвечают катионным долям
46
Таблица 3
Мощности слоев, пропорции входящих в них минералов
и доли главных Катионов в хромитах и оливинах из хромитптовой зоны G
Номер образца дюймы Расстояние от основа- ния зоны G до центра образца, дюймы % кумулятивного хро- мита, [ЮОХкум. хро- мит/кум. (хромит, оли- вин)] й S S Е с Рн + n W C.I W11. и I + сэ Рн + Ь£| Сч S о -а S о -а хромит хромит + ф э xj + £ + "Г о
К D о Д о о S- о 3 о — IV + JQ + Рн + О
ьс 4- сэ tx й + Рч + "ф + и
5jjG_ la 5 138 1/4 3,9 0,8261 0,174 0,308 з 0,692 0,442 0,351 0,207
55G-lb I 136 1/4 71,2 0,8721 0,128 0,385 з 0,615 0,533 0,304 0,163
5EG-2a 21/2 134 1/2 100,0 Кумулятивный 0,455 * 0,545 0,526 0,347 0,127
5fG-2b 55G-3 21/2 5 132 1281/4 100,0 64,3 ОЛИ отсутс То 0,8731 ВИН угвует же 0,127 0,440 4 0,360 4 0,560 0,640 0,525 0 508 0,341 0,308 0,134 0,184
55G-4 5 1231/4 63,4 0,8681 0,132 0,3434 0,657 0,499 0,293 0.208
55G-5 7 117 1/4 79,1 0,897 1 0,103 0,400 4 0,600 0,499 0,304 0,197
55G-4 4 111 3/4 1,3 0,8231 0,177 0,177 3 0,823 0,460 0,199 0,341
55G-7ab 5 107 1/4 38,5 0,8901 0,110 0,406 4 0,594 0,535 0,305 0,160
55G-8-9 41/2 102 1/2 100,0 Кумулятивный 0,415 4 0,585 0,542 0,267 0,191
55G-10 6 97 1/4 76,4 ОЛИВИИ отсутствует 0,8853 I 0,115 0,3884 0.612 0,513 0,272 0.215
55G-11 5 1/2 91 1/2 80,8 0.8763 0,124 0,399 4 0,601 0,519 0,272 0,209
.r,5G-12a 1 881/4 100,0 Кумулятивный 0,4344 0,566 0,508 0,290 0,202
55G-12b 55G-13ab 1 4 871/4 843/4 100,0 90,4 оливин отсутствует То же Серпентинизи- 0.431 4 0,396 4 0,569 0,604 0,526 0.518 0,269 0,276 0,205 0,206
55G-14 1 82 1/4 100,0 рованный Кумулятивный 0,439 4 0,561 0,555 0,263 0,182
55G-15ab 21/2 801/2 94,4 оливин отсутствует 0,911 з | 0,089 0,413 * 0,587 0,550 0,253 0,197
55G-16 11/2 781/2 100,0 Кумулятивный 0,426 4 0,574 0,515 0,281 0,204
55G-17 21/2 761/2 94,5 оливин отсутствует 0,9103 | 0,090 0,395 4 U.605 0,525 0,258 0,217
55G-18-19 2 731/4 94,6 0,917 3 0,083 0.432 4 0,568 0,563 0,257 0,180
55G-20 В 691/4 100,0 Кумулятивный 0,467 4 0,533 0,557 0,261 0,182
55G-21 55G-22 5 5 64 59 100,0 4,6 оливин отсутствует То же 0,8311 | 0.169 0,471 4 0,254 з 0,529 0,746 0,567 0,487 0,266 0255 0,167 0,258
55G-23a6 41/2 541/2 100,0 Кумулятивный 0,496 4 0,504 0,587 0 265 0,148
55G-24 55G-25 10 91/2 47 37 1/4 100,0 100,0 оливин отсутствует 0.483 4 0,487 4 0,517 0,513 0,586 0,587 0,266 0,264 0,148 0,149
55G-26 71/2 28 3/4 13,2 0,8461 0,154 0,332 4 0,668 0,498 0,310 0,192
55G-27 71/2 21 1/4 13,4 0,8551 0,145 0,350 4 0,650 0,531 0,301 0.168
55G-28 81/2 131/4 100,0 Кумулятивный 0.496 4 0,504 0,583 0,321 0,096
55G-29 55G-30 9 41/2 41/2 —2 1/4 100,0 6,3 ОЛП отсут 0,8461 ВИН ствует 0,154 0,530 4 0,416 3 0,470 0,584 0,564 0,496 0,357 0,335 0,079 0,169
55G-31 21/2 —5 3/4 25,9 0,8561 0,144 0,472 з 0,528 0,510 0.329 0,161
55G-32 4 —9 2,0 0,8311 0,169 0,396 з 0,604 0,513 0,365 0,122
1 Рентгенометрические определения (Jackson, I960)-
2 Химические анализы (Stevens, 1960).
3 Анализы на электронном микрозонде (Beeson).
* Химические анализы (Dinnin, 1959).
47
X кумулятивного олибинй
[lOOx кумулятивный оливин/, i
J /{кумулятивный хромит +
—«__________ кумулятивный оливин)}
ЮО 80 60 40 20 О
Неопробованный
интервал
Оливин-
хромитовый
кумулят
Хромит-
олибинсбый
кумулят
Хромитовый
кумулят
Дюймы
20
- 10
- О
% кумулятивного хромита
[Wx кумулятивный хромит/^ кумулятивный хромит +
кумулятивный оливин)]
Номера
образцов
колонна
Мощность,
дюймы
Рис. 18. Вертикальный разрез через хромититовую зону Н в районе опробования.
Заштрихованные прямоугольники отвечают хромитовому кумуляту, не содержащему кумулятивного оливина; прямоугольники
с густым Крапом — хромит-оливинов ому кумуляту. в котором количество кумулятивного хромита превышает количество кумулятив-
ного оливина; прямоугольники с редким Крапом—оливин-хромитовым кумулятам, в которых количество кумулятивного
оливина превышает количество кумулятивного хромита. Относительные количества этих двух кумулятивных минералов
в каждом слое показаны в виде гистограммы в правой части диаграммы
% кумулятивного ОлиВинй
[ЮОх кумулятивный oru6uH^Kylr1ymrri!ghltj^ хромит* ч
кумулятивный оливинj]
100 80 60 40 20 0
-I------------I------------]-------------1------------1-------------Г
Колонна
Мощность,
дюймы
Номера
Висячий дон образцов
зоны G
Хромититовая зона G
J____________I___________I___________1-----------1------------и
0 20 40 60 80 100
% кумулятивного хромита
[/ООх кумулятивный хромит/кумулятивный хромит*
кумулятивный оливин}]
Рис. 19. Вертикальный разрез через хромититовую зону G в районе опробования.
Заштрихованные прямоугольники отвечают хромитовому кумуляту, не содержащему кумулятивного оливина, прямоугольники
с густым крапом — хромит-оливиновому кумуляту, в котором количество кумулятивного хромита превышает количество
кумулятивного оливина, прямоугольники с редким крапом — оливин-хромитовому кумуляту, в котором количество кумулятив-
ного оливина превышает количество кумулятивного хромита. Относительные количества двух кумулятивных минералов
в каждом слое показаны в виде гистограммы в правой части диаграммы
4 Заказ 164
49
Таблица 4
Mg, Fe2+, Cr, Al и Fe3+ в хромите. Погрешно-
сти методов определения этих величин даны
в табл. 4.
Вариации Cr, А1 и Fe3+ в хромитах. Катион-
ные доли А1, Сг и Fe3+ в образцах хромита
Рис. 20. Гистограмма частот чисел катионов в элемен-
тарной ячейке в 40 образцах хромита, анализирован-
ных классическим химическим методом.
Теоретическое общее число катионов для шпинелей без
катионных вакансий составляет 24,00 на 32 иона кислорода
нанесены на графики в зависимости от Стра-
тиграфического положения соответствующих
образцов в хромитовых зонах G и Н (рис. 21
и 22).
Из этих диаграмм видно, что в зоне Н разброс
соответствующих величин меньше, чем в зоне G.
Хотя концентрационные интервалы в основном
перекрываются, некоторые хромиты из зоны Н
содержат большие количества Сг и А1 и меньше
Fe, чем все образцы хромита из зоны G. С дру-
гой стороны, некоторые хромиты зоны G со-
держат намного меньше Сг и А1 и значи-
тельно больше Fe3+, чем любой хромит из
зоны Н.
Погрешности определений катионных долей
в хромитах и оливинах
Минерал Катионная доля Метод анализа Погреш- ность
Хромит Оливин Mg/(Mg+Fe2+) Cr/(Cr±Al±Fe3+) Al/(Cr+Al + F3+) Fe3+/(Cr + 4-A14-Fe3+) Mg/(Mg-|-Fe2+) Химиче- ский 1 Электрон- ный микро- зонд 2 Химиче- ский 1 Электрон- ный микро- зонд2 Химиче- ский г Электрон- ный микро- зонд2 Химиче- ский г Электрон- ный микро- зонд2 Химиче- ский 3 Электрон- ный микро- зонд 2 Рентгено- метрия 4 ±0,006 ± 0,015 ± 0,004 ± 0,007 ± 0.005 ±0,006 ± 0,003 ±0,005 ± 0,001 ±0,003 ± 0,0075
1 На основании среднего коэффициента вариации дуб-
лирующих определений.
2 На основании статистики счета.
3 На основании максимальной вариации между конт-
рольными дубликатами.
4 На основании 95%-ного доверительного предела гра-
дуировочной кривой.
В общем, однако, закономерности изменения
составов от основания до верха обеих зон
достаточно близки. Содержания хрома в хро-
митах, в общем, убывают снизу вверх по раз-
резу в пределах обеих зон, а содержания
Fe3+ растут. С другой стороны, катионные
доли Сг и Fe3+ зависят также от отношений
в слоях кумулятивного хромита и кумулятив-
ного оливина: хромит в хромитовых кумулятах
содержит больше Сг и меньше Fe3+, чем хро-
миты из соседних хромит-оливиновых кумуля-
тов, а последние характеризуются более высо-
кими содержаниями Сг и меньшими количест-
вами Fe +, чем хромиты из соседних оливин-
хромитовых кумулятов. Эта закономерность
лучше проявлена в зоне G, чем в зоне Н, вслед-
ствие ярко выраженного чередования различ-
ных слоев в зоне G. Содержания А1 в хромитах
обеих зон сначала падают вплоть до достиже-
ния минимума в середине разреза, а затем
50
Неопробованный
интервал
Хромит-
оливиновый
кумулят
Хромитовый
кумулят
Дюймы
г 20
-ю
-о
Оливин-
хромитовый
кумулят
—1-----1-----г-
Al/(cr+AL+Fe+3)
В хромите
Ге+У(Сг+А1+ге+3)
В хромите
0,30 035 ОАО
Рис. 21. Вариации в стратиграфическом разрезе трехвалентных катионов в чистом хромите из хромититовой
зоны Н.
Характер заполнения прямоугольников отвечает количеству хромита в опробованных слоях и соответствует обозначениям
рис. 18
возрастают к висячему контакту. Систематиче-
ские корреляции концентраций алюминия в раз-
резах с количествами кумулятивных хромита
и оливина в слоях отсутствуют.
Вариации содержаний Mg и Fe2+ в хромитах
Катионные доли Mg в образцах очищенных
хромитов нанесены на рис. 23 и 24 в зависи-
мости от стратиграфических положений в хро-
мититовых золах G и Н. (Катионные доли Fe2+
являются, естественно, величинами, дополняю-
щими доли Mg до единицы). Разброс концентра-
ций Mg в хромите также меньше для слоев
зоны Н, чем для слоев зоны G. Из зоны Н
отдельные образцы хромита имеют более высо-
4*
51
Рис. 22. Вариации в стратиграфическом разрезе трех-
валентных катионов в чистом хромите из хромитито-
вои зоны G.
M9/(Mg+Fe+2)
В оливине
—1_______________3_____________1--------------------------1-------------1--------------L—
Q,t>0 0,50 0,60 0.70 0.80 0,90
Рис. 23. Вариации в стратиграфическом разрезе кати-
онных долей Mg в хромите и оливине из хромититовой
зоны Н.
Характер заполнения прямоугольников отвечает обозначениям
на рис. 18
Кумулятивный
оливин отсутствует
Характер заполнения прямоугольников отвечает количествам
хромита в опробованных слоях и соответствует обозначениям на
Рис. 24. Вариации в стратиграфическом разрезе ка-
тионных долей Mg в хромите и оливине из хромитито-
вой зоны G.
Характер заполнения прямоугольников отвечает обозначениям
на рис. 19
кие концентрации Mg по сравнению со всеми
образцами хромита из зоны G, а некоторые
образцы хромита йз зоны G содержат зна-
чительно меньшие концентрации магния по
сравнению со всеми образцами хромита из
зоны Н.
Характер изменения содержаний Mg в хро-
митах снизу вверх по разрезу довольно близок
для обеих зон. Если исключить из рассмотре-
ния слои, не содержащие кумулятивного оли-
вина, картина распределения Mg станет более
закономерной.
Из данных рис. 23 и 24 для обеих зон оче-
видно, что наличие и относительные количества
кумулятивного оливина в данном слое сильно
влияют на катионную долю Mg в хромите из
этого слоя; в каждом случае вблизи контактов
оливинсодержащих слоев с горизонтами мас-
сивных хромититов содержание Mg в хромите
ниже для слоя, содержащего оливин. Катион-
52
Рис. 25. Взаимосвязь между процентным содержанием кумулятивного хромита п катионной долей Mg в этом
хромите в слоях хромптитовых зон G u Н.
Горизонтальные и вертикальные размеры эллипсов и прямоугольников отвечают погрешности оценки величин (см. табл. 4)
ные доли Mg в хромитах из различных слоев
зон G и Н нанесены на график в зависимости
от относительных количеств кумулятивного
оливина на рис. 25.
Образцы из зоны Н укладываются на бо-
лее пологую кривую, катионная доля Mg
в хромите возрастает с увеличением его отно-
сительного количества в слоях, причем пе-
ресечение 100%-ного предела последней вели-
чины происходит приблизительно при наблю-
даемых значениях для хромитовых куму-
лятов.
53
Рис. 26. Взаимосвязь между процентным содержанием
кумулятивного хромита и катионной доли Mg в оли-
вине, сосуществующем с хромитом, в слоях хромити-
товых зон G и Н.
Горизонтальные и вертикальные размеры эллипсов и прямо-
угольников отвечают погрешности оценки величии
В зоне G тенденция изменения содержаний
магния остается такой же, но значения для
разных образцов дают очень большой разброс,
который не может быть объяснен одними анали-
тическими ошибками. Три образца из зоны
G (55G-30, -31 и -32) ложатся очень близко
к кривой для зоны Н. Если исключить эти три
образца, то для каждого данного содержания
кумулятивного хромита образцы из зоны G
будут иметь значительно более низкие катион-
ные доли Mg, чем образцы из зоны Н.
Вариации Mg и Fe2+ в оливине. На рис. 23
и 24 показаны катионные доли Mg в очищенном
оливине в зависимости от стратиграфических
положений в разрезах обеих зон. Интервалы
этих величин для обеих зон значительно уже
интервалов катионных долей Mg в хромитах,
хотя в среднем оливины зоны Н незначительно
обогащены Mg по сравнению с оливинами
зоны G.
Рассмотрение диаграммы, изображенной на
рис. 22, показывает отсутствие определенных
закономерностей в отношении стратиграфиче-
ского положения, но корреляции между коли-
чествами Mg в оливинах и долей кумулятив-
ного хромита в слоях достаточно очевидны.
Эти взаимоотношения иллюстрируются на
рис. 26.
Образцы из зоны Н и в этом случае укла-
дываются на выдержанную пологую кривую,
причем содержания Mg в оливинах возрастают
с увеличением доли кумулятивного хромита
в слоях.
Для образцов зоны G сохраняется та же
тенденция, но разброс содержаний Mg вновь
оказывается значительно большим, чем для
предыдущей зоны. При одном и том же
содержании кумулятивного хромита образцы
из зоны G содержат оливины с несколько мень-
шими катионными долями Mg, чем образцы из
зоны Н, хотя в направлении малых значений
долей кумулятивного хромита обе кривые
сходятся.
Наконец, можно отметить, что катионные
доли Mg в сосуществующих хромитах и оливи-
нах обнаруживают прямую корреляцию. Это
иллюстрируется рис. 27. Большая часть образ-
цов из зоны Н падает при этом на плавную
кривую, выпуклую в сторону оси ординат.
Образцы из зоны G обнаруживают аналогич-
ную тенденцию, но разброс точек и в этом слу-
чае больше, чем для зоны Н. В частности, об-
разцы 55G-30, -31 и -32, т. е. те же самые
образцы, которые попадали на кривую для
зоны Н на рис. 26, вновь укладываются на
кривую для зоны Н. Интересно отметить, что
эти три образца отобраны ниже основания зоны
G (см. рис. 19). Если мы опять не будем учиты-
вать эти три аномальных образца, то тенден-
ции для зон G и Н вновь выявятся как доста-
точно отчетливые, и две кривые расположатся
таким образом, что для каждой данной катион-
ной доли Mg в оливине катионная доля Mg
в сосуществующем хромите из зоны G будет
значительно ниже, чем из зоны Н. Однако,
несмотря на отчетливую группировку образцов
для двух зон, около г/3 образцов для зоны Н
54
Рис. 27. Взаимосвязь между катионными долями Mg в сосуществующих хромитах и оливинах в слоях
хромититовых зон G и Н.
Горизонтальные и вертикальные размеры эллипсов и прямоугольников отвечают погрешности оценки величин
и около 2/3 для зоны G отклоняются от своих
кривых дальше, чем это может быть объяснено
погрешностями аналитических данных.
ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ
Наличие функциональной зависимости между
количествами Mg и Fe2+ в сосуществующих
хромитах и оливинах, а также между этими
величинами и долями кумулятивных хромита и
оливина в слоях подтверждает сделанное ранее
заключение о том, что эти два минерала соста-
вляют равновесную ассоциацию. Отсюда выте-
кает, что желательно проведение сравнения
наблюдаемого распределения катионов между
сосуществующими фазами с теоретически ожи-
даемым распределением. Вывод теоретических
функций распределения ионов между двумя
минералами приводился в ряде последних работ
(Bamberg, DeVore, 1951; Mueller, 1961; 1964;
Kretz, 1961, 1964; Bartholome, 1962; Irvine,
1965).
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ Mg и Fe«+
Теоретические соотношения. Обменная реакция
Mg и Fe2+ между оливином и хромитом может
быть записана следующим образом:
Fe2+Si0,5O2-LMg(CrKAlpFe^)2O4 MgSi0,5O2 +
+Fe2+(CraAlpFe^)2O4, (1)
где а, р и 6 — доли трехвалентных катионов
в хромите, причем а+ f фб = 1.
Равновесную константу реакции (1) можно
записать следующим образом:
а па а6
тг nMgSi„.O8 FeCrzO4°FeAl8O4 FeFe204
DMg —Fe2+ — а р ’
FeSi„, s О г MgC г 2 О 4 MgAl2 О 4 MgJ?esО 4
(2)
где HMgSj0,5o2 и dresj0,6o2 — активности этих ко-
нечных членов в оливине;
йреСг2О4, ttFeAl204> flFeFe2O4> ttMgCr2O41 ttMgAl2O4 и
ttMgK-2o4 — активности конечных членов хромита;
X_DMg Fe2+ — постоянная величина при фик-
сированных температуре и давлении (Denbigh,
1964).
Вводя в выражение (2) концентрации, полу-
чаем
А.ОЬуОГА Д,СНН уСНН \« Z.CHR yCHR \Р ZCHR уСНН \б
„ VMgAMgl VF«'Cr2Oi FeCr2oJ V>FeAl2O4AFeAl204/ VFeFe204AFeFe204/
Ar)Mg— Fe2+~~ Z..OL yOL\/,,CHB vCHR \ a ZCHR rCHB \₽ Z.,CHR yCHR \6
V»Fe2+AFe2+l VMgCr204AMgCr204l V»MgAl£O4AMgAl2O4/ VYMgFe2O4AMgFe2O4?
55
где у^ и — коэффициенты активности ко-
нечных членов MgSi0j6O2 и FeSi0i5O2 оливина;
vCHR VCHR vCHR " VCHR ’ vCHR H
•FeCr204’ ‘FeAl2O4’ rFeFe2O4’ ‘MgCr2O4’ *MgAl2O4
^MgFe2o4 — коэффициенты активности конечных
членов хромита; и A'FR+— мольные доли
конечных членов MgSio502 и FeSi05O2 в оли-
вине- YCHR YCHR ’ YCHH ’ YCHR
15 И’ ЛРеСГго4’ ЛРеА12О4’ FeFe204’ MgCr2O4.
AMgAI2O< И AMgFe2O4 -М0ЛЬНЫе Д0ЛИ Конечных
членов хромита.
Если мы имеем дело с идеальной смесью, то
уравнение (3) примет следующий вид:
i _
“nMg—Fe2+
ZyOIA /vCHR \a/XCHR \₽ ZyCHR \6
(AMgHAFeCr2oJ \ FeAljOj (AFeFe204)
/vOL WyCHF \a/yCHR \₽ /yCHR \6 '
(AFe2+) (AMgCr2oJ \ FeAl2Oj (AFeFe2oJ
(4)
Далее, поскольку
_X-chr _ ( Fe2t (________________________£r________
FeCr 2o4 V Mg + F()2 * ) \ Cr + Al + Fes+
= oXchr
XCHR A ( Ct_________
MgCr2o4 Mg I- Fe2+ / \ Cr+Al + Fe»+
= aXRHR и т. д.,
где X™R, —- доли двухвалентных катио-
нов в хромите, окончательно получаем
_ (ХОЬ) (аХ«®)« (₽ХСНВ)Р (6хснн)6
" Mg-Fe2+ (XOL+) (aXCHR)a (pXCHR)₽ (6XCHR)6
или, поскольку a p б = 1,
vOLvCHR
AMgAFeg+
______________
£'Mf.'-Fe!+ ~ yOL yCHR '
Aye2+yvMg
(5)
Экспериментальные данные. Если бы были
известны значения активностей конечных чле-
нов оливина и хромита, коэффициенты распре-
деления для любых температур и давлений
могли быть вычислены непосредственно из урав-
нения (2). К сожалению, экспериментальные
определения пока отсутствуют, вследствие чего
приходится прибегнуть к упрощающему пред-
положению о том, что отношение коэффициен-
тов активности в уравнении (3) равно единице.
Предварительные данные Швердфсгера и Муана
(Schwerdtfeger, Muan, 1966) свидетельствуют
о том, что твердые растворы серии MgSi0j6O2—
FeSi0>5O2 являются практически идеальными.
Для твердого раствора хромитовой серии пред-
положение об идеальности является более чем
сомнительным. В частности, известная способ-
ность двух- и трехвалентного железа в шпине-
лях обмениваться координационными положе-
ниями может явиться причиной заметных от-
клонений от идеальности, причем недавно опу-
бликованное исследование Беннера и Кенуорти
(Benner, Kenworthy, 1966) бинарных смесей
нормальных и обращенных шпинелей свиде-
тельствует о положительных отклонениях от
закона Рауля. Ввиду отсутствия эксперимен-
тальных данных для хромитов представляется
целесообразным сначала сравнить наблюда-
емые данные с упрощенными теоретическими
соотношениями для идеальных раство-
ров.
Наблюдаемые соотношения. Для проверки
согласованности между теоретическими и на-
блюдаемыми соотношениями с помощью урав-
нения (5) были рассчитаны коэффициенты рас-
пределения для пар оливин — хромит с ис-
пользованием катионных долей, приведенных
в табл. 1 и 2. Значения Кт> Mg-Fe’+ Для каждой
из 35 проанализированных оливин-хромитовых
пар приведены в табл. 4. Погрешности значе-
ний KDMf; р2+ могут быть рассчитаны из выра-
жения для максимальной ошибки (Singer, 1964):
| dy | | fxt (Хг,.. ., X„) 11 dx11 -1 fx2 (Xi,..., -X„)|
|^|+|/^„(X15 . . .,Xn)||dx„l,
где dy приравнивается к dKDMg_F</+, Ху к
*2 к K к X™R;
dx±, dx2, dx3 и dxt берут из табл. 3. Вычис-
ленные величины Fe2+ отвечают мак-
симальной ошибке, вносимой в значения
^4DMg_Fes+ погрешностями определения Mg и
Fe2+ в хромите и оливине.
Значения ^z>Mg_Fe2+ Для паР оливин — хро-
мит показаны в зависимости от стратиграфиче-
ского положения соответствующих слоев на
рис. 28. Величин ^nMg_Fe2+ Для зоны Н
группируются около среднего значения; только
3 из 17 величин отклоняются от среднего боль-
ше, чем это может быть объяснено аналитиче-
скими погрешностями. С другой стороны, для
зоны G невозможно предложить такую кон-
станту, чтобы более чем 9 из 18 образцов откло-
нялись от нее на величины меньшие, чем мак-
симальные допустимые погрешности KD Mg_Fe2+.
Среди возможных причин подобных соотноше-
ний давление без сомнения может не учиты-
ваться; это связано не только с близким по
стратиграфическому уровню положением образ-
цов, но и с тем, что влияние давления на коэф-
фициенты распределения невелико (Irvine,
56
Рис. 28. Вариации в стратиграфическом разрезе коэф-
фициентов распределения
К
BMg— Fes+
в сосуществую-
щих парах хромит — оливин в хромититовых зонах
G и Н.
mg(cr,al,fe+3)2o4
Твердый раствор хромита
100
п
IS
S 60
Нонноды, соединяющие
хромит -оливиновые
пары
Теоретическая коннода
для Кт=740
Фигуративные точки
Хромитовый кумулят
а Хромит-оливиновый
кумулят
□ Опивин-храмитавый
кумулят
fag Геометрическое место
f'j фигуративных точек
t J для зоны н
MG2SI04
Гвердый раствор оливина
Рис. 29. Взаимоотношения между составами и объем-
ными содержаниями сосуществующих хромитов и оли-
винов в хромититовой зоне Н
Вертикальные размеры прямоугольников отвечают мощности
слоев; горизонтальные размеры соответствуют максимальным
ошибкам определения обусловленным аналитиче-
скими погрешностями. Вертикальные линии отвечают средним
значениям в обеих зонах
1965). Возможны два других объяснения наблю-
даемых соотношений: 1) вариации значений
^Z>Mg-Fe£+ связаны с отклонением оливинов и
хромитов от законов идеальных растворов и
2) наблюдаемые значения -^£>Mg_Fe2+ отражают
изменения температур равновесий.
Прежде чем перейти к обсуждению этих
альтернатив, целесообразно рассмотреть одно-
временное влияние катионных долей Mg в со-
существующих хромитах и оливинах, а также
количеств обоих минералов в данном образце
на величины ^nMg_Fe2+ • Эти соотношения наи-
лучшим образом иллюстрируются с помощью
диаграмм, предложенных Ирвайно (Irvine,
1965, р. 658). Наблюдаемые соотношения между
составами фаз и объемами соответствующих
пород из эоны II показаны на подобной диа-
грамме (рис. 29). Линии, соединяющие катион-
ные доли Mg в сосуществующих хромитах и
оливинах, образуют пучок, пересекающий диа-
грамму в диагональном направлении. Наблю-
даемые относительные количества кумулятив-
ных хромита и оливина нанесены па вертикаль-
ной оси. Наклоны соединительных линий отве-
чают значениям ^DMg_Fe2+ Для каждой пары.
Показаны также две теоретические линии, соот-
ветствующие значению ^x’Mg-Fe2* =
(среднее для зоны II). Нанесенные на тот же
график точки, отвечающие валовому составу
образцов из зоны Н, укладываются в узкой
полосе с более крутым наклоном, чем соедини-
тельные линии. Крутой наклон этой зоны сви-
детельствует о том, что если количество хро-
мита по сравнению с количеством оливина
мало, то катионные доли Mg в хромите и оли-
вине относительно низки; если количество хро-
мита возрастает, катионные доли Mg также
увеличиваются. Если присутствует один хро-
мит, то катионная доля Mg в нем достигает
максимального значения.
Аналогичная диаграмма составов для хро-
мититовой зоны показана на рис. 30, где точки
для верхней и нижней частей зоны G наноси-
лись раздельно. Они образуют две самостоятель-
57
ные зоны. Каковы бы ни были причины разли-
чия вычисленных значений ^_DMg_Fe2+ для зон
G и Н или в пределах зоны G, эти две диаграм-
мы могут быть непосредственно использованы
в качестве кривых, связывающих составы хро-
митов и оливинов.
Влияние неидеальности твердых растворов.
Разброс вычисленных значений ^oMg_Fe£+,
приведенных в табл. 5, можно объяснить двумя
различными причинами: 1) пары соответствую-
щих хромитов и олпвпнов образовывались (или
между ними достигалось равновесие) при одной
и той же температуре, а отклонения рассчитан-
ных значений ^DMg_Fe2+ от постоянной вели-
чины обусловлены отклонениями от идеально-
сти хромитового твердого раствора; 2) и оли-
вины, и хромиты являются идеальными сме-
сями, а вариации вычисленных значений
^r>Mg-Fe2+ связаны с изменением ликвидусных
температур при котектической кристаллизации
указанных минералов. Если принять первое
допущение, то становится возможным расчет
отношений коэффициентов активности в урав-
нении (3). Для этого при различных постоян-
ных значениях ^DMg_Fe*+ в уравнение (3)
подставляются катионные доли из табл. 2 и 3,
а дальнейшие расчеты ведутся по методу наи-
меньших квадратов. Значения указанных выше
отношений коэффициентов активности, рассчи-
танных для 17 пар оливинов и хромитов из
зоны Н и для 18 пар из зоны G, приведены
в табл. 6.
MGfCRA.FE’^Q.
О ----
1,00
MG2SIOa
Твердый раствор хромита
0.40
0.2Q
Верхняя половина
закы G
| Хромитовый
кумулят
(j Олибин-хромцтовый
кумулят
р:.! Геометрическое место
г/ фигуративных точен
для нижней половины
зоны G
гоометрическое место
p:-j фигуративных точек
для верхней половины
зоны G
Твердый раствор еливика
/Конкоды. соединяющие
хромит - олибиновые
пары
Фигуративные точки
Нижняя половина
зоны G
• Хромитовый кумулят
© Хромит -оливиновый
кумулят
О Оливин-хромитовый
кумулят
Рис. 30. Взаимоотношения между составами и объем-
ными содержаниями сосуществующих хромитов и оли-
винов в хромититовой зоне G.
Образцы с номерами от 55G-la до 55G-18-19 включены
в верхнюю часть зоны G; образцы от 55G-20 до 55G-32
включены в нижнюю часть зоны G.
Таблица 5
Коэффициенты распределения для сосуществующих оливин-хромитовых пар из хром и Титовых зон G и Н
Зона II Зона G
Номер образца KDMg-F2+ ln Fe2+ Номер образца KCMg- Fe=+ 1л £'Djjg_Fe2+
55MV-55 6,60 ±0,79 1,887 ±0,113 55G-la 10,67 +1,30 2,368 + 0,116
55MV-55b 7,78 + 0.70 2,052 + 0,086 55G-|b 10,88 + 1,42 2,388 ±0,122
55MV-55a 6,84 ± 0,58 1,923 + 0,081 55G-3 12,22 + 1,14 2,503 ± 0,088
55MV-54b 7,81 ±0,72 2,055 + 0,89 55G-4 12-60 ± 1,16 2,534 + 0,087
55MV-54a 7,41 + 0,63 2.003 ± 0,081 55G-5 13,00 + 1,38 2,565 + 1,00
55MV-53 7,96+0,80 2,074 ±0,096 56G-6 21,62 + 3-35 3,073 ± 0,145
55MV-52 5,85 + 0,62 1,766 + 0,101 55G-7ab 11,84 ±1,20 2,472 + 0,096
55MV-51 7,06 + 0,82 1,954 + 0,110 55G-10 12,14 + 0,67 2,497 + 0,053
55MV-50 7,76 + 0,81 2,049 ±0 099 55G-11 10,64 ± 0,56 2,365 ±0,051
55MV-49 7,63 + 0,27 2,032 ± 0,032 55G-15ab 14,55 + 0,95 2,677 ±0,074
55MV-48b 7,90 + 0,82 2,067 + 0,099 55G-17 15.49 ±0,96 2,740 + 0,060
55MV-48a 6,59 ± 0,70 1,886 + 0,101 55G-18-19 14,53 + 0,92 2,676 ± 0,061
55MV-46 7.56 + 0,81 2,023 ± 0,102 55G-2? 14,44 ±1,91 2,669 + 0,125
55MV-45b 7,79 + 0,94 2,053 + 0,114 55G-26 11,05 ±0,94 2,402 + 0,082
55MV-45a 6,93 + 0,77 1,936 ± 0,105 55G-22 10,93 + 0.95 2,392 + 0,083
55MV-41 7,67 + 0,92 2,037 + 0,114 55G-30 7.71 ±0,92 2,043 ±0,112
55MV-40 8.66 + 0,60 2,159 + 0,068 55G-31 6,65 + 0,79 1,895 + 0,112
58
Таблица 6
Отношения коэффициентов активности,
рассчитанные при предположении постоянства
значений Кт, для хромнтитовых зон Н и G
^Mg—Fe!+
*<Ь fe 1 ьо S VCIIR ТеСГйО* ’О’ЮЗД, Ш1Э ,СНЦ 7FeAl8O4 „СНЦ 'MgAl.Oi „CHR "FeFe8O4 »О!аяЗИ, НИР Максималь- ное откло- нение величины K°Mg-F<-+
Зона Н
6 0,663 0,902 1,680 ± 1,100
7 0,774 1.052 1.958 ± 1,285
8 0,884 1,203 2,238 ± 1,470
9 0,995 1,353 2,518 ± 1,650
10 1,105 1,503 2,797 ± 1.835
11 1,216 1,654 3.077 ± 2,020
12 1,326 1,804 3,357 ± 2,250
Зона G
6 0,177 18,17 0,040 ± 1,405
7 0,206 21,20 0,047 ± 1,635
8 0,236 24,23 0,054 ± 1,870
9 0,265 27,26 0,060 ± 2,100
10 0,295 30,29 0,067 ± 2.335
11 0,324 33,32 0,074 ± 2.570
12 0,353 36,34 0,080 ±2,800
Из рассмотренных данных видно, что ука-
занные отношения для зон G и Н неодинаковы:
для зоны Н получаются умеренные, а для
зоны G — весьма заметные отклонения от идеаль-
ности. Если значения рассчитанных отношений
коэффициентов активности применены к отдель-
ным парам минералов, то все они, за исключе-
нием двух пар из зоны Н, будут давать откло-
нения от уравнения (3), не превышающие мак-
симальной погрешности аналитических опре-
делений. Для зоны G подобные отклонения
оказываются гораздо более заметными: только
для 9 из 18 пар отклонения не превышают мак-
симальной погрешности аналитических опре-
делений. Если в уравнение (3) подставить дан-
ные по катионным долям для всех 35 пар из
зон G и Н и применить метод наименьших
квадратов, то менее половины отклонений для
отдельных пар будут укладываться в пределы
максимальной погрешности аналитических опре-
делений.
Таким образом, хотя отклонениями от идеаль-
ности хромитовых твердых растворов нельзя
пренебречь полностью, их неидеальность не
может объяснить различий между рассчитан-
ными значениями К1>№:г_Fe«+ в пределах зоны
G и междут зонами G и Н.
Влияние температуры. Теоретические соот-
ношения. Термодинамический коэффициент рас-
пределения для Mg и Fe2+, определяемый урав-
нением (1), связан со стандартными свобод-
ными энергиями Гиббса исходных веществ и
продуктов реакции следующим соотношением:
^DMg —Fc2+ = еХР { ( AGMgSi0,»O2
— «AG^Cr2O4 ~ PAGFeAI2O4 — AGFeFe2O4 +
+ AGFeSi<,,sO2 + “ AGMgCr2O4 + Р AGNgAl2O4 +
+ 6AG£gFe2O4)/^}, Ю
г«е AGMgSi0,5o2 и AGU.,.o2 ~ стандартные
свободные энергии образования конечных чле-
нов оливина;
AGFeCr2O4’ AGFeAl2O4’ AGFeFe2O4’ AGMgCr2O4 ’
AGSigA12o4 и AGMgFc2o4 - стандартные свобод-
ные энергии образования конечных членов хро-
мита;
R — газовая постоянная;
Т — абсолютная температура в градусах
Кельвина;
прочие символы те же, что и выше.
Приравнивая уравнение (7) к уравнению (5)
и решая в отношении Т, находим
7’= {(~AGMgSi0,EO2~ aAGFeCr2O4 ~₽AGFeAl2O4 —
AGFeFe2O4 AGFeSi„,EO2 + ° AGMgCr,O4 +
{^OLyCHR i \
XOL xCHR|p
лГе2+ Mg J J
(8)
В этом случае мы вновь допускаем идеальное
поведение твердых растворов и не учитываем
влияние давления. Если бы нам были известны
значения AG° для уравнений (7) и (8), можно
было бы рассчитать температуру образования
пар оливин — хромит данного состава или
составы фаз, которые должны находиться в рав-
новесии при данной температуре.
Экспериментальные данные. За последние
несколько лет появилось большое число дан-
ных по свободным энергиям образования ко-
нечных членов твердых растворов оливинов и
хромитов. В табл. 7 приведены результаты
определения соответствующих величин при тем-
пературах, отвечающих интервалу кристалли-
зации базальтовой магмы, а также погрешности
измерений свободных энергий образования.
Если величины из табл. 7 и значение R,
равное 1,987 кал/моль • град, подставить в урав-
нение (8), то получим
5580а + 1018Р -17206 + 2400_________
0-90а-(- 2.56Р — 3,086—1,47-J-1,987 In Кдм _Fe2+'
(9)
59
Таблица 7
Свободные энергии образования конечных членов оливинов и хромитов
Соединении Свободные энергии обра- зования из окислов, кал/моль Температурный интервал, ° К Литературный источник
MgSio.sOa FeSi’o.sOe FeCr2O4 MgCr2O4 FeAl2O4 MgAl2O4 FeFe2O4 MgFe2O4 —6,900 Ь 0,237 ±300 —4,500+1,77 —15,850 ± 2,607 ± 700 —10,270 + 1,77 + 500 -7.918+1,467 ±1200 —6,900—1,17 ± 300 —4,030—2,767 ± 250 —5.750 + 0,327 ±400 1200—1600 1273—1423 1273—1773 1000—1500 1550—1750 1273—1673 1100—1700 1100—1700 King et al (1967) Schwerdtfeger, Muan (1966) Новохатский и Ленев (1966) Tretjakow, Schmalzried (1965) McLean, Ward (1966) Rosen, Muan (1966) Tretjakow, Schmalzried (1965) » » »
Наблюдаемые соотношения. Температуры
равновесий, рассчитанные с помощью уравне-
ния (9) с использованием мольных долей трех-
валентных катионов из табл. 2 и 3 и значений
In -KbMg_Fe2+ из табл. 5, приведены в табл. 8,
где указаны также рассчитанные погрешности
их определения. Вычисленные значения по-
грешностей отвечают максимальным ошибкам
определения Т, вносимым погрешностями опре-
делений Mg и Fe2+ в хромите и оливине, а так-
же Сг, А1 и Fe3+ в хромите. Интервал неопре-
деленности колеблется от ±46 до ±160° в за-
висимости от примененных аналитических ме-
тодов.
Таблица 8
Номинальные температуры образования
сосуществующих оливин-хромптовых пар
в хромититовых зонах G и Н
Зона II Зона G
Номер образца Темпера- тура, °C Номер образца Температу- ра, °C
55MV-56 1398 + 146 55C-la 977 ± 101
55MV-55 1228 ± 87 55C-lb 1068+107
55MV-55a 1336 ± 94 55C-3 978 ± 68
55MV-54b 1231± 90 55C-4 970 + 68
55MV-54a 1275 + 88 55C-5 941 + 72
55MV-53 1181 ±88 55C-6 743 ±87
55MV-52 1427 ±148 55C-7ab 1014 ± 74
55MV-51 1260 ±130 55C-10 1024 ± 50
55MV-50 1246 + 98 55C-11 1118 ±55
55MV-49 1274 ±47 55C-15ab 956 + 56
55MV-48b 1246 + 97 55C-17 903 ±46
55MV-48a 1396 ±120 55C-18-19 960 ± 48
55MV-46 1272 ±100 55C-22 922 ± 97
55MV-45b 1275 + 113 55C-26 1033 ±70
55MV-45a 1381 ±120 55C-27 1068 + 71
55MV-41 1273 + 134 55C-30 1274 +135
55MV-40 1110 ±65 55C-31 1438 ± 160
55C-32 1253 ±124
Другим источником весьма существенных
ошибок, вносимых в определения температур,
приведенных в табл. 8, являются погрешности
измерения величин свободных энергий. Вероят-
ная максимальная ошибка определения темпе-
ратуры с учетом погрешности измерения одних
только свободных энергий образования компо-
нентов шпинели может достигать ±300с, а учет
погрешностей измерения свободной энергии
оливина приведет к дальнейшему возрастанию
этой величины. Тем не менее эти погрешности
не столь велики, чтобы направление реакции
(1) могло измениться на обратное. Поэтому
уточнение на основе будущих исследований
значений, приведенных в табл. 8, может смес-
тить все эти величины в сторону увеличения
или уменьшения, однако разности между ними
изменятся незначительно.
Вычисленные значения температур для зоны
Н колеблются от 1100 до 1300° С. Максималь-
ные температуры для зоны G получаются, как
и для зоны Н, выше 1300° С, но нижний предел
спускается в этом случае до значительно более
низких температур. Самые высокие рассчи-
танные значения температур представляются
вполне приемлемыми для базальта, кристалли-
зующегося на глубине свыше 8 км, но разброс
температур является гораздо большим ликви-
дусного интервала базальта Килауэа (Peck,
Wright, 1966). Принимая во внимание возмож-
ные погрешности в определениях свободных
энергий, целесообразно рассматривать значе-
ния температуры в табл. 8 как номинальные
величины.
Независимо от точности определения абсолют-
ных значений температур различия между
ними вполне значимы с точки зрения данных
по свободным энергиям. При допущении
идеального поведения рассматриваемых фаз
можно сделать заключение, что породы зоны II
в основном кристаллизовались при более высо-
ких температурах, чем породы зоны G.
60
Номинальные температуры образования про-
анализированных пар оливин — хромит пока-
заны в зависимости от стратиграфического поло-
жения соответствующих слоев на рис. 31. Боль-
шие различия рассчитанных температур для
слоев, отстоящих друг от друга всего на не-
сколько футов, свидетельствуют о том, что
если фазы, участвующие в реакции (1), явля-
ются идеальными, то повторное установление
равновесия между кумулятивными оливинами
и хромитами не происходило ни на позднемаг-
матической стадии, ни в ходе последующего
метаморфизма. Таким образом, если сделанные
ранее предположения относительно одновремен-
ности кристаллизации и кумулятивного харак-
тера рассматриваемых двух минералов верны,
то величины, отложенные по горизонтальной
оси рис. 31, должны характеризовать темпера-
туры ликвидуса для оливин-хромитовой котек-
тики, а вертикальная ось должна соответство-
вать направлению времени. Образцы из ниж-
ней части зоны Н, возможно, кристаллизова-
лись при постоянной температуре или темпера-
тура могла незначительно падать к концу
процесса в пределах ошибки использованных
аналитических методов. Однако вычисленная
температура для образца из основания верх-
ней части зоны Н свидетельствует о падении
температуры в ходе кристаллизации этой пачки.
Аналогичная и значительно более отчетливо
выраженная картина наблюдается для зоны G,
в которой можно выделить по меньшей мере
две части, разделенные участком обратного
хода температуры. В обеих частях зоны G
оливинсодержащие слои непосредственно под
массивными хромититами или обогащенными
хромитом породами характеризуются несколько
более высокими рассчитанными температурами
пли близкими к 1275° С, далее происходит
быстрое падение температуры, после чего она
относительно стабилизируется. Интересно отме-
тить, что катионные доли Mg в хромите из хро-
митовых кумулятов в общем понижаются в пре-
делах выделенных на рис. 31 подзон (см.
табл. 2 и 3).
Температуры магм неразрывно связаны с их
составом, и поэтому мы склонны интерпретиро-
вать общую картину, иллюстрируемую рис. 31,
как результат падения температуры и одновре-
менного обогащения железом четырех слабо
различных базальтовых жидкостей. Мы не
считаем подзоны ранее невыделенными цикличе-
скими пачками, но полагаем, что они могут
отвечать периодам локального конвекционного
притока новых порций горячей магмы в зону
кристаллизации.
Ирвайн (Irvine, 1965) предложил другой,
очень интересный способ применения термо-
1100 Ш 1300 9001000110012001300
Температура.°C Температура °C
Рпс. 31. Вариации в стратиграфическом разрезе номи-
нальных температур формирования хромит-оливино-
вых пар в хромититовых зонах G и Н.
Вертикальные размеры прямоугольников отвечают мощностям
слоев, горизонтальные размеры — соответствуют максимальным
погрешностям оценки температур, связанным с аналитическими
ошибками
динамических данных к парам оливин — хро-
мит. Он рассчитал эквипотенциальные поверх-
ности, которые представляют собой теоретиче-
ские составы возможных равновесных ассоциа-
ций при данных температуре и давлении, и
нанес эти поверхности в виде контуров внутри
призмы состава шпинелей (Stevens, 1944; Tha-
yer, 1946). Эквипотенциальные поверхности
Mg—Fe2+ могут быть рассчитаны посредством
подстановки соответствующих значений
в уравнение (8) и решения этого уравнения в
отношении X™ при некоторой фиксирован-
ной температуре и отношениях содержаний
трехвалентных катионов, при этом отношения
коэффициентов активности, как и прежде, счи-
таются равными единице. На рис. 32 построена
эквипотенциальная поверхность Mg—Fe2+ для
сосуществующих оливина и хромита при номи-
нальной температуре 1280° С (средняя рассчи-
танная температура образования для образцов
зоны 1Г) с использованием значений свободной
энергии из табл. 7. Три плоскости, обозначен-
ные отношениями Mg/(Mg -f- Fe2+)OL, равными
0,90, 0,50 и 0,10, представляют катионные доли
магния во всех хромитах, которые могут сосу-
ществовать при температуре 1280° С с оливи-
нами трех упомянутых составов. Действитель-
ный интервал составов хромита, с которым мы
имеем дело в настоящей работе (см. табл. 2 и 3),
6
Рис. 32. Теоретическая конфигурация эквипотенци-
альных поверхностей Mg—Fe2+ в призме составов
шпинели при 1280° С.
Изогнутые поверхности отвечают катионным долям Mg в шпине-
лях, находящихся в равновесии с оливинами указанных соста-
вов 1280° С. Наклоненный цилиндр отвечает общему интервалу
составов хромита, с которым мы имели дело в настоящей работе
Рис. 33. Теоретическая конфигурация эквипотенци-
альных поверхностей Mg—Fe2+ в призме составов
шпинели при 1000° С.
Изогнутые поверхности отвечают катионным долям Mg в шпине-
лях, находящихся в равновесии с оливинами указанных составов
при 100° С. Наклоненный цилиндр отвечает общему интервалу
составов хромита, с которыми мы имели дело в настоящей
работе
приблизительно отвечает наклоненному цилинд-
ру, который также показан на рис. 32. На
рис. 33 показана конфигурация аналогичной
эквипотенциальной поверхности при 1000° С,
т. е. при температуре, которая в пределах
аналитических ошибок не отличима от рас-
считанных температур для 11 из 18 образцов
из зоны G (см. табл. 8). Очевидно, что все три
поверхности смещаются с понижением темпе-
ратуры вправо или, говоря иначе, оливин
с данной катионной долей магния будет нахо-
диться в равновесии с более железистой шпи-
нелью при более низких температурах.
Сопоставление теоретических составов оли-
вина, рассчитанных из данных по свободным
энергиям, с действительно наблюдаемыми соста-
вами оливинов, которые сосуществуют с хроми-
тами в зонах G и Н, может быть проведено
с помощью проекций обеих величин на внутрен-
ние плоскости шпинельной призмы. Набор
подобных проекций для хромититовой зоны Н
показан на рис. 34, 35 и 36. На этих рисунках
показаны плоскости, выходящие из трех раз-
личных углов призмы и проходящие через
центр цилиндра, показанного на рис. 32 и 33.
Пересечения и отдельные точки были затем
62
спроектированы посредством вращения на эти
три секущие плоскости призмы, изображенной
на небольших вставках на соответствующих
рисунках. Преимущество проекций подобного
рода перед проекциями на грани призмы со-
стоит в том, что катионные доли Cr, А1 и Fe3+
могут быть сняты непосредственно с координат-
ных осей проекции. Аналогичный набор проек-
ций для образцов зоны G приведен на рис. 37,
38 и 39. Для зоны Н наблюдается высокая
степень совпадения рассчитанных и наблюдае-
мых составов оливина. Для зоны G согласован-
ность также является довольно хорошей, но,
как и следовало ожидать, образцы, вычислен-
ная температура образования которых превы-
шает 1000° С, отклоняются влево от рассчитан-
ных положений на рис. 37, 38 и 39, а образцы
с температурой образования ниже 1000° С от-
клоняются вправо. Эти совпадения рассчитан-
ных и наблюдаемых величин позволяют сделать
заключение, что независимо от правильности
исходных предположений, принятых при вы-
воде теоретических соотношений между соста-
вами оливинов и хромитов, наблюдаемые дан-
ные как будто подчиняются простой термоди-
намической модели.
ЭКОНОМИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ
ПРОВЕДЕННЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
В районе Маунтин Вью добыто почти 5 млн. т
хромитовой руды, давшей 1 млн. т хромитового
концентрата с содержанием Сг2О3 свыше
38,5 вес.%. В прошлом решение относительно
продолжения разработки висячих боков хро-
митовых зон основывалось на результатах
непрерывного опробования. Следует указать,
что подобное опробование является не только
дорогостоящим, но и небезупречным; некото-
рые слои оливиновых хромититов, изученные
в ходе данной работы, содержат до 30 вес. %
Сг2О3, в то время как чистый хромит содержит
36,5 вес. % Сг2О3. Однако руды этого типа не-
возможно довести посредством дробления до
необходимой кондиции. Отсюда вытекает необ-
ходимость оценки состава чистого хромита из
различных слоев хромититовых зон. Данные,
полученные в настоящей работе, можно непо-
средственно использовать для подобных оценок.
СОСТАВ ХРОМИТОВ ИЗ ЗОН G И Н
Хромитовые кумуляты. Слои в которых хромит
является единственным кумулятивным минера-
лом, залегают только в основании зоны Н.
Чистый хромит в них имеет почти постоянный
состав (см. рис. 21 и 23). Однако горизонты
хромитовых кумулятов отмечаются и в зоне G,
но состав хромита в них тесно связан со страти-
графическим положением. Состав может быть
довольно точно определев посредством измере-
ния расстояния от слоя до основания зоны с по-
следующим сравнением с данными рис. 22 и 24.
Хромит-оливиновые и оливин-хромитовые ку-
муляты. Присутствие оливина в хромититовых
слоях не только приводит к снижению качества
руды вследствие чисто физического разбавле-
ния, но и изменяет состав хромита. Оценку
состава хромита в оливинсодержащих слоях
можно произвести на основе сравнения долей
кумулятивного хромита и оливина в данном
слое с полученными нами результатами. Для
слоев из зоны Н доля кумулятивных минералов
может быть отложена по ординате (см. рис. 29),
а катионные доли Mg как в хромите, так и в
оливине могут быть сняты с абсциссы посред-
ством проекций соединительной линии, име-
ющей наклон, отвечающий ^DMg_Fe2+ = 7,4.
Полученные таким образом катионные доли
магния можно использовать для оценок катион-
ных долей Fe3+, Al и Сг с помощью данных
рис. 34, 35 и 36. Проведение аналогичных
оценок для зоны G усложняется из-за вариаций
рассчитанных температур, однако можно до-
стичь хорошего приближения, если для образ-
цов, лежащих ниже основания зоны G, исполь-
зовать кривые для зоны Н, а для вышележащих
образцов использовать рис. 30, 37, 38 и 39.
ОЦЕНКИ СОСТАВА ХРОМИТА В ДРУГИХ РАЙОНАХ
Комплекс Стилуотер. Поскольку состав хро-
мита в основании различных зон изменчив в го-
ризонтальном направлении так же, как и между
стратиграфическими зонами (Jackson, 1963),
то, по-видимому, окажется необходимым уста-
новить распределение катионных долей в ходе
изучения составов оливинов и хромитов для
каждого данного района. Можно надеяться,
что подобные исследования позволят установить
более общие закономерности.
Бушвельдский комплекс и Великая Дайка.
Принимая во внимание чрезвычайно сходную
структуру и литологию Бушвельда, Великой
Дайки и интрузии Стилуотер (Jackson, 1967),
а также очень большое сходство изменений
состава хромита в горизонтальном направле-
нии и от слоя к слою (Jackson, 1963), можно
предположить, что изучение комплексов Афри-
ки приведет к результатам, весьма сходным
с данными, полученными в настоящей работе.
В частности, было бы весьма интересным про-
верить гипотезу о том, что специфические сдво-
енные хромититовые слои Бушвельдского ком-
плекса, например Стилпоортский ведущий
пласт (Cameron, Emerson, 1959), и аналогич-
ные особенности Великой Дайки (Worst, 1960)
указывают на обратный ход изменения соста-
вов хромита, как это имеет место в комплексе
Стилуотер.
ПРИЛОЖЕНИЯ
ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ
К РЕШЕНИЮ ДРУГИХ ПРОБЛЕМ
ПАРЫ ОЛИВИН — ХРОМИТ
КАК ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ТЕРМОМЕТРЫ
Оценка температур образования на основе полу-
ченных составов сосуществующих оливина и
хромита зависит от следующих факторов:
1) независимых доказательств того, что со-
существующие минералы представляют собой
равновесные ассоциации;
2) предположения, что отклонение отноше-
ния коэффициентов активности от единицы для
конечных членов оливина и хромита невелико;
3) погрешности в определении свободных
энергий для конечных членов шпинели и оли-
вина;
4) предположения, что изменение общего дав-
ления оказывает незначительное влияние на
величины свободных энергий;
63
мд (Сг Д1)204
мд/(мд+Ре+г)
В хромите
Fe(CrAl)204
Рис. 34, 35, 36. Сравнение теоретических и наблю-
даемых составов оливина и хромита в хромнтитовой
зоне Н.
В хромиfife
Изогнутые линии являются местами пересечения теоретичес-
ких эквипотенциальных поверхностей Mg — Fe2+ для оливина с
катионными долями Mg, равными 0,900, 0,850, 0,800 при 1280°С.
Числа рядом с точками показывают наблюдаемые катионные
доли Mg в оливине, сосуществующем с хромитом, для каждой
данной точки. На вставках показано положение плоскостей,
на которые проектируются полученные данные; затененные
участки отражают положение данных фигур на этих плоскостях
5) ошибки в определении химических со-
ставов сосуществующих минералов.
Среди всех этих ограничений наиболее серьез-
ным является допущение идеальности, поэтому
крайне желательно получение эксперименталь-
ных данных по активностям компонентов в оли-
вине и хромите. Даже при допущении, что эти
фазы ведут себя идеально, или почти идеально,
погрешности в определении значений свобод-
ных энергий дадут ошибку в определении
температуры свыше ±300°, откуда вытекает
необходимость дальнейших уточнений свобод-
ных энергий и изменений активностей в зависи-
мости от температуры и давления для получе-
ния надежных значений температуры. С другой
стороны, погрешности вычисленных темпера-
тур, связанные с ошибками химических анали-
зов, могут быть уменьшены вплоть до ±46°
(см. табл. 8).
OJO - Л
▼ 0,900 0.850 0.800
♦ Mg/(Mg+4«) to LSuho8
005 ----------1------1---1—-------Ll------1----1_
060 0,50 0.90 0.30 0,20
Mg (CrAl)204
Mg/(Mg+Fe+2)
В хромите
Fe(CrAl)2O4
Рис. 37, 38, 39. Сравнение теоретических и наблюда-
емых составов оливина и хромита в хромититовой
зоне G.
Изогнутые линии являются местами пересечения теоретических
эквипотенциальных поверхностей Mg — Fe2+ для оливина
с катионными долями Mg, равными 0,900, 0,850, и 0,800 при
1000° С. Числа рядом с точками показывают наблюдаемые
катионные доли Mg в оливине, сосуществующем с хромитом,
для каждой данной точки. На вставках показано положение
плоскостей, на которые проектируются полученные данные;
затененные участки показывают положение данного графика на
этих плоскостях
АКТИВНОСТИ КОМПОНЕНТОВ
СТИЛУОТЕРСКОЙ МАГМЫ
Связать составы сосуществующих оливипа и
хромита с составом магмы, из которой они кри-
сталлизовались, оказывается возможным. Об-
щий состав стилуотерской магмы может быть
приближенно выяснен посредством изучения
краевых закаленных пород, и поскольку стра-
тиграфия кумулятов хорошо известна, измене-
ния состава с течением времени могут быть
оценены посредством вычитания содержаний
элементов в кумулятивных минералах. Отсюда
вытекает возможность выявления пределов
коэффициентов активности и номинальных ак-
тивностей некоторых компонентов этой магмы,
а поскольку степень окисленности сильно
варьирует, можно выяснить изменение лету-
чести кислорода во времени.
5 Запав 164
Новохатский И. А., Лен ев Л. М. 1966.
Термодинамические свойства Сг2О3 и FeCr2O4 при вы-
соких температурах. «Журнал неорганической химии»,
т. 11, сс. 2014—2020.
Bartholome Paul. 1962. Iron — magnesium
ratio in associated pyroxenes and olivines; in Petrolo-
gic Studies: Geol. Soc. America Buddington Volume,
pp. 1—20.
Benner R. L. and Kenworthy H. 1966.
The thermodynamic properties of the ZnO—Fe2O3—
Fe3O4 system at elevated temperatures: U. S. Bur. Mi-
nes Rept. Inv. 6754, 44 p.
Cameron E. N. and Emerson M. E. 1959.
The origin of certain chromite deposits of the eastern
part of the Bushveld Complex: Econ. Geol., v. 54, pp.
1151—1213.
Denbigh, Kenneth. 1964. The Principles
of Chemical Equilibrium, with Applications in Chemi-
stry and Chemical Engineering: Cambridge Univ. Press,
Cambridge, 491 p.
D innin J. 1. 1959. Rapid analysis of chromite
and chrome ore: U. S. Geol. Survey Bull. 1084-B, pp. 31 —
68.
Hess H. H. 1960. Stillwater igneous complex —
a quantitative mineralogical study, Montana: Geol.
Soc. America Mem. 80, 230 p.
Howland A. L., Garrels R. M. and J о-
n e s W. R. 1949. Chromite deposits of the Boulder
River area, Sweetgrass County, Montana: U. S. Geol.
Survey Bull. 948-C, pp. 63—82.
Irvine T. N. 1965. Chromian spinel as a petro-
genetic indicator; Pt. 1. Theory: Canadian Jour. Earth
Sciences, v. 2, pp. 648—672.
Jackson E. D.' 1960. X-ray determinative curve
for natural olivine of composition Fo8o-bo: U. S. Geol.
Survey Prof. Paper 400-B, pp. B432—B434.
Jackson E. D. 1961. Primary textures and mi-
neral associations in Ultramafic zone of the Stillwater
Complex (Montana): U. S. Geol. Survey Prof. Paper
358, 106 p.
Jackson E. D. 1963. Stratigraphic and late-
ral variation of chromite composition in the Stillwater
Complex: Miniralog. Soc. America Spec. Paper 1, pp. 46—
54.
Jackson E. D. 1967. Ultramafic cumulates in
the Stillwater, Great Dyke, and Bushveld intrusions:
in Ultramafic Rocks; edited by P. J. Wyllie, John Wi-
ley and Sons, New York, pp. 19—38.
Jackson E. D. 1968. The Stillwater chromite
district, Montana; in Ore Deposits of the United States
1933—1965; edited by J. D. Ridge: A. I. M. E., Uni-
versity Park, Penn., pp. 1495—1510.
Jackson E. D., D i n n i n J. I. and Bast-
ron Harry 1960. Stratigraphic variation of chro-
mite composition within chromitite zones of the Still-
water Complex, Montana (abs.): Geol. Soc. America
Bull., v. 71, 1896 p.
Jones W. R., Peoples J. W. and H о w-
land A. L. 1960. Igneous and tectonic structures
of the Stillwater Complex, Montana: U. S. Geol. Sur-
vey Bull. 1071-H, pp. 281—340.
' King E. G., В a r a n у R., Weller W. W.
and Pankratz, L. B. 1967. Thermodynamic pro-
perties of forsterite and serpentine: U. S. Bur. Mines
Rept. Inv. 6962, 19 p.
Kretz Ralph. 1961. Some applications of ther-
modynamics to coexisting minerals of variable compo-
sition — Examples, orthopyroxene — clinopyroxene and
orthopyroxene-gamet: Jour. Geology, v. 69, pp. 361 —
387.
Kretz Ralph. 1964. Analysis of equilibrium
in garnet — biotite sillimanite gneisses from Quebec:
Jour. Petrology, v. 5, p. 1—20.
McLean A. and Ward R. G. 1966. Themo-
dynamics of hercynite formation: Jour. Iron Steel Inst.
(London), v. 204, pp. 8—11.
Mueller R. F. 1961. Analysis of relations among
Mg, Fe, and Mn in certain metamorphic minerals: Geo-
chim. et Cosmochim. Acta, v. 25, pp. 267—296.
Mueller R. F. 1964. Theory of the equilibria
between complex silicate melts and crystalline solu-
tions: An. Jour. Sci., v. 262, pp. 634—652.
Peck D. L. and W r i gn t T. L. 1966. Expe-
rimental studies of molten basalt in situ (abs.): Geol.
Soc. America, Ann. Mtg., San Francisco, Calif. Pro-
gram, pp. 158—159.
Ramberg Hans and DeVore G. W. 1951.
The distribution of Fe++ and Mg++ in coexisting oli-
vines and pyroxenes: Jour. Geology, v. 59, pp. 193—210.
Rosen Erik and Muan Arnulf. 1966.
Stability of MgAl2O4 at 1400° as derived from equili-
brium measurements in CoA12O4 — MgAl2O4 solid so-
lutions: Jour. Am. Ceramic Soc., v. 49, pp. 107—108.
Schwerdtfeger Klaus and Muan Ar-
nulf. 1966. Activities in olivine and pyroxenoid so-
lid solutions of the system Fe—Mn—Si—О at 1150° C:
Trans. Metallurgical Soc. A. I. M. E., v. 236, pp. 201—
211.
Singer James. 1964. Elements of numerical ana-
lysis: Academic Press, N. Y-, 395 p.
Stevens R. E. 1944. Composition of some chro-
mites of the western hemisphere: Am. Mineralogist,
v. 29, 134 p.
Stevens R. E., Chodos A. A., Havens
R. G., G о d i j n E. and Neil S. T. 1960. Combi-
nation of gravimetric and spectrographic methods in
the analysis of silicates: U. S. Geol. Survey Prof. Paper
400-B, pp. B499—B501.
Thayer T. P. 1946. Preliminary chemical corre-
lation of chromite with the containing rocks: Econ. Geol.,
v. 41, pp. 202—217.
Tretjakow J. D. and S c h m a 1 z r i e d H.
1965. Zur Thermodynamic von Spinellphasen: Berichte
der Bunsenges. Physik. Chem., v. 69, pp. 396—402.
Worst B. G. 1960. The Great Dyke of Southern
Rhodesia: Southern Rhodesia Geol. Survey Bull. 47,
239 p.
ПЕРВИЧНЫЕ ОКИСНЫЕ МИНЕРАЛЫ
В РАССЛОЕННОЙ СЕРИИ ИНТРУЗИВА МАСКОКС
При изучении происхождения магматических
окисных месторождений важно знать возмож-
ности фракционной кристаллизации (в строгом
смысле) как механизма концентрирования ве-
щества, так как это, по-видимому, наиболее
распространенный процесс, приводящий к диф-
ференциации при затвердевании магмы. Теоре-
тические аспекты фракционной кристаллиза-
ции и доказательства проявления этого процесса
при формировании изверженных пород при-
ведены в работах Боуэна (Bowen, 1914—1928)
и его коллег. Эти положения нашли в дальней-
шем убедительное подтверждение в экспери-
ментальных исследованиях равновесий кри-
сталлы — расплав в многочисленных синтети-
ческих и природных системах, а также при
петрологическом изучении изверженных пород,
из которых наиболее выдающимися являются
работы Уэйджера, Дира и их сотрудников по
Скэргаардской интрузии (Wager, 1939—1960).
Однако интрузии, в которых распределение
окисных минералов определяется в основном
фракционной кристаллизацией, относительно
редки, и с этой точки зрения интрузив Маскокс
представляет интерес для настоящей моно-
графии. Этот интрузив, представляющий собой
большое стратиформное тело ультраосновных,
габброидных и гранофировых пород, подвергся
чрезвычайно ярко выраженной кристаллиза-
ционной дифференциации и содержит замет-
ные (хотя и непромышленные) количества хро-
мита, магнетита и ильменита в качестве пер-
вично осаждавшихся минералов. Буровые сква-
жины пересекают интрузив от кровли до по-
дошвы (Findlay, Smith, 1965), что позволяет
провести точное стратиграфическое изучение
кристаллизационной дифференциации. В на-
стоящей работе описываются результаты изу-
чения концентрационных и кристаллизационных
взаимоотношений между окисными минералами.
ОБЩИЕ ОСОБЕННОСТИ
И ИСТОРИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ
ИНТРУЗИВА МАСКОКС
Интрузив Маскокс расположен в меднорудном
районе северо-западной территории Канады
примерно в 90 милях к востоку от Большого
Медвежьего озера (Smith, Irvine, Findlay,
1966). Он представляет собой вытянутое тело
северо-северо-западного простирания, обнажен-
ное на протяжении 74 миль (рис. 40). Абсо-
лютный возраст интрузии составляет прибли-
зительно 1200 млн. лет., и она внедрялась
непосредственно под несогласный контакт между
раннепротерозойским комплексом метаморфи-
ческих и гранитных пород основания и отно-
сительно недеформированной среднепротеро-
зойской толщей песчаников, доломитов и ба-
зальтов. Стратиграфическая мощность средне-
протерозойских пород составляет там, гдэ они
перекрывают интрузию, 8000—10 000 футов;
они полого погружаются к северу (5—10°),
причем интрузия вклинивается под их южный
край. Аэромагнитные и гравитационные ано-
малии показывают, что интрузив продолжа-
ется к северу под породами кровли и более
молодыми осадочными образованиями по мень-
шей мере еще на 75 миль, причем гравиметри-
ческие данные указывают, что поперечные
размеры интрузива увеличиваются в этом на-
правлении. Таким образом, современные обна-
жения открывают лишь южное окончание очень
крупного плутона. Южная половина обнажен-
ной части интрузива Маскокс представляет
собой вертикально падающую дайку шириной
500—1800 футов (см. рис. 1). Предполагается,
что эта дайка является окончанием более
обширной питающей системы, протягивающейся
к северу под главным телом плутона. Дайка
состоит в основном из бронзитового габбро,
но на протяжении большей части ее длины
имеется одна или две внутренние пикритовые
полосы, параллельные оси дайки. Местами
бронзитовые габбро закалены близ стенок дайки
и имеют здесь состав насыщенного толеитового
базальта (Smith, Карр, 1963).
К северу от подводящей дайки стенки ин-
трузива падают внутрь в основном под углами
20—35°, и ширина его обнаженной части по-
степенно увеличивается при погружении мас-
сива к северу (см. рис. 40)., Эта часть плутона
представлена двумя краевыми зонами и рас-
слоенной серией. Краевые зоны прилегают
к двум падающим внутрь нижним стенкам
и обычно имеют мощность 400—700 футов.
Внутрь от этих стенок породы обычно переходят
5*
67
Рис. 40. Обобщенная геологическая карта интрузива Маскокс, показывающая расположение главных сква-
жин алмазного бурения
•Руты
Юг
Циклические
Себер
18618
О
ритмы
25
ЮОО
2000
3000
MOO
5000
6000
7000 -
24
23
22
21
20
19
18
17
15
14
3
4
ffiaissa
Дунит
ВебстериЮ
Ортопироксенит
— Пикритовый вебстерит
- Габбро
— Перидотит
— Оливиновый
нлинапиронсенит
рл-Луа-Л-д
il-mt
mt Гранофировое габбро
.VfaCTWA
14
7з
12
II
10
9
8
- - Кварцит кровли
Гранофир
~ Троктолитовый перидотит
Оливиновое габбро
' Оливиновый
клинопиронсенит
Дунит
Оливиновый
клинопироксенит
-Дунит
Перидотит
Полевошпатовый перидотит
Оливин-бронзитовое габбро
---Пикрит
-—Бронзитовое габбро
-------------------Комплекс кристаллического фундамента
• Краевая зона
Богатые хромитом слои
Рис. 41. Разрезы по скважинам интрузива Маскокс, показывающие расположение главных циклических
пачек. Несколько диабазовых даек на разрезах не нанесены, mt — магнетитовая зона; И—mt — ильменит-
магнетитовая зона
от бронзитового габбро (местами закаленного)
через пикриты и полевошпатовые перидотиты
к перидотитам. Подобная последовательность
частично повторяется на ряде участков (рис. 41).
В первом приближении переход от габбро
к перидотиту можно объяснить процессом за-
твердевания базальтовой жидкости интрузии
вблизи нижних стенок и постепенным увели-
чением содержания оливина с подчиненным
хромитом, осаждавшихся из магмы в верхних
частях интрузива.
Расслоенная серия имеет мощность около
6500 футов. Она состоит из 42 слоев (18 раз-
личных типов пород), причем мощность слоев
варьирует от 10 до 1100 футов. Расслоенная
серия образует в целом неглубокую синклиналь,
погружающуюся к северу под углом 4°. От-
дельные слои обычно имеют резкие контакты
и в общем однородный состав. Лишь в ред-
ких случаях в них проявляется мелкомасштаб-
ная ритмичная расслоенность. Как правило,
слои протягиваются непрерывно между двумя
краевыми зонами и, судя по поверхностным
обнажениям и материалам скважин, большин-
ство из них непрерывны вдоль всей длины.
Многие слои занимают площадь свыше
100 миль2.
Породы расслоенной серии являются ти-
пичными кумулятами, т. е. они состоят из
скоплений минеральных зерен, осажденных
из магмы и сцементированных материалом за-
твердевшей интерстициальной жидкости (Wa-
ger, Brown, Wadsworth, 1960). Породы, рас-
слоенной серии обычно представлены в осно-
вании дунитами и переходят через перидотиты,
различные пироксениты и габбро в гранофи-
ровые габбро и местами в гранофиры в самых
верхах разреза. Однако некоторые типы пород
встречаются в различных слоях, причем эти
повторения отвечают различным литологиче-
ским последовательностям. Последние напо-
минают циклические пачки комплекса Стилуо-
тер (Jackson, 1961), поэтому мы использовали
тот же термин для интрузива Маскокс. В рас-
слоенной серии интрузива Маскокс имеется
по меньшей мере 25 циклических пачек.
Нами было показано (Irvine, Smith, 1967),
что последовательность осаждения минералов
и, следовательно, изменение типов пород в пре-
делах циклических пачек Маскокс отражает
порядок фракционной дифференциации магмы
в интрузии. Например, циклическая пачка
дунит — оливиновый клинопироксенит — оли-
виновое габбро вблизи середины расслоенной
серии (циклическая пачка 7, см. рис. 4) от-
вечает последовательности кристаллизации, при
которой оливин появляется первым, затем
к нему присоединяется моноклинный пироксен
Рис. 42. Часть разреза Южной буровой скважины
с циклическими вариациями концентраций Ni, Сг и
хромита.
Данные для хромита основаны на точечных подсчетах в шлифах
и несколько превышают истинные объемные процентные содержа-
ния, так как хромит непрозрачен и размеры его зерен сравнимы
с толщиной шлифа. Исследование полированных шлифов для
тех же образцов дает поправочный коэффициент около 0,6—0,7.
Относительные количества достаточно надежны в пределах
точности аналитического метода
и после этого плагиоклаз. Выше по разрезу
четыре циклические пачки, имеющие последо-
вательность перидотит — ортопироксенит —
вебстерит, образовались посредством осажде-
ния оливина, затем ортопироксена, после этого
ромбического пироксена и, наконец, ромбиче-
ского и моноклинного пироксенов. В этой
последовательности смена оливина ромбиче-
ским пироксеном отражает их перитектические
взаимоотношения при низких давлениях (Bo-
wen, 1914; Andersen, 1915). Имеется также
несколько циклических пачек, состоящих из
одного дунита. Эта цикличность выражается
в виде повторных направленных изменений
в содержании никеля (рис. 42) и отношения
MgO/FeO в породах. Такие закономерности
отражают состав оливина в дуните и подтвер-
ждают, что этот минерал формировался по-
средством кристаллизационной дифференциа-
ции.
Повторение циклических пачек свидетель-
ствует о том, что расслоенная серия интрузива
Маскокс формировалась из ряда отдельных
70
порций магмы. Более того, имеются данные
(Irvine, Smith, 1967) о том, что ранние цикли-
ческие пачки составляют лишь несколько про-
центов (обычно 5—10%) от продуктов кристал-
лизации материнской жидкости, и в этих слу-
чаях сравнение объемов показывает, что ка-
ждая порция жидкости, по-видимому, включала
всю магму, зафиксированную в обнаженной
части интрузии. Таким образом, предполага-
ется, что после формирования каждой цикли-
ческой пачки большая часть частично раскри-
сталлизованной магмы заменялась новой пор-
цией магмы, сходной по составу с предшеству-
ющей ей жидкостью. После этого повторялся
сходный путь кристаллизации. Новая доза
магмы, видимо, поступала с севера, где за-
легает основная необнаженная часть интру-
зива, причем она перетекала в южном напра-
влении в пространстве между кровлей интру-
зива и перекрывающими слоями, накопивши-
мися к тому времени. Старая порция магмы
отжималась к югу и затем выходила на по-
верхность в виде вулканических извержений,
но возможность доказательства этого процесса
отсутствует ввиду эрозии.
Из окисных минералов хромит почти целиком
заключен в богатых оливином ультраосновных
породах в нижней части интрузива, а магнетит
и ильменит в основном залегают в габброид-
ных породах вблизи кровли. Это простран-
ственное разделение находит отражение в раз-
дельном описании и обсуждении особенностей
минералов, но в последнем разделе мы попы-
тались дать синтез наших представлений в от-
ношении образования руд.
ХРОМИТ
ОБЩИЕ ОСОБЕННОСТИ И РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
Хромит из интрузива Маскокс представляет
собой непрозрачную шпинель, содержащую 35—
44% Сг2О3 и характеризующуюся отношениями
Cr/Fe от 0,9 до 1,2. Минерал в двух формах:
1) в виде вкрапленности в количествах 1—3%
в богатых оливином породах — дунитах, пе-
ридотитах полевошпатовых перидотитах и пи-
критах; 2) в концентрированном виде в двух
тонких прослоях в верхней части главного
ультраосновного разреза расслоенной серии.
Обогащенные хромитом прослои имеют мощ-
ность не более нескольких дюймов, но подобно
аналогичным слоям в других стратиформных
интрузиях они весьма устойчивы в горизон-
тальном направлении. Поверхностное карти-
рование и бурение показывают, что они зани-
мают площадь по меньшей мере 40 квадрат-
ных миль.
Вкрапленный хромит не представляет эко-
номического интереса. Абсолютные количества
его, однако, весьма велики, так как содержа-
щие его породы характеризуются чрезвычайно
широким распространением. Обогащенные оли-
вином породы слагают большую часть краевых
зон, а в пределах расслоенной серии суммарная
стратиграфическая мощность подобных пород
составляет приблизительно 4 тыс. футов. В об-
щем они слагают примерно две трети обнажен-
ной части интрузива.
Вкрапленный хромит весьма важен и для
выявления кристаллизационных взаимоотно-
шений. Наличие этой формы хромита является
общим случаем, в то время как слои с высокой
его концентрацией возникают в особых усло-
виях.
ВКРАПЛЕННЫЙ ХРОМИТ
Структурные особенности и модальное рас-
пределение. Вкрапленный хромит обычно об-
разует грубо октаэдрические кристаллы раз-
мером 0,05—0,15 мм. Большая часть из них
выполняет интерстиции между кумулятив-
ными зернами оливина, но небольшое число
мельчайших кристаллов хромита обычно встре-
чается внутри оливина, являясь, по-видимому,
включениями самых ранних выделений. Кри-
сталлы хромита в интерстициях захватываются
интеркумулятивными зернами пироксена и пла-
гиоклаза, цементирующими кумулятивные вы-
деления.
По-видимому, наиболее интересной особен-
ностью вкрапленного хромита является одно-
родность его распределения в оливиновых ку-
мулятах. Он встречается в этих породах по-
всеместно, за исключением базальных частей
некоторых горизонтов. Как правило, он сла-
гает 1—3% объема породы, а весовое отношение
хромита к оливину приближается к 2 : 98.
Кристаллизационные взаимоотношения. Опи-
санные выше особенности вкрапленного хро-
мита, по-видимому, свидетельствуют о том,
что он представляет собой кумулятивную фазу,
кристаллизовавшуюся и накапливавшуюся од-
новременно с оливином. Распределение и га-
битус хромита согласуются с такой интерпре-
тацией, а отношение хромита к оливину при-
ближенно отвечает отношению, которое должно
получиться при котектической кристаллиза-
ции хромсодержащей шпинели и форстерита
в системе MgO—Сг2О3—SiO2(Keith, 1954; Irvine,
1967). Дальнейшее подтверждение этой точки
зрения можно найти на рис. 42.
На рис. 42 представлены данные для четырех
главных циклических пачек, пересекаемых Юж-
71
ной буровой скважиной. Как отмечалось выше,
эти пачки характеризуются повторением слоев
дунитов и оливиновых клинопироксенитов, а
также циклическими вариациями химического
состава, как это иллюстрируется на примере
никеля. Будет показано, что содержания хро-
мита в породах (и, следовательно, концентра-
ция хрома в дунитах) также подвержены цик-
лическим вариациям. Уменьшение содержания
хромита вверх по разрезу в циклических пачках
5 и 6 можно объяснить по аналогии с поведе-
нием никеля действием фракционной кристал-
лизации. Представляется, что в ходе образова-
ния этих пачек новые порции магмы посте-
пенно обедняются хромом*, вследствие чего
хромит кристаллизуется все в меньших и мень-
ших количествах. Наиболее высокие концен-
трации составляют 4%.
Если данные о крупномасштабной однородно-
сти и локальных циклических вариациях рас-
пределения хромита достоверны, то формиро-
вание дунитовых и перидотитовых слоев должно
представлять собой в общем случае стацио-
нарный процесс, в результате которого оливин
и хромит накапливаются с такой же скоростью,
как и кристаллизуются, и, следовательно,
отношения их содержаний остаются постоян-
ными. Стационарное накопление характерно
и для слоев другого типа в интрузиве Маскокс
(Irvine, Smith, 1967), но данный случай пред-
ставляет особый интерес, так как хромит обла-
дает значительно более низкими скоростями
осаждения, чем оливин.
Рисунок 42 иллюстрирует также другую
особенность кристаллизации хромита в интру-
зиве Маскокс: хромит отсутствует в горизон-
тах с кумулятивным пироксеном — в оливи-
новых клинопироксенитах и оливиновых габ-
бро. Это является характерной особенностью,
расслоенной серии Маскокса — там, где пиро-
ксен появляется среди осаждающихся фаз,
хромит обычно исчезает в пределах несколь-
ких следующих футов стратиграфического раз-
реза. Следует отметить, что содержания хрома
не претерпевают резких изменений при пере-
ходе от дунитов к клинопироксенитам, не-
смотря на отсутствие хромита в последних.
Анализ мономинеральных фракций показывает,
что практически весь хром в пироксенитах
и габбро содержится в пироксене, откуда
следует, что после начала кристаллизации
* Обеднение магматической жидкости хромом под-
тверждается сравнением содержаний хрома в дунитах
и в «закаленных» краях интрузива, при предположе-
нии, что последние примерно отвечают составу жид-
кости, из которой происходила кристаллизация ду-
нита. Дунит содержит 4000—12 000 г/т Сг, в то время
как «закаленные» края — только 500—600 г/т.
72
этой силикатной фазы весь хром, содержащийся
в магме, начал захватываться ею, а образование
хромита прекратилось. Другими словами, меж-
ду хромитом и пироксеном существуют реак-
ционные взаимоотношения (Irvine, 1967). Ку-
мулятивный пироксен в породах, представлен-
ных на рис. 3, является авгитом, но аналогич-
ные взаимоотношения наблюдаются и между
хромитом и ромбическим пироксеном в пери-
дотит-ортопироксенит-вебстеритовых цикли-
ческих пачках в более верхних частях расслоен-
ной серии.
Наконец, следует отметить, что содержания
хрома падают вверх по разрезу в оливиновых
клинопироксенитах и оливиновых габбро гори-
зонтов 8 и 9. Это также, по-видимому, связано
с фракционной кристаллизацией, отражая из-
менение состава кумулятивного авгита в за-
висимости от непрерывного обеднения магмы
хромом (Neumann, Mead, Vitaliano, 1954).
БОГАТЫЕ ХРОМИТОМ СЛОИ
Петрографические особенности. Богатые хро-
митом слои залегают в перидотитах непосред-
ственно под ортопироксенитами в двух верх-
них перидотит-ортопироксенит-вебстеритовых
циклических пачках (см. рис. 41 и 43, цикли-
ческие пачки 21 и 22). Как будет показано
ниже, это стратиграфическое положение дает
ключ к выявлению механизма их формирования.
Нижний из двух слоев имеет мощность 1/2—
3/4 дюйма во всех обнажениях при среднем
содержании хромита примерно 50%. В раз-
резе буровой скважины он расположен на 1—
4 дюйма ниже контакта между вмещающим
перидотитом и вышележащим ортопироксени-
том. Циклическая пачка, в которой он зале-
гает, является хорошо выраженной: перидо-
титовый слой имеет мощность 25—65 футов,
а ортопироксенитовый и вебстеритовый гори-
зонты — соответственно 20—25 и 30—35 футов.
Верхний богатый хромитом слой является
в действительности серией слоев. В местах
наилучшего развития он представлен массив-
ной четырехдюймовой полосой с содержанием
хромита 50—70% и несколькими тонкими по-
лосками этого минерала, а также обильным
вкрапленным хромитом на протяжении 6—8
дюймов. В разрезе Северной буровой сква-
жины эта зона представлена двумя слоями мощ-
ностью 1/2 и 2 дюйма, разделенными перидо-
титом мощностью в 1 фут. В разрезе Восточ-
ной буровой скважины также появляются две
отдельные полосы, разделенные перидотитом
мощностью 6 дюймов, а в буровой скважине
18618 вся зона имеет мощность всего 1 дюйм
и состоит из полудюймовой полосы и двух
тонких прослоев скопления шпинели. Во всех
случаях верхняя часть богатой хромитом зоны
является основанием ортопироксенитового го-
ризонта. Ортопироксенит имеет мощность 10—
25 футов, а вышележащий вебстерит — 35—
40 футов. В противоположность этому пери-
дотитовый слой, включающий богатую хро-
митом зону, имеет весьма малую мощность —
4 фута в районе Северной скважины, 1,5 фута
в районе Восточной скважины, 1 фут в районе
скважины 18618.
Хромит в рудных горизонтах обычно встре-
чается в виде мельчайших октаэдрических
кристаллов, форма и размер которых сходны
с зернами хромита из оливиновых кумулятов.
Однако в местах максимальной концентрации
хромита он становится более грубозернистым,
зерна его принимают простые полигональные
очертания вследствие того, что они мешают
друг другу при росте. Эта особенность сви-
детельствует об укрупнении кристаллов за
счет перекристаллизации после осаждения. Ку-
мулятивный оливин из богатых хромитом слоев
и в непосредственной близости от них более
мелкозернист, чем в перидотитах из той же
циклической пачки. Эти особенности важны
для понимания генезиса хромитовых концен-
тратов и обсуждаются в следующих разделах.
Упомянем две другие особенности богатых
хромитом прослоев.
1. С этими слоями, как правило, ассоциирует
грубозернистый пироксен-плагиоклазовый пег-
матоид. Зерна минералов в них обычно имеют
размеры в несколько сантиметров, а не милли-
метров или долей миллиметров, как в случае
кумулятивных кристаллов. Местами грубо-
зернистые минералы образуют небольшие ско-
пления, которые смещают и нарушают хроми-
товые полосы. Чаще, однако, они обволаки-
вают осажденные кристаллы, и распределение
хромитовых зерен внутри них свидетельствует
о том, что они интенсивно замещали оливин.
Замещение оливина пироксеном также весьма
обычно в тонком перидотитовом слое, включа-
ющем верхнюю богатую хромитом зону.
2. Сульфидные минералы заметно концент-
рируются в богатых хромитом слоях. Первич-
ные сульфиды, в основном халькопирит и
пирротин, образуют редкую вкрепленность (в
виде неправильных интерстициальных зерен
и агрегатов) на протяжении всей расслоенной
серии, но вблизи хромитовых слоев их коли-
чество достигает 1—5%, а иногда они образуют
гнезда в несколько сантиметров в поперечнике.
Местами в наиболее мощном слое они образуют
эллипсоидальные глобули длиной от 1 до 10 мм.
Как правило, от трети до половины каждой
глобули заняты грубозернистым пироксеном (пи-
роксен в основной массе богатых хромитом
слоев обладает одинаковой с пироксеном из гло-
бул ей оптической ориентировкой), а хромито-
вые зерна по периферии глобули в несколько
раз крупнее, чем обычные хромиты. Принимая
во внимание всю доступную информацию, мож-
но сделать заключение, что сульфиды в данных
слоях являются первичными.
Средний размер зерен
0 0.5 1,0 1,5 2,0 2.5
ДВа пироксена
300
Вебстерит
400 Н
500
600
Дунит
700 ~
Полебошпато-
бый перидотит
'.ОлиВиноВый rL
нлинппироксенит\
ПолеВошпато- 1
Вый перидотит |
Ортопироксенит
-Перидотит—'
Вебстерит
Ортопиронсенит
Вебстерит
Чртопиронсенит
полевошпато-
вый перидотит
Хромит
\Хромит
22
Ортопироксен
^Оливин
Два пироксена
Ортопироисен
-21
р20
Олибин
Оливин
ОлиВин
Два пироксена
Ортопиронсен
s
Е
>19
ооо о Богатый хромитом слой
Рис. 43. Размеры зерен кумулятивных минералов в че-
тырех циклических пачках, пересеченных буровой
скважиной 18618.
Для трех пачек характерна последовательность пород (перидо-
тит— ортопироксенит — вебстерит), отвечающая накоплению
оливина с подчиненным хромитом, ромбического пироксена
и ромбического и моноклинного пироксенов. Большая часть на-
несенных точек основана на систематических измерениях 100—
200 зерен. Размер зерен хромита измерялся детально только
для двух обогащенных хромитом слоев, но установлено, что он
оставался приблизительно постоянным на протяжении пери-
дотитовых слоев, как показано пунктирной линией, отвечающей
0,1 мм. Вертикальный масштаб в двух случаях был растянут
для показа наносимых точек в правильной стратиграфической
последовательности.
Происхождение богатых хромитом слоев. Ме-
ханизм возникновения богатых хромитом слоев
может быть выяснен на основе следующих
наблюдений.
1. Стратиграфическое положение слоев на
контакте между перидотитами и ортопироксени-
тами позволяет сделать заключение, что их
образование было тесно связано с порядком
кристаллизации магмы, особенно со сменой
кристаллизации оливина пироксеном.
2. Размеры зерен, типичные для кумулятив-
ных минералов в циклических пачках, содер-
жащих богатые хромитом горизонты, указы-
вают, что в их формировании проявлялась
73
сортировка материала по удельному весу. Здесь
можно отмстить следующие особенности, ил-
люстрируемые рис. 43:
а) кумулятивный пироксен и большая часть
кумулятивного оливина настолько крупнее хро-
митовых зерен, что несмотря на более высокую
плотность последних, они должны были оса-
ждаться во много раз быстрее (от 10 до 100 раз
согласно расчетам на основании закона Сток-
са *). Единственным исключением является
очень тонкозернистый оливин в богатых хро-
митом слоях и в непосредственной близости
от них. Некоторые из этих зерен, по-видимому,
имели скорость осаждения, близкую к скоро-
сти осаждения хромита;
б) большая часть кумулятивного оливина
под каждой из двух зон хромитового концент-
рата является значительно более крупнозерни-
стой, чем’вышележащий ромбический пироксен.
* Джексон (Jackson, 1961) отметил аналогичную раз-
ницу скоростей осаждения хромита и оливина в ком-
плексе Стилуотер. Отсутствие гидравлического равно-
весия между хромитом и силикатными минералами,
с‘которыми он накаплигался, было, по-видимому, об-
щим условием формирования стратиформных интру-
зий (Cameron/' Emerson, 1959; Worst, 1960).
Средний размер этого оливина равен 1—1,5 мм,
в то время как размер пироксена 0,6—0,8 мм.
Предлагаемая модель процесса иллюстриру-
ется рис. 44. Стадии на этой диаграмме пред-
ставляют хронологическую последователь-
ность событий; на колонках изображены зоны
накопления и осаждения кристаллов.
На стадии 1 соосаждение оливина и хромита
приводит к формированию перидотитового слоя.
На стадии 2 кристаллизация этих минералов
прекращается вследствие появления ромбиче-
ского пироксена, но оставшиеся зерна их про-
должают осаждаться. Оливин как самый круп-
нозернистый минерал осаждается быстрее; та-
ким образом, на стадии 3 последние зерна оли-
вина уже достигли дна магматической камеры,
первые кристаллы ромбического пироксена
прошли только половину пути, а между ними
разбросаны мельчайшие зерна хромита, от-
стающего от оливина. В течение перерыва
в накоплении силикатов будет осаждаться
один хромит, давая слой с высокой концентра-
цией этого минерала (стадия 4). Последующее
осаждение ромбического пироксена (стадия 5)
или ромбического и моноклинного пироксенов
(стадия 6) дает последовательные горизонты
6
3
2
5
1
4
Стадия
Породы
Перидотит
Оливин
Хромит
Клинопироксен
Ортопирансен
Вебстерит
Ортопиронсекит
Хромитит
Рис. 44. Модель образования богатых хромитом слоев.
Модель основана на кристаллизационных взаимоотношениях и кажущихся скоростях погружения кумулятивных минералов
в циклических пачках, включающих подобные слои. Показаны также некоторые структуры, являющиеся результатом интер-
кумулятивной кристаллизации, но стадия, на которой они начинают развиваться, при построении диаграммы не принималась
во внимание. Интеркумулятивный плагиоклаз не показан. Дальнейшие объяснения приведены в тексте
74
ортопироксенита и вебстерита. Предполага-
ется, что в этой модели небольшое количество
хромита осаждается одновременно с пироксе-
ном и включается в нижнюю часть ортопироксе-
нитового слоя (аналогичное распределение хро-
мита характерно для ортопироксенита интру-
зива Маскокс). Можно также ожидать, что
последние зерна хромита будут резорбировать-
ся, а хром будет входить в виде твердого рас-
твора в пироксен.
Необходимо отметить, что оба богатых хро-
митом горизонта интрузива Маскокс приуро-
чены к тем уровням расслоенной серии, где
прекращалось накопление силикатов, что по-
зволило хромиту концентрироваться на очень
широких площадях. Это согласуется с пара-
метрами процесса, отвечающего предлагаемой
модели (порядок кристаллизации и скорости
осаждения присутствующих минералов). В двух
циклических пачках состава перидотит — ор-
топироксенит—вебстерит, в которых отсутству-
ют хромитовые слои, оливин в перидотите
имеет или тот же размер, зерен, что и пиро-
ксен в ортопироксените (см. рис. 43), или он
более тонкозернист. В пачках, дающих последо-
вательность дунит (или перидотит) — оливи-
новый клипопнроксопит, кумулятивный оли-
вин присутствует в обоих типах пород, что сви-
детельствует о непрерывности его осаждения
до и после начала кристаллизации пироксена.
Привлекательной особенностью (рассмотрен-
ной модели является то, что она не включает
предположений о каких-либо особых физиче-
ских или физико-химических явлениях в ходе
кристаллизации магмы. Мы можем только
строить догадки, по какой причине оливин
перидотита, подстилающего богатые хромитом
горизонты, более крупнозернист, чем обычно,
но для целей нашей модели важно лишь то,
что он грубозернист.
Наконец, представляется возможным, что
сульфиды, связанные с богатыми хромитом
горизонтами, концентрировались примерно том
же путем, что и хромит, но не в виде кристаллов,
а в виде мелких капелек существенно сульфид-
ной жидкости. Гнезда сульфидов, рассеянных
в перидотите и пирокссните, могут представлять
собой капельки, которые соосаждались с оли-
вином и пироксеном, однако глобули сульфидов
хромитовых горизонтов могли являться ско-
плениями капелек, которые коалесцировали
и затвердевали после накопления.
Приложения рассмотренной модели. Хотя
модель, иллюстрируемая рис. 44, согласу-
ется с основными особенностями богатых хроми-
том горизонтов, она все же является весьма
идеализированной, вследствие чего необходи-
мо обсудить приложимость этой модели к де-
тальным взаимоотношениям в рассматриваемых
горизонтах.
Во-первых, размер зерен каждого из присут-
ствующих кумулятивных минералов колеблется
в определенных пределах. В частности, в пе-
ридотите под богатыми хромитом горизонтами
наряду с тонкозернистым бывает крупнозер-
нистый оливин, а в ортопироксените над этими
горизонтами встречается и грубозернистый,
и тонкозернистый пироксен. Таким образом,
перерыв в накоплении силикатов, необходи-
мый для сортировки и концентрирования хро-
мита, был выражен не столь четко, как это
вытекает из предложенной модели. С другой
стороны, присутствие в богатых хромитом зо-
нах тонкозернистого оливина, имеющего ту
же скорость осаждения, то и хромит, указы-
вает на то, что сортировка по удельному весу
имела важное значение при формировании
этих зон.
Во-вторых, после осаждения зерна минера-
лов могли вступать в реакции, резорбировать-
ся, и, возможно, даже расти. Одной из воз-
можных реакций является обмен катионов
между твердыми растворами минералов и маг-
мой. Резорбция и рост кристаллов наиболее
вероятны в случах изменения кристаллизу-
ющихся фаз. Например, возможно, как это
упоминалось в предыдущем разделе, что хро-
мит резорбировался в ходе осаждения после
начала кристаллизации пироксена. Часть позд-
него (тонкозернистого?) оливина также могла
резорбироваться, и в этом случае ромбический
пироксен, возможно, мог «расти» в виде реак-
ционного продукта. В противном случае неко-
торая часть первично о сажденного ортопирок-
сена может раствориться, если при погружении
он попадает в магму, отвечающую области оли-
винового ликвидуса, при этом оливин будет обра-
зовываться в качестве продукта реакции. Можно
представить себе, что в последнем случае
резорбция пироксена будет способствовать бо-
лее длительному перерыву в накоплении сили-
катов, а формирование оливина при этом может
объяснить наличие прослойки перидотита в не-
сколько дюймов над нижним богатым хромитом
горизонтом.
Формирование верхнего (т. е. более мощного)
богатого хромитом горизонта не может быть
полностью объяснено с позиций предложенной
модели, так как отношение хромита в этом
слое к оливину в нижележащих слоях перидо-
тита мощностью 1—3 фута обычно в несколько
раз, а местами во много раз превышает 2/98.
Однако этот перидотит слагает нижний слой
в рассматриваемой циклической пачке и посколь-
ку мощность перидотита весьма невелика, на-
копление его и следующего за ним богатого
75
хромитом горизонта могло подвергаться су-
щественному влиянию со стороны потока магмы
в направлении с севера на юг, который предше-
ствовал формированию данной циклической
пачки. Вследствие этого большое количество
оливипа могло кристаллизоваться вместе с хро-
митом в северной части интрузива и осаждаться
до того, как магма перетекла на юг. Если
этот поток происходил одновременно с началом
кристаллизации ромбического пироксена в се-
верной части интрузива *, то магма вблизи
этих мест могла содержать большое количество
мельчайших кристаллов хромита, которые не-
репосились в виде взвеси к местам их накопле-
ния. С этим процессом могут быть связаны
наблюдаемые вариации мощности зоны, обо-
гащенной хромитом, а тонкая слоистость в
пределах этой зоны может отражать сорти-
ровку материала при его течении.
Количественная оценка процесса концентри-
рования хромита. При рассмотрении механизма
кристаллизации интрузива Маскокс особое зна-
чение приобретает величина расстояния, обо-
значенная на рис. 44 через X, т. е. расстоя-
ние, которое проходят минералы при отсадке,
прежде чем они достигнут дна магматической
камеры. Например, величина X может быть
равна полному расстоянию между кровлей
и дном интрузии, если минералы кристаллизо-
вались вблизи кровли и магма в процессе оса-
ждения кристаллов была почти неподвижной.
С другой стороны, если магма конвектировала,
и кристаллизация была приурочена к относи-
тельно неподвижной зоне вблизи дна камеры,
как зто было показано Джексоном (Jackson,
1967) для ультрамафической зоны Стилуотер,
то величина X должна составлять небольшую
* Кажется вероятным, что п оток тепла, проходящий
через кровлю интрузива Маскокс, на протяжении
всего времени его затвердевания был весьма однороден
по всей площади. В таком случае скорость дифферен-
циации магмы на данной высоте будет более или менее
пропорциональна ее мощности. Так, поскольку види-
мые размеры интрузии увеличиваются к северу, пред-
ставляется возможным, что различные физико-хими-
ческие явления, имевшие место в ходе затвердевания
магмы (как, например, смена кристаллизации оливипа
на ромбический пироксен), происходили таким образом,
что граница между зонами с различными твердыми
фазами постепенно перемещалась с юга па север вдоль
оси интрузии. Особенности расслоенной серии, возни-
кающие как следствие этих явлений (в частности,
формирование богатых хромитом слоев), будут в дан-
ном случае трансгрессивны во времени, становясь
моложе к северу. В противоположность этому крупные
перемещения магмы с севера на юг были почти одно-
временны по всей длине интрузии, на основе чего мож-
но предположить, что если бы эти перемещения не про-
изошли, то хромит верхнего богатого им горизонта
отложился бы в виде северного продолжения нижнего
слоя.
76
часть от общей мощности магматического тела.
Большое значение имеет также длительность
времени накопления слоев; зтот параметр опре-
деляет некоторые структурные особенности
пород.
В рамках модели, иллюстрируемой рис. 44,
вышеупомянутые величины могут быть в прин-
ципе рассчитаны. Практически неопределен-
ности подобных расчетов весьма велики, однако
результаты их очень показательны. Для рас-
четов требуется знать скорости осаждения
и накопления кумулятивных минералов. Ско-
рости осаждения могут быть оценены на осно-
вании закона Стокса. Полагая, что магма
имеет плотность 2,7 г/м3 и вязкость 5000 пуаз,
получаем скорости осаждения, приведенные
в табл. 9.
Таблица 9
Скорости осаждения кумулятивных минералов
Минерал Радиус, см Плот- ность, г/см8 Скорость осажде- ния, м/год
Оливин 0,07 3,3 40
Ортоппроксен .... 0.035 3,3 10
Хромит 0,005 4,5 0.6
Скорость накопления расслоенной серии в об-
щем должна была зависеть от хода остывания
интрузии, и ее, следовательно, можно оценить
на основании рассмотрения тепловых потоков.
Предварительный анализ показывает, что не-
посредственно перед формированием богатых
хромитом горизонтов скорость накопления со-
ставляла 10 см/год. Хесс (Hess, 1960) дает
эту же величину для средней скорости на-
копления кристаллической кашицы на дне
комплекса Стилуотер, хотя согласие между
полученными результатами случайно, так как
в случае интрузива Маскокс эта скорость умень-
шалась к концу процесса кристаллизации.
Вернемся теперь к нижнему богатому хро-
митом горизонту интрузива Маскокс. Данный
горизонт имеет мощность около 2 см и содер-
жит около 50% хромита. Это в первом прибли-
жении отвечает содержанию хромита в 50-сан-
тиметровом слое перидотита с двумя процен-
тами окисного минерала. Таким образом, если
для модели, иллюстрируемой на рис. 5, будут
приняты условия стационарного состояния,
для накопления такого слоя потребуется 5 лет.
В течение этого времени хромит мог осаждаться
из трехметрового слоя магмы, а первые кри-
сталлы ромбического пироксена, отложившиеся
выше богатого хромитом слоя, должны были
пройти путь в 50 м. Если последнюю величину
обозначить Y, то X может быть найден из
следующего соотношения:
X
X — Y ~
Скорость осаждения олпвпна
Скорость осаждения ромбического пироксена'
Делая необходимые подстановки, получаем
X = 67 м, что значительно меньше наблюдае-
мых расстояний между богатыми хромитом
слоями и верхним контактом интрузии (350—
380 м). Если учесть возможные погрешности
зтого расчета, то полученный результат пред-
ставляется сомнительным. Возможные ошибки,
связанные с моделью потока тепла, различными
тепловыми параметрами и особенно с вязкостью
магмы, достигают порядка рассматриваемых
величин, т. е. они сравнимы с эффектами, ко-
торые мы пытаемся оценить. Кроме того, из-
вестная доля погрешности связана со степенью
приложимости модели к действительности. Од-
нако произведенные вычисления вполне опре-
деленно указывают, что величина X была от-
носительно мала. Это согласуется с очень не-
большой скоростью осаждения хромита (по-
видимому, она составляет величину порядка
1 м/год). Принимая во внимание очень неболь-
шую скорость накопления расслоенной серии,
Можно допустить, что оливин и пироксен могли
проходить весь путь от кровли до дна магма-
тического тела, однако представляется мало-
вероятным, чтобы мельчайшие кристаллики
хромита могли передвигаться более чем на не-
сколько десятков метров в магматическом рас-
плаве. Последний вывод подтверждается ха-
рактером распределения хромита в расслоен-
ной серии. Вкрапленный хромит обычно по-
является в пятифутовых нижних интервалах
дунитовых и перидотитовых горизонтов и обычно
присутствует на протяжении всего нескольких
дюймов в их нижних частях. Отсюда следует,
что хромит начал накапливаться почти одно-
временно с оливином и поскольку дунит и пе-
ридотит образуют нижние горизонты соответ-
ствующих циклических пачек, его выделение
началось вскоре после поступления новых пор-
ций магмы перед формированием этих пачек.
Если бы расстояния, на которые перемещались
минералы при осаждении, составляли сотни
метров, накопление хромита задерживалось
бы и, следовательно, в основании каждой пачки
должна была бы лежать довольно мощная зона
безрудных оливиновых пород. Здесь допуска-
ется, что хромит не выделялся раньше оливина,
в противном случае должны были бы возникать
зоны, сильно обогащенные хромитом вблизи
основания каждого слоя дунита или перидотита.
Таким образом, можно сделать заключение,
что расстояние осаждения минералов колеба-
лось от нескольких метров до нескольких де-
сятков метров.
Другое обстоятельство, по-видимому, име-
ющее важное значение, состоит в том, что
накопление каждого хромитового горизонта,
возможно, происходило в течение нескольких
лет (вследствие того, что хромит при соосажде-
нии с оливином накапливается с очень неболь-
шой скоростью). Если предположения в отно-
шении длительных промежутков времени до-
стоверны, то можно сделать следующие за-
ключения.
1. Маловероятно, чтобы магма, из которой
осаждался хромит, была совершенно непод-
вижной в период накопления слоев. Незначи-
тельные перемещения жидкости могли приводить
к сортировке материала и, таким образом,
давать тонкую полосчатость в пределах богатых
хромитом зон.
2. Различные минералы непосредственно под
богатыми хромитом горизонтами или в их
пределах могли вступать в реакцию с жидкой
фазой или перекристаллизовываться в присут-
ствии больших количеств магмы (значительно
больших, чем несколько процентов интерсти-
циальной жидкости). Грубозернистые пегма-
тоидные породы, ассоциированные со скопле-
ниями хромита, могли возникать в течение
этого времени.
3. Возможно, наиболее важным с точки зре-
ния рудообразования является то, что воз-
никновение в стратиформных интрузиях слоев,
обогащенных хромитом, под действием одной
только сортировки по удельному весу сильно
ограничено временным фактором. При ско-
рости накопления материала, вытекающей из
приведенных выше расчетов, время, необхо-
димое для формирования хромитовых слоев
с мощностью в несколько футов, оказывается
чрезвычайно большим, и, по-видимому, для
возникновения подобных скоплений необхо-
димо воздействие иных процессов.
МАГНЕТИТ И ИЛЬМЕНИТ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ В ПОРОДАХ
Первичные магнетит и ильменит встречаются
в небольших количествах в бронзитовом габ-
бро краевых зон и подводящей дайки, а
в пикритах обычно присутствуют следы иль-
менита. Ни один из этих минералов не встре-
чается в заметных количествах в низах рас-
слоенной серии, но в ортопироксенитах непо-
средственно над богатыми хромитом слоями
77
они вновь появляются в качестве второсте-
пенных фаз, а в различных разновидностях
вебстеритов и габбро, слагающих большую
часть верхней трети интрузии, содержание
этих минералов несколько возрастает. Кроме
того, во внешних частях интрузива (т. е.
в частях, отстоящих дальше от центральной
оси) оба окисла встречаются в значительно
больших количествах в пределах нескольких
сотен футов от верхнего контакта. Здесь они
находятся в виде зерен, соосаждающихся с пи-
роксеном и плагиоклазом. Магнетит появля-
ется первым, и в районе Восточной буровой
скважины имеется магнетитовая зона мощно-
стью около 500 футов (см. рис. 41). Затем
появляется ильменит, и в пределах следующих
100 футов оба окисных металла накапливались
одновременно, давая ильменит-магнетитовую
зону. Эта последовательность кумулятивных
минералов, как и другие аналогичные особен-
ности интрузива Маскокс, по-видимому, от-
ражают порядок кристаллизации (фракцион-
ной кристаллизации) магмы, и указанные две
зоны можно рассматривать как слои верхней
циклической пачки (пачка 25).
Выше ильменит-магнетитовой зоны породы
все в большей степени приобретают гранофи-
ровый облик, содержание окисных минералов
в них падает, а кумулятивные структуры вы-
ражены не так отчетливо. Ряд особенностей
вариации химического и минерального состава
пород, возможно, отражает кристаллизацион-
ную дифференциацию, однако фракциониро-
вание кристаллов посредством гравитацион-
ного осаждения становится на этой стадии за-
твердевания интрузии весьма несовершенным.
Гранофир, по-видимому, образовался в ре-
зультате кристаллизации самых последних пор-
ций жидкости в данной интрузии.
Отсутствие магнетитовой и ильменит-маг-
нетитовой зон вдоль центральной оси интру-
зии, по-видимому, отражает частичное разру-
шение и опускание кровли магматического
очага во время формирования циклической
пачки 25. Время опускания не удается опре-
делить с достаточной точностью; оно предста-
вляло собой вероятно эпизодическое явление,
как об этом свидетельствуют следующие осо-
бенности.
1. Несколько блоков кварцитов из кровли
интрузии встречается в виде ксенолитов в пи-
критовом вебстерите в основании цикличе-
ской пачки 25. Это указывает на то, что дро-
бление кровли имело место в некоторой степени
на раннем этапе образования пачки, возможно,
во время интенсивного течения магмы, пред-
шествовавшего формированию пикритового веб-
стерита.
78
2. Как показано на рис. 41, только габброид-
ные кумуляты мощностью 50 футов присут-
ствуют выше пикритового вебстерита в раз-
резе, расположенном в осевой части Северной
скважины, а в районе Восточной скважины
мощность их 225 футов. Это может свидетель-
ствовать о том, что опускание кровли в основ-
ном произошло после накопления пород мощ-
ностью 50 футов.
3. Гранофир, встречающийся в основном во
внешних частях интрузива, вблизи его кровли
имеет неравномерную мощность и обычно со-
держит обломки пород кровли. Это может
указывать на имевшее место дальнейшее пере-
мещение магмы и дробление кровли до затвер-
девания гранофира.
ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
Изменения и распад твердых растворов. Опи-
сание первичных структурных и модальных
характеристик магнетита и ильменита в верх-
ней части расслоенной серии дается в следу-
ющем разделе. В настоящем разделе мы оста-
новимся на некоторых структурных особен-
ностях этих минералов, отражающих влияние
вторичных процессов.
«Магнетит», несомненно, представлял собой
когда-то единую фазу, но в настоящее время
он во всех случаях включает ориентированные
параллельно граням октаздра пластины иль-
менита, присутствие которых создает види-
мость структуры распада твердого раствора.
Принимая во внимание выводы, к которым
пришли Баддингтон и Линдсли (Buddington
and Lindsley, 1964), а также Тэйлор (Taylor,
1964) на основании экспериментальных данных
по системе FeO—Fe2O3—TiO2, мы можем сде-
лать заключение, что первоначально имелся
магнетит-ульвошпинелевый твердый раствор,
из которого в результате окисления выделился
ильменит. Параметры элементарных ячеек ми-
нералов, образующих наблюдаемые в настоя-
щее время срастания, показывают, что по-
следние представлены почти чистыми Fe3O4
и FeTiO3, на основе чего и с учетом данных
Линдсли (допуская достижение равновесия)
можно прийти к выводу, что минералы были
сформированы при температуре ниже 600° С.
Поэтому окисление, несомненно, является вто-
ричным или еще более поздним процессом.
В противоположность зтому первичный иль-
менит фактически не образует каких-либо сро-
стков и не несет следов изменений. Отсутствие
структур распада твердого раствора, по-види-
мому, определяется составом минерала. Было
показано (Buddington and Lindsley, 1964; Тау-
о
50
100
150
200
250
5 300
е
350
о
'Ztoo
450
500
550
600
нварц-слюдис- тый сланец Объема. % Вес % г/т
Магнетит | Ильменит FeO | Гег°з TiO2 V
0246 02468 048 12 16 024 68 02468 0 800 1600
г Магнетита-
бая зона
Гранофировое
габбро
"Гранофир
Основной
гранофир
Пинритаоыи
вебстерит
»• — состав пород (исходные данные)
g Ильменит-
о магнетитовая^
* Зона
Гранофир-
содержащее
габбро
- вычисленный состав расплава
— состав пород (пересчитанный)
Рис. 45. Модальные содержания магнетита и ильменита в циклической пачке 25 по разрезу Восточной
буровой скважины и данные по содержанию FeO, Fe2O3, Ti02 и V в породах и их материнских распла-
вах.
Для модальных данных проводится различие между кумулятивными (заштриховано пунктиром) и интеркумулятивными (по-
крыто точками) частями каждого минерала. В данные для FeO и Fe2O3 внесены поправки на вторичное окисление, приведшее
к выделению «распавшегося» ильменита из первичного магнетита. Составы жидкостей рассчитаны с учетом исправленных
данных. Дальнейшие объяснения приведены в тексте
lor, 1964), что преобладающим вторым ком-
понентом ильменитовой серии твердых рас-
творов в рамках системы FeO—Fe2O3—ТЮ2
является гематит, который и должен быть
основной фазой, образующей вростки типа
структур распада с природным ильменитом.
Ильменит из интрузива Маскокс, однако, ха-
рактеризуется очень низкими содержаниями
Fe2O3 (по рентгеновским данным и на основа-
нии предварительных химических анализов),
и, он, по-видимому, находился за пределами
области ильменит-гематитового субсолидуса на
протяжении всего времени его остывания. Низ-
кие содержания Fe2O3 должны также затруд-
нить развитие вторичного магнетита в ильме-
ните в результате удаления кислорода. Изме-
нение ильменита при соединении его с кисло-
родом требует более высокой летучести кисло-
рода, чем процесс формирования структур,
напоминающих структуры «распада твердого
раствора», наложенный на первичный магнетит
(Taylor, 1964), что, по-видимому, служит при-
чиной незатронутости ильменита вторичными
процессами.
Первичные структурные и модальные ха-
рактеристики. На рис. 45 суммированы дан-
ные по модальным анализам магнетита и иль-
менита в циклической пачке 25. В пикритовом
вебстерите и габбро, расположенных под маг-
нетитовой зоной, общее содержание обоих окис-
ных минералов составляет 1—4% с постепен-
ным увеличением вверх по разрезу. Ильменит
здесь несколько преобладает над магнетитом.
Минералы дают неправильные сростки и наряду
с небольшим количеством гранофира выпол-
няют интерстиции между кумулятивными зер-
нами пироксена и плагиоклаза. Габитус их из-
менчив, и они встречаются как в виде зернышек,
79
видимых лишь при высоких увеличениях,
так и в виде субпойкилитовых гнезд с диа-
метром 1—4 мм. Последние обычно встреча-
ются в габбро, и количество их растет к осно-
ванию магнетитовой зоны. Они нередко обво-
лакивают небольшие пластинки плагиоклаза
и частично зерна пироксена.
В пределах магнетитовой зоны содержание
окисных минералов достигает 7—10% (см.
рис. 45), магнетит образует кумулятивные вы-
деления с размерами зерен 0,3—0,5 мм. Как
показывает изучение керна Восточной буровой
скважины, нижний контакт зоны является
резким в пределах нескольких дюймов. Ку-
мулятивный магнетит редко бывает идиомор-
фен, но по структурному развитию он более
или менее эквивалентен кумулятивным пиро-
ксенам и плагиоклазу, с которыми он ассо-
циирован, и многие зерна его имеют довольно
правильные изометричные очертания с при-
знаками октаэдрического габитуса. Магнетит
обычно окаймляется неправильными выделе-
ниями интеркумулятивного ильменита, и по-
видимому, неправильные очертания зерен маг-
нетита в основном связаны с дорастанием их
из интеркумулятивной магмы. На основании
существующих моделей фракционной кристал-
лизации можно ожидать, что содержание ин-
теркумулятивных окисных минералов в пре-
делах магнетитовой зоны должно быть сравни-
мым с их количеством в подстилающих грано-
фирсодержащих габбро или несколько ниже
этого количества, что более или менее согла-
суется с модальными анализами (см. рис. 45).
Породы ильменит-магнетитовой зоны легко
диагносцируются под микроскопом по обилию
удлиненных кристаллов ильменита, имеющих
форму тонких пластинок или «лезвий». Кри-
сталлы имеют толщину всего 0,1—0,2 мм при
длине ребер 2—3 мм и обычно соединяются,
образуя цепи. Подобно осажденным зернам
пироксена и плагиоклазовым пластинкам, с ко-
торыми они ассоциированы, зерна ильменита
характеризуются заметной плоскостной ориен-
тацией, параллельной расслоенности интру-
зии, и накопление их, несомненно, также про-
исходило под действием гравитационного осажде-
ния. Кроме крупных пластинок встречаются
также более мелкие кристаллики кумулятив-
ного ильменита и изометричные зерна его 0,2 мм
в поперечнике. Кумулятивный ильменит сла-
гает до 3—6% пород зоны, а интеркумулятив-
ный ильменит содержится в количестве 2—3%
(см. рис. 45). Осажденный магнетит присут-
ствует в пределах всей ильменит-магнетитовой
зоны, но его содержание падает от 3—4%
вблизи основания зоны до 1 % в верхней части.
Зерна магнетита аналогичны таковым в маг-
нетитовой зоне, за исключением того, что они
несколько мельче и вростки ильменита на
отдельных гранях магнетита проявлены более
отчетливо (в основном из-за меньшей распро-
страненности шпинельной фазы). Нижняя гра-
ница ильменит-магнетитовой зоны является рез-
кой, в то время как ее верхняя граница, вы-
ражающаяся в вышеуказанных структурных
изменениях пород, носит постепенный характер.
Выше ильменит-магнетитовой зоны общая
концентрация железо-титанистых оиксных ми-
нералов уменьшается к верху интрузии от 5
до 2% по мере увеличения гранофирового
характера пород. Ильменит заметно преобла-
дает и легко различим благодаря четко микро-
графической структуре. Подобные формы ха-
рактерны также и для интеркумулятивного
ильменита в более нижних частях интрузии,
и по-видимому, они являются признаком роста
(в отличие от происхождения за счет фрак-
ционной кристаллизации).
Предположение о формировании магнетитовой
и ильменит-магнетитовой зон посредством фрак-
ционной кристаллизации подтверждается тем,
что модальные пропорции кумулятивного маг-
нетита и авгитового пироксена в обеих зонах
сходны с пропорциями, в которых аналогич-
ные синтетические фазы соосаждаются в ходе
фракционной кристаллизации. Так, в системе
CaSiO3—MgO—окисел железа — SiO2, иссле-
дованной Пресналлом (Presnail, 1966), магне-
зиоферрит и диопсидовый пироксен соосажда-
ются в весовом отношении примерно 20 : 80,
если летучесть кислорода буферируется в ин-
тервале 10“°>68 — 10~ 6 атм.
Пресналл подчеркивал, что эксперименталь-
ные данные недостаточны для точного описа-
ния кристаллизационных взаимоотношений в
системе с постоянным общим составом (т. е.
при фиксированном отношепии Fe2O3/FeO).
Однако в этом случае мы должны ожидать
падения /о2 по мере кристаллизации пирок-
сена и магнезиоферрита и некоторого сниже-
ния содержания окисных фаз по сравнению
с приведенными выше величинами (для того же
интервала /о2)- Для сравнения отметим, что
весовое отношение кумулятивного магнетита
к авгиту в магнетитовой зоне и в нижней
части ильменит-магнетитовой зоны варьирует
(несистематически) между 10 : 90 и 20 : 80,
составляя в среднем 15 : 85. Это отношение
снижается вдвое в верхней части ильменит-
магнетитовой зоны, возможно, из-за довольно
быстрого снижения /Ог на этой стадии *.
* Резкое снижение /Ог согласуется с быстрым увели-
чением отношений FeO/MgO в ассоциирующих мафиче-
ских силикатных минералах.
80
Аналогичное сравнение можно провести и
для отношения ильменита к магнетиту. Экс-
периментальные данные, полученные Тэйлором
(Taylor, 1963, 1964), показывают, что при
постоянном валовом составе в системе FeO—
Fe2O3—TiO2 твердые растворы ильменита и
магнетита будут осаждаться в отношении при-
близительно 2:1. Модальные данные для ку-
мулятивных окисных минералов в пределах
ильменит-магнетитовой зоны интрузива Мас-
кокс весьма приближенны, и отношения этих
двух минералов сильно варьируют от образца
к образцу, но содержания ильменита в сред-
нем в два раза превосходят количества маг-
нетита.
ГЕОХИМИЯ ПРОЦЕССОВ
МАГМАТИЧЕСКОЙ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ
На рис. 45 приведены некоторые данные по
химическому составу пород в циклической
пачке 25. Сравнение модальных данных и ре-
зультатов химических анализов показывает,
как и следовало ожидать, что содержание
Fe2O3 тесно связано с количеством присутству-
ющего магнетита, а содержания ТЮ2 — с ко-
личеством ильменита. Количество FeO воз-
растает к основанию магнетитовой зоны и
в ильменит-магнетитовой зоне, но по мере
увеличения гранофирового характера пород
содержание FeO зависит в большей степени
от характера силикатных минералов, чем от
количеств окисных фаз. Вариации содержаний
ванадия в общем происходят параллельно из-
менениям концентраций Fe2Oa, что свидетель-
ствует о том, что ванадий преимущественно
входит в шпинельную фазу; этот вывод также
подтверждается анализом мономинеральных
фракций. Концентрации всех четырех компо-
нентов уменьшаются в гранофирах, слагающих
верхнюю часть интрузии.
Результаты химических анализов, приведен-
ных на рис. 45, использовались для расчетов
изменения состава магматической жидкости,
из которой формировались различные типы
пород, пересекаемые буровой скважиной; ре-
зультаты этих расчетов также отражены на
диаграмме. В расчетах состав жидкости, из
которой образовались породы на данном уровне
разреза, считается равным среднему взве-
шенному для всех пород вверх по разрезу, при-
чем квотами для отдельных горизонтов служат
их стратиграфические мощности. Все это по-
зволяет предполагать, что: а) слои, пересе-
каемые буровой скважиной, осаждались только
из магмы, находившейся непосредственно над
ними; б) мощность магматической системы была
постоянной и в) система была «закрытой» в от-
ношении кислорода, а привнес или вынос
вещества вследствие перемещения магмы не
имел места.
Кроме того, следует допустить, что жидкость
была достаточно однородной, т. е. в каждый
данный момент она характеризовалась одним
и тем же составом. Как показано на рис. 45,
мы ввели небольшие поправки в значения от-
ношений FeO/Fe2O3 для компенсации окисле-
ния, вызвавшего выделение «распавшегося» иль-
менита из первичного магнетита. Чтобы оце-
нить слабость допущений (бив), можно вспом-
нить предыдущие рассуждения относительно
погружения кровли интрузии. Однако мы не
видим иных более точных путей расчета со-
става жидкой фазы, а результаты вычислений
представляются вполне правдоподобными. Если
в них и имеются существенные ошибки, то
они в основном зависят от неправильной оценки
мощности гранофировых пород, которая в раз-
резе Восточной скважины необычно мала. По-
скольку гранофиры относительно обеднены всеми
четырьмя рассматриваемыми компонентами, то
их оцененные концентрации в жидкой фазе
представляются несколько завышенными.
Как видно на рис. 45, рассчитанные кон-
центрации в расплаве всех четырех рассмат-
риваемых компонентов возрастают до макси-
мальных значений, а затем постепенно падают,
достигая содержаний, характерных для грано-
фиров. Максимумы достигаются в моменты,
когда содержания компонентов в твердых фа-
зах начинают превышать их концентрации
в расплаве. Эти особенности, несомненно, за-
висят от исходных данных и метода расчета,
но тем не менее представляет интерес провести
корреляцию между изменением характера по-
ведения компонентов в жидкости со сменой
твердых фаз, кристаллизующихся из нее. Так,
Можно отметить, что Fe2O3 и V начинают обед-
йяться в остаточном расплаве после появления
магнетита в числе кумулятивных фаз; увели-
чение концентраций титана после начала кри-
сталлизации магнетита сильно замедлилось,
а после начала осаждения ильменита кон-
центрация титана в расплаве начала падать.
Корреляция последовательности кристаллиза-
ции с изменением содержания FeO оказы-
вается менее определенной.
Возможно, наибольший интерес с точки зре-
ния теории рудообразования представляют кон-
центрации FeO, Fe2O3 и TiO2 в жидкости
в моменты начала выделения магнетита и иль-
менита. Данные величины являются показа-
телем предела насыщения зтими окислами пе-
ресыщенных кремнеземом магм базальтового и
6 Заказ 164
81
андезитового состава. Они сведены в табл. 10
наряду с информацией по оцененному составу
скэргаардской магмы в момент начала выпадения
из нее магнетита. Сходство концентраций на-
сыщения для интрузий Маскокс и Скэргаард
является поразительным и свидетельствует в
пользу методов, которыми они были рассчи-
таны.
Таблица 10
Некоторые данные по рассчитанным составам
жидкостей, существовавших в тот момент,
когда хромит, магнетит и ильменит начали
осаждаться в качестве кумулятивных фаз *
(концентрации даны в вес. %, а отношение
окпслов железа в весовых единицах)
Интрузия Маскокс Интрузия Скэргаард
Компоненты Хро- мит ** Магне- тит *** Ильме- нит *** Хро- мит **** Магне- тит ****
FeO Сг2О3 9,1 0,08 12,5 (12,2) 0,003 12,4 (12,0) 0,003 8,6 0,025 14
Ее2О3 1,2 2,7 (3,2) 2.3 (2.6) 1.2 3,5
ТЮ2 1,1 4,2 4,4 1,3 2,8
V 0,04 0,054 0,032 0,014 0,002
Fe2O3/(FeO -|- F еаО3) 0,11 0,18 (0,21) 0,16 (0,18) 0,13 0,17
* Для сравнения приведены рассчитанные составы
к! скэргаардских расплавов в моменты начала кристал-
лизации хромшпинслида и магнетита.
** Хромит, по-видимому, начал кристаллизоваться из
. магмы Маскокса сразу после ее внедрения. На осно-
» вании этого концентрация первоначального насыще-
ния принята равной проанализированному значению
jf- содержания хрома в закаленной краевой части инт-
”” рузии.
*** Данные получены в результате расчетов, иллюстри-
руемых рис. 45. Значения содержаний FeO и Fe2O3,
помещенные в скобках, показывают состав магмы,
вычисленный без поправки на вторичное окисление.
**** ид работ Уэйджера (Wager, 1960) Уэйджера и Ми-
тчелла (Wager and Mitchell, 1951).
Значение концентрации FeO (12%) в магме
интрузива Маскокс является весьма высоким
для пересыщенных кремнеземом магм, пред-
ставленных излившимися аналогами (как уже
отмечалось, приведенная величина для жидкой
фазы Маскокса может оказаться завышенной,
но не более чем на 1—2%). Минеральный со-
став силикатов магнетитовой зоны показывает,
что жидкая фаза носила андезитовый характер,
и учитывая высокое содержание FeO, мы
могли бы назвать лаву такого состава ферро-
андезитом.
В противоположность этому значение 2,7%
для Fe2O3 на начальной стадии насыщения маг-
нетитом не является слишком высоким. Кон-
центрации, близкие к этой величине, нередко
наблюдаются в андезитах и толеитовых ба-
зальтах, и, по крайней мере, некоторые из
них действительно отражают состав жидкости,
а не действие вторичного окисления. Наблю-
даемое соотношение между FeO и Fe2O3 яв-
ляется, по-видимому, вполне правдоподобным,
так как в первом приближении насыщение
магнетитом зависит от произведения мольных
долей этих компонентов. Вследствие этого,
если содержание FeO очень высоко, концент-
рация Fe2O3 может быть относительно низкой,
а магнетит все же будет осаждаться.
Величина 4,4% ТЮ2, оцененная для жидкой
фазы интрузива Маскокс при достижении на-
сыщения в отношении ильменита, также пред-
ставляется высокой для пересыщенных кремне-
земом магм. Концентрации такого порядка
встречаются обычно только в щелочных ба-
зальтах. Тенденция к уменьшению содержаний
FeO, Fe203 и TiO2 к концу процесса показы-
вает, что концентрации насыщения в отношении
окисных минералов снижаются по мере при-
ближения жидкой фазы по составу к грано-
фиру.
С петрологической точки зрения интересно,
что отношение Fe2O3/FeO + Fe2O3 было, по-
видимому, в жидкой фазе интрузии Маскокс
в момент начала кристаллизации магнетита
лишь ненамного выше, чем в скэргаардской
магме на той же стадии. Ко времени начала
отделения ильменита это отношение снизилось.
Осборн (Osborn, 1959) и Пресналл (Presnail,
1966) показали, что хорошо известная тенден-
ция к сильному обогащению мафических мине-
ралов интрузии Скэргаард FeO является след-
ствием того, что скэргаардская магма была
системой более или менее закрытой в отно-
шении кислорода, и поэтому в ходе ее кристал-
лизации достигалась чрезвычайно низкая ле-
тучесть кислорода. Из табл. 2 видно, что жид-
кая фаза интрузива Маскокс характеризовалась
значениями летучести кислорода, ненамного
превышающими аналогичные величины для
скэргаардской магмы в начале кристалли-
зации магнетита в каждой интрузии, и что
магма Маскокса также эволюционировала в
сторону понижения /Ог. В настоящее время
мы пытаемся использовать составы магнетита,
ильменита и цветных силикатов для более
точной оценки вариаций /Ог в жидкой
фазе и надеемся опубликовать эти резуль-
таты.
82
ЗНАЧЕНИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
ОКИСНЫХ МИНЕРАЛОВ
ИНТРУЗИВА МАСКОКС
ДЛЯ РАСШИФРОВКИ ГЕНЕЗИСА
МАГМАТИЧЕСКИХ
ОКИСНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
Следующие ниже соображения в отношении
генезиса магматических окисных месторожде-
ний вытекают из рассмотрения вышеприведен-
ных фактических данных для хромита, маг-
нетита и ильменита интрузива Маскокс:
1. С точки зрения стандартов на промышлен-
ные руды пределы насыщения жидкой фазы
интрузива Маскокс в отношении трех окисных
минералов являются весьма низкими. Содер-
жание Сг2О3 в жидкости составляло всего
около 0,08% в момент начала кристаллиза-
ции хромита и, по-видимому, менее четверти
зтой величины на стадии начала осаждения
пироксена и завершения образования хромита.
Концентрация Fe2O3 в момент начала кристал-
лизации магнетита достигала приблизительно
2,5—3%, а содержание. TiO2 во время выде-
ления первых кристаллов ильменита составляло
около 4,0—4,5%. Содержания FeO были весьма
высоки, но насколько можно судить, они
оказывали относительно небольшое влияние
на количество выделявшихся окисных мине-
ралов. Поскольку приведенные выше величины
относятся к условиям насыщения, представля-
ется вероятным, что они приближаются к верх-
ним пределам концентраций, при которых начи-
наются процессы рудообразования в магмати-
ческой среде, дающей месторождения ильме-
нита, хромита и магнетита.
2. В общем, кристаллизационные взаимоот-
ношения с участием жидкой фазы интрузива
Маскокс, отражением которых являются по-
роды расслоенной серии, хорошо подчиня-
ются теоретическим правилам фракционной
кристаллизации и взаимоотношениям между
жидкостью и твердыми фазами в аналогичных
экспериментальных системах. В отношении оки-
сных минералов можно подчеркнуть следу-
ющее: а) широкое распространение кумулятив-
ного хромита (при невысоких содержаниях его)
в богатых оливином дифференциатах; б) тен-
денцию к постепенному уменьшению концент-
раций хромита в отдельных циклических пач-
ках; в) резкое исчезновение хромита с появле-
нием пироксена среди кумулятивных фаз; г) рез-
кие контакты зон, в которых магнетит и иль-
менит появляются в числе первично осажда-
ющихся фаз; д) постепенное уменьшение ко-
личеств магнетита и ильменита по мере пере-
хода к гранофирам вблизи кровли интрузива.
Наиболее важным, по-видимому, является
то, что относительные пропорции, в которых
соосаждаются окисные и силикатные фазы
в породах Маскокса, весьма близки к отно-
шениям аналогичных фаз, формирующихся по-
средством котектической кристаллизации из
синтетических расплавов, хотя последние имели
значительно более простой состав, чем магма
интрузии Маскокс.
3. В результате действия одной липгь фрак-
ционной кристаллизации в интрузиве Маскокс
возникают довольно низкие концентрации окис-
ных минералов *. Хромит, кристаллизующийся
вместе с оливином, обычно составляет всего 1 —
3% от общего объема осадка. Магнетит, осажда-
ющийся с пироксенами и плагиоклазом, до-
стигает всего 3—5%, а ильменит, образующийся
в аналогичных условиях, составляет 4—6%.
Если зти количества хотя бы приближенно
соответствуют аналогичным величинам в дру-
гих интрузиях, что представляется вероятным,
поскольку они согласуются с данными по фа-
зовым равновесиям, то отсюда следует, что
фракционная кристаллизация (в строгом смы-
сле зтого термина) может дать высокие кон-
центрации хромита, магнетита или ильменита
лишь в том случае, если данный окисный мине-
рал начинает кристаллизоваться раньше всех
силикатных минералов.
4. Если в течение формирования стратиформ-
ной интрузии окисный минерал выделялся
из магмы первым, то сочетание фракционной
кристаллизации с повторным поступлением но-
вых порций магмы (что, по-видимому, имеет
место в случае интрузии Маскокс) могло при-
вести к формированию нескольких мономине-
ральных слоев. Однако в таком случае эти
слои должны располагаться в основании или
в нижних частях пачек пород, возникших из
каждой порции магмы, и это, по-видимому,
было бы хорошим диагностическим признаком
такого процесса. Вероятность того, что хромит
может выделяться первым, очень высока, по-
скольку этот минерал является одним из наи-
более ранних в ультраосновных — габброид-
ных изверженных массивах и поскольку про-
дел насыщения им весьма низок. Для магне-
тита и ильменита такая возможность кажется
более сомнительной, так как в пересыщенных
кремнеземом базальтовых и андезитовых маг-
мах они обычно кристаллизуются после на-
чала выделения пироксена, а чаще всего и
после плагиоклаза.
* Это в значительной степени отражает относительно
низкие пределы насыщения данными минералами.
6*
83
5. Если окисные минералы, дающие концент-
рации в слоях стратиформных интрузий, не
являлись первовыделяющимися из магмы твер-
дыми фазами, то для формирования подобных
слоев в дополнение к фракционной кристалли-
зации или вместо нее необходимо действие
каких-то иных процессов. Здесь имеются сле-
дующие возможности: 1) процессы, смещающие
границы ликвидуса в магматической системе
и переводящие фигуративную точку в поле
окисного минерала (это может быть связано
с изменением давления на магму или измене-
нием летучести кислорода или воды); 2) чисто
физические процессы, как, например, сорти-
ровка по удельному весу, вызываемая течени-
ями магмы; 3) сочетания процессов, связанных
с кристаллизационными взаимоотношениями
магмы и сортировкой по удельному весу, как,
например, в предложенной модели образова-
ния хромитовых слоев Маскокс.
Мы не располагаем данными для оценки
первой возможности, но полученная нами ин-
формация может пролить свет на механизм,
основанный на сортировке по удельному весу,
что и обсуждается ниже.
6. Заметные различия между скоростями оса-
ждения хромита и кумулятивных силикатных
минералов в стратиформных интрузиях по-
казывают, что сортировка по удельному весу
является потенциально действенным механиз-
мом формирования слоев с высокими концент-
рациями хромита. Однако данные, полученные
для интрузии Маскокс, показывают, что, если
не протекали другие процессы, то стационарное
накопление могло препятствовать осуществле-
нию этой потенциальной возможности. Наши
данные также показывают, что имеются два
других фактора, ограничивающих мощности
хромитовых слоев, которые могут сформиро-
ваться под действием гравитационной сорти-
ровки. Один фактор связан с тем, что хромит
при совместной кристаллизации с оливином
образуется в небольших количествах; то же
самое относится к пироксенам, если диаграмма
плавкости Кейта (Keith, 1954) является вер-
ной. Таким образом, для возникновения за-
метных количеств хромитового концентрата
посредством гравитационной сортировки тре-
буется отделение огромных количеств сили-
катного материала (например, по нашим дан-
ным, формирование однофутового слоя с 60%
хромита в стратиформной интрузии потребует
сортировки более чем 30 футов хромит-сили-
катного осадка с равными горизонтальными
размерами). Другой фактор относится к про-
цессам концентрирования, подобным предло-
женному для хромитовых слоев Маскокс ме-
ханизму, посредством которого сортировка ми-
нералов происходит постепенно в ходе их фор-
мирования. В течение подобных процессов
накопление силикатного материала должно рез-
ко сокращаться при формировании хромито-
вого слоя, и поскольку хромит, по-видимому,
осаждался очень медленно, это могло огра-
ничить мощность хромитового слоя.
7. Перитектические или прерывно-реакцион-
ные взаимоотношения, которые, по-видимому,
явились причиной прекращения кристалли-
зации хромита в интрузии Маскокс после на-
чала выделения пироксена, возможно, имеют
более широкое распространение. За исключе-
нием Бушвельдского комплекса (Cameron, Emer-
son, 1959), хромит залегает в основном в обо-
гащенных оливином породах и редок в пиро-
ксенитах.
8. Структурные характеристики хромита Мас-
кокса типичны для других стратиформных
интрузий. Описания весьма похожих структур
приводятся Джексоном (Jackson, 1961) для
хромита Стилуотера, а также Камероном и
Эмерсоном (Cameron, Emerson, 1959) для буш-
вельдского хромита. С другой стороны, пер-
вичные магматические структуры для магне-
тита и ильменита менее изучены. Ясно выра-
женная смена в интрузиве Маскокс субпой-
килитовых агрегатов интеркумулятивного про-
исхождения изометричными зернами осажден-
ного магнетита и пластинчатыми кристаллами
кумулятивпого ильменита, а затем «графиче-
ским» ильменитом, образованным in situ, мо-
жет быть использована для генетических ин-
терпретаций железо-титановых окисных мине-
ралов в других интрузиях.
Andersen О. 1915. The system anorthite-for-
sterite-silica: Am. Jour. Sci. 4th ser., v. 39, p. 407—454.
Bowen N. L. 1914. The ternary system; diopside-
forsterite-silica: Am. Jour. Sci., 4th ser., v. 38, p. 207—
264.
Bowen N. L. 1915. Crystallization-differentiation
in silicate liquids: Am. Jour. Sic., 4th ser., v. 39, p. 175—
1919.
Bowen N. L. 1922. The reaction principle in pet-
rogenesis: Jour. Geol., v. 30, p. 177—198.
84
Bowen N. L. 1928. The Evolution of the Igneous
Rocks: Princeton Univ., Press, Princeton, N. J., 334 p.
Bowen N. L. and Schairer J. F. 1935. The
system MgO—Feo — OgSi Am. Jour. Sci., 5th ser.,
v. 29, p. 151—217.
Buddington A. F. and Lindsley D, H.
1964. Iron-titanium oxide minerals and synthetic equi-
valents: Jour. Petrology, v. 5, p. 310—357.
Cameron E. N. and Emerson M. E. 1959.
The origin of certain chromite deposits in the eastern
part of the Bushveld complex: Econ. Geol., v. 34, p.
1151—1213.
Douglas J. A. V. 1964. The Basistoppen Sheet:
A differentiated basic intrusion into the upper part
of the Skaergard complex, East Grenland: Meddelelser
om Gronland, v. 64, No 5, p. 66.
Findlay D. C. and S m i t h С. H. 1965. The Mu-
skox drilling project: Geol. Surv. Canada Paper 64—44,
170 p.
Hess H. H. 1960. Stillwater igneous complex,
Montana: Geol. Soc. America Mem. 80, 230 p.
Irvine T. N. 1967. Chromian spinel as a perto-
genetic indicator. Part 2. Petrologic applications: Cana-
dian Jour. Earth Sciences, v. 4, p. 71—103.
Irvine T. N. and Smith С. H. 1967. The
ultramafic rocks of the Muskox intrusion, Northwest
Territories, Canada, in Ultramafic and Belated Bocks,
P. J. Wyllie, ed.: Wiley and Sons, N. Y.
Jackson E. D. 1961. Primary textures and mu-
neral associations in the ultramafic zone of the Still-
water complex, Montana: U. S. Geol. Survey Prof.
Paper 358, 106 p.
Keith M. L. 1954. The system MgO—Cr2O3—SiO2:
Jour. American Ceramic Soc., v. 37, p. 490—466.
Neumann H., Mead J. and Vitalia-
no C. J. 1954. Trace element variation during fracti-
onal crystallizations as calculated from the distribution
law: Geoch. et Cosmoch. Acta, v. 6, p. 90—99.
Osborn E. F. 1959. Role of oxygen pressure in
the crystallization and differentiation of basaltic magma:
Am. Jour. Sic., v. 257, p. 609—647.
Presnall D. C. 1966. The join forsterite-diop-
side-iron oxide and its bearing on the crystallization
of basaltic and ultramafic magmas: Ain. Jour. Sic.,
v. 264, p. 753—809.
Smith С. II., Irvine T. N. and Find-
lay D. C. 1967. Geology of the Muskox intrusion:
Geol. Survey Canada Maps 1213A and 1214A.
Smith С. II. and Kapp H. E. 1963. The Mu-
skox intrusion, a recently discovered layered intrusion
in the Coppermine River area, Northwest Territories,
Canada: Mineralog, Soc. America, Spec. Paper 1, p. 30—
35.
Taylor R. W. 1963. Liquidus temperatures in the
system FeO—Fe903—TiO2: Jour. American Ceramic
Soc., v. 46, p. 276—279.
Taylor R. W. 1964. Phase equilibria in the system
FeO—Fe2O3—TiO2 at 1300° C: Am. Mineralogist, v. 49,
p. 1016—1030.
Wager L. R. 1960. The major element variation
of the layered series of the Skaergaard intrusion and a re-
estimation of the average composition of the hidden laye-
red series and of the successive residual magmas: Jour.
Petrology, v. 1, p. 364—398.
Wager L. R., Brown G. M. and Wad-
sworth W. J. 1960. Types of igneous cumulates:
Jour. Petrology, v. 1, p. 73—85.
Wager L. R. and Deer W. A. 1939. The pet-
rology of the Skaergaard intrusion, Kangerdlugssuag.
East Greenland, Meddeleser om Gronland, v, 105, No. 4,
352 p.
Wager I. R. and Mitchell R. L. 1951.
The distribution of trace elements during strong fractio-
nation of basic magma — a further study of the Skaer-
gard intrusion, East Greeland: Geoch. et Cosmoch. Acta,
v. 1, p. 129—208.
Worst B. G. 1960. The Great Dyke of Southern
Rhodesia: Southern Rhodesia Geological Survey Bull.
47, 234 p.
Wright J. B. 1961. Solid solution relationships
in some titaniferous iron oxide ores of basic igneous
rocks: Mineralog. Mag., v. 32, p. 778—789.
ПРОИСХОЖДЕНИЕ ХРОМИТОВЫХ ПЛАСТОВ
КОМПЛЕКСА ХАРТЛИ ВЕЛИКОЙ ДАЙКИ
(РОДЕЗИЯ)
Уорст (Worst, 1960) опубликовал работу по
дифференциации и структуре родезийской Ве-
ликой Дайки, в которой дается деление ее
на четыре ультраосновных лополитовых ком-
плекса (рис. 46). Каждый из них подразде-
ляется на ряд синклинальных слоев, что, воз-
можно, связано с формированием каждого
слоя из отдельной порции магмы. На основании
этого вертикальный разрез каждого комплекса
может быть разделен на серию пачек (сверху
вниз): пачка 1 — габброидные породы; пачка 2 —
породы между основанием габброидных пород
и уровнем вблизи основания хромитового пла-
ста 2\ пачка 3 и нижележащие пачки — по-
роды под хромитовым пластом 2 (рис. 47).
Ниже габброидных пород отдельные пачки
отвечают крупномасштабным повторениям близ-
ких друт к другу стратиграфических последо-
вательностей.
Настоящая работа посвящена происхожде-
нию хромитовых пластов 1 и 2 в комплексе
Хартли (рис. 48). Эти пласты приурочены
к пачке 2. Типичный разрез через эту пачку,
построенный по материалам бурения и по-
казанный стрелкой на рис. 46, схематически
изображен на рис. 47. Положение буровых
скважин и стратиграфические взаимоотно-
шения отражены на рис. 48.
ПЕТРОГРАФИЯ
Породы пачки 2 являются среднезернистыми,
содержат хромит, оливин и бронзит в качестве
кумулятивных минералов и моноклинный пи-
роксен, плагиоклаз и биотит как интеркуму-
лятивные фазы. В зависимости от разновид-
ности кумулятивной фазы породы носят назва-
ние хромититов, пикритов, гарцбургитов и
пироксенитов. Модальные анализы зтих пород
приведены в табл. 11 —13, химические ана-
лизы в табл. 14.
Мы придерживаемся определений Уорста
(Worst, 1960): гарцбургит — 5—50% ромби-
ческого пироксена, оливиновый пироксенит —
5—50% оливина, пироксенит — 0—5% оли-
вина. Уорст использовал термин пикрит для
среднезернистых пород, богатых оливином, и
мы также пользуемся этим термином, несмотря
86
на более обычное его приложение к ультра-
основным породам с порфировидным оливином
(Drever, Johnstone, 1958).
Хромит встречается либо как преоблада-
ющая фаза в хромитовых пластах, либо в виде
вкрапленности во всех оливинсодержащих по-
родах. Время кристаллизации зтих двух разно-
видностей перекрывается, однако в гарцбурги-
тах и пикритах хромит концентрируется вдоль
краевых частей оливиновых зерен.
Таблица 11
Модальные анализы пород из нижней части
ритма 2 (буровая скважина 10)
И о И <р о к СО
Породы Номер образца S и о р S р S й о и Ф S и ч К О S rt гс
S Fl S W 2
о О и Рн в d
В. Н.10/20 86,4 0,8 0,4 10,7 0,5
Ниро- 10/18 — 88,8 1,7 0,1 8,1 1,3
ксенит 10/17 17,1 64,6 11,1 0,9 5,6 0,7
10/15 36,9 51,3 3,8 1,3 5,3 1,4
Пикрит 10/12 33,3 9.0 3,5 1,2 7,6 1,3
10/10/34 77,2 13,7 1,2 1,8 6,0 0,3
10/10/17 77,1 13,7 0,1 1,5 7,2 0,6
10/10/1 76,1 14,2 1,5 1,3 6,7 0,4
10/9 73,9 16,2 6,0 1,1 2,8 0,2
Гарц- бургит 10/8 10/7 10/6 75,1 68,4 58,5 15,8 24,8 39,0 0,7 2,5 0,8 0,9 1,9 7,8 2,2 0,6 0,5 1,5
10/5 76,1 17,9 1,3 0,8 3,9 0,3
10/3 71,2 17,8 4,1 2,3 3,3 1,4
Примечание.
Сплошная линия отвечает положению хромитового пла-
ста I.
Оливин является наиболее важной кристалли-
ческой фазой в гарцбургитах и пикритах.
Состав оливина не выходит за пределы нормы,
и он всегда до некоторой степени серпентини-
зирован. Содержание Н2О (табл. 15) показы-
вает, что степень серпентинизации в рассмат-
риваемых породах варьирует незначительно.
Большая часть зерен оливина в гарцбургитах
згв
Великая
масштаб
О 50 мили
ГабброВые
породы
Улыпраоснод- Дойка
ные породы
зо°в
Рис. 46. Интрузивные комплексы Великой Дайки
1комплекс
<музенгези
Комплекс
ведза
Комплекс
Хартли 1
комплекс.
Селюнве <
Район ।
исследований
20*
Рис. 47. Стратиграфический разрез через ритм 2,
показывающий, в частности, положение хромитовых
пластов 1 и 2
0 1 2 3 6 5 5 мили
Пайка 1
Габбро и корит
Пачка 2
Пироксенит, пикрит,
гарцбургит, хромит
Пачка 3 и пр.
Пироксенит. хромит,
гарцбургит
P~j массивный гранит
Ксенолиты сланцевого пояса
и более поздние долериты и
гранитные пластообразные
тела опущены
Хартли
(26миль)
Селисберс
(42 мили)
Салисбери
(38 миль)
Хартли {.•
{,7мал^^^1
ыфули- * -I
'^^еза.
А- *
/ - W
V -%
V -«•
р Умсвесве
щРохром
’Нейл хром
т
18в15’
ft
я
-
- ft
А» внп
-
и
\\
•1Л
W?
НМ
< \'.^,Рутала
№
Разрезы
Л
S&
n-.'.J
’р°зре3аг.
О'
Си
С»
-.. еУв1:УХ
млота IX
Х*
Л-Т/?
геозе
..Л
ей?:-»
□ Площадь детального
картирования
в • Местоположение
буровых скважин
Рудники или шахты на
хромитовых пластах
----Геологичесние границы
(пунктир означает неопредепен-
__ кость)
-*— Сбросы
= Главные дороги \
s=== Прочие дороги
Железные дороги
45,з+ Отметки высот ^45
згат___________________
Рис. 48. Часть комплекса Хартли, Великая Дайка
Таблица 12
Модальные анализы пород из нижней части
ритма 2 (буровая скважина 11)
Породы Номер образца Оливин Ортопироксен 4 5 5 S О 13 S 2 Рудные Плагиоклаз Слюда
Пиро- ксенит В. Н.11/20 — 78,6 8,4 0,1 12,4 0,6
11/19 22,2 60,9 4,6 0,5 10,7 1,0
11/18 53.1 35,9 2,3 0,9 7,0 0,8
11/14 75.6 5,3 8,5 0,8 7,3 2,3
Плкрит 11/13 75,2 10,4 0,8 1,6 11,0 0,9
11/12 72,7 11,6 0,4 2,3 12,2 0,8
11/11 77,8 15,9 0,4 2,0 2.5 1,5
11/10 72,8 16,6 0,1 1,6 8.8 0,4
11/9 52,2 34,1 1,6 8,8 2,8 0,5
Гарц- 11/8 64,2 29,3 1,2 1.0 4,0 0,6
бургит 11/7 63,6 28,9 1,0 3,6 3,1 0,5
11/6 65,6 22,4 1,5 6,4 4,0 1,1
п р и м е ч 11/1 а н и е. 66,6 1“ 1,9 9Л 4,9 1,7
Одинарная линия отвечает положению хромитового пласта
двойная линия—положению хромитового пласта 2.
Таблица 13
Модальные анализы пироксенптов из верхней
части ритма 3, показывающие возрастание
содержания оливина в пределах верхнего интервала
мощностью несколько дюймов
Номер образца Оливин Ортопироксен Клинопироксен Рудные Плагиоклаз Слюда Расстояния от основания пачки 2 вниз
Футы Дюй- мы
В. Н. 17/25 27,4 72,6 0— 1
17/26 —• 98.5 1,0 0,5 — •— 5— 0
12/2/1 19,8 74,4 0,9 4,8 — — 0— 1
12/1 14,9 83,0 0,5 — 1,5 0,2 7— 0
9/2/1 35,7 59,9 0,6 0,6 2,8 0,4 0— 2
9/1 — 97,7 0,7 — 1,6 — 5— 0
10/2 40,7 52,6 2,2 — 4,3 — 0— 2
10/1 2,4 92.5 1,4 -г- 3,6 — 6— 0
13/1 9,2 82,3 0,5 1,0 6,2 0,7 2— 0
имеет размеры от 1 до 2 мм, в то время как
в пикритах нередко встречаются кристаллы
размером 3—4 мм.
Ромбический пироксен встречается только
в виде бронзита, почти в каждом типе пород.
В пироксенитах он является первичной ку-
мулятивной фазой, а в гарцбургитах и пикри-
Таблица 14
Анализы пироксеннтов из верхней части ритма 3
п выборочные образцы из ритма 2 (скв. 10)
Компоненты Ритм 3 Ритм 2
Номер образца
17/26 13/1 9/1 10/1 10/7 10/12 10/15 10/20
Si02 52,90 53,30 54,03 54,26 37,10 40,23 47,29 55,00
TiO2 0,08 0,10 0,10 0,20 0,18 0,17 0,22 0,18
0,60 0,54 0,57 0,53 0,78 0,51 0,47 0,52
А12О3 1,35 2,12 1,75 2,17 2,30 1,90 2,76 3,44
Fe2O3 1,92 1.25 1,84 1,11 5,62 2,71 2,42 0,00
FeO 7,17 8,64 7,66 8,41 4,61 8.37 7,81 9,25
MnO 0,16 0,16 0,16 0,16 0,12 0,14 0,17 0,19
MgO 33,27 30,60 30,75 29,83 36,32 37,41 33,13 27,68
CaO 1,56 2,12 1,55 2,9 1,36 1.33 2.47 3,08
Na2O 0,14 0,30 0,19 0,44 0,10 0,20 0,37 0,47
K20 0,02 0,10 0,05 0,14 0,08 0,11 0,30 0,14
H2O+ 0,40 0,28 0,72 0,25 9,91 5,32 2,09 0,12
II2O- 0,25 0,22 0,40 0,06 0,49 0,31 0,31 0,01
p2os 0,02 0,04 0,02 0,27 0,10 0,07 0,03 0,00
co2 — — — Не опр. 0,24 1,18 Не опр. Не опр.
99,84 99,77 99,79 100,02 99,31 98,78 99,84 100,08
Cr 4123 3720 3909 3610 5180 3520 3220 3580
Ni 925 960 920 876 2383 2215 1297 625
Co 72 82 76 71 122 141 97 65
Zn 66 58 59 61 52 55 68 65
V 61 65 79 69 36 33 331 94
Ti 490 574 514 565 520 448 1735 835
Rb 6 6 8 15 13 12 23 10
Sr 5 25 13 28 22 34 90 43
s Примеч 150 ание- 1480 200 170 380 360 780 480
Здесь, а. также в табл. 15 и 17 содержания окисных ком-
понентов даны в %, в г/т. а содержания компонентов-примесей—
тах он образует пойкилитовые пластинки, вклю-
чающие округлые резорбированные зерна оли-
вина, которые иногда замещаются ромбиче-
ским пироксеном. Эти ойкокристы занимают
от трети до половины объема породы в гарц-
бургитах и около трети в пикритах. В гарц-
бургитах они иногда вытянуты параллельно
слоистости и достигают 3 см в длину, в то
время как в пикритах они изометричны и до-
стигают 5 см в диаметре. Бронзит близок
к ромбическим пироксенам бушвельдского типа
(Hess, Phillips, 1940), но кроме тонких пласти-
нок распада твердого раствора, расположенных
по 100, в этой же плоскости наблюдаются пре-
рывистые пятна бледно-зеленого моноклинного
пироксена, вытянутые параллельно оси с; ино-
гда они концентрируются в плоскости 001,
сохраняя удлинение вдоль оси с. Эти породы
являются частью дифференцированной серии
88
Таблица 15
Анализы гарцбургита, пикрита
и оливинового пироксенита из ритма 2 (скв. 11)
Компо- ненты Гарцбургит Пикрит О .ПИВИ- НО вый пиро- ксенит
Номер образца
11/1 11/6 11/7 11/8 11/9 11/10 11/11 11/12 11/13 11/14 11/18
SiO2 38,30 38,40 39,49 39,36 37,35 37,73 38,59 37,73 38,32 39,65 42,80
тю2 0,14 0,09 0,10 0,12 0,13 0,11 0,10 0,12 0,16 0,10 0,14
Сг2О3 3,59 0,95 1,53 0,98 7,41 0,77 0,71 0,75 0,58 0,46 0,58
2,15 2,41 1,78 1,73 1,77 2,19 2,50 2,62 2,62 2,26 2,66
Fe2O3 5,15 5,51 5,38 5,14 3,93 5,65 4,45 5,32 4,92 4,33 3,90
FeO 6,11 6,79 6,08 5,35 3-73 5,28 6.14 5,84 5,91 6.33 6,79
MnO 0,13 0,13 0,14 0,13 0,16 0,12 0.13 0,12 0,13 0,13 0,13
MgO 37,06 36,79 38,02 39,47 38,32 37,73 36,96 37,25 37,15 37,73 35,20
CaO 1,43 1,48 1,41 1,54 1,76 1,76 1,99 2,06 1,88 2,19 2,37
Na2O 0,19 0,14 0,14 0,15 0,13 0,14 0,19 0,16 0,15 0,29 0,25
K2O 0,12 0,13 0,12 0,15 0,04 0,09 0,09 0,11 0,12 0,13 0,21
H2O+ 5,44 6,46 5,71 5,49 5,59 7,58 7,38 8,04 7,51 6,12 4,80
h2o- 0,25 0,54 0,29 0,22 0,24 0,73 0,69 0,57 0,62 0,42 0,30
p2o5 0,03 0,03 0,03 0,04 0,01 0,02 0,01 0,03 0,06 0,03 0,04
CO2 — — — — — — — — — — —
100,09 99,85 100 22 99,87 100,57 99,90 99,93 100,42 100,13 100,17 100,17
Cr 24 500 6500 10 500 6720 50 700 5232 4838 5122 3996 3130 3950
Ni 1468 1767 2115 2027 1 605 2385 2722 2308 2213 1985 1515
Co 107 108 116 113 99 16 119 126 128 119 106
Zn 65 57 71 65 85 53 59 57 65 67 65
V 119 59 55 53 217 41 51 59 52 61 72
Ti 807 528 573 725 800 660 580 725 940 620 832
Bb 11 13 10 15 5 12 11 12 23 12 17
Sr 35 78 30 17 10 38 52 77 50 46 55
S 480 1180 830 640 830 520 670 480 340 480 500
и примечательно, что количество распавшихся
пятен увеличивается вверх по разрезу.
Моноклинный пироксен встречается во всех
породах серии, однако большее его количе-
ство содержится в пироксенитах, где в виде
пойкилитовых пластинок он включает округ-
лые зерна кристаллов бронзита. В основаниях
пачки 2 в гарцбургитах и в верхней части
пикритов он заполняет интерстиции, нередко
окаймляя кристаллы оливина. Пластинки рас-
пада твердого раствора различно ориентиро-
ваны в большинстве кристаллов.
Плагиоклаз, найденный во всех типах пород,
представляет собой исключительно интерку-
мулятивный материал и обычно бывает интен-
сивно изменен. В гарцбургитах присутствует
битовнит (Ап70_75), а Уорст (Worst, 1960) от-
мечает андезин (Ап48) в пикритах и связывает
аномально низкое содержание анортита с по-
нижением количества кальция в остаточной
жидкости вследствие раннего выделения моно-
клинного пироксена.
Коричневая слюда обычно встречается во
всех типах пород, но всегда в виде интеркуму-
лятивного материала. В нижней части пачки 2
она представлена флогопитом. Обычны выде-
ления магнетита в плоскости 0001, и при нали-
чии хромита нередко встречаются слюдистые
зальбанды.
СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ
И ПЛОЩАДНЫЕ ВЗАИМООТНОШЕНИЯ
Рассмотрение отдельных слоев в пачке 2 —
пироксенита из верхней части пачки 3, хроми-
товых пластов 1 и 2 и пикритового горизонта —
выявляет заметные горизонтальные и верти-
кальные вариации в этой колонке. Контакт
между пироксенитом пачки 3 и гарцбургитом
и хромититами пачки 2 не всегда резок. Табл. 3
показывает, что в некоторых местах вблизи
контакта существует заметное обогащение оли-
вином в пироксенитах, а там, где контакт
89
имеет более неправильное очертание, в выше-
лежащих гарцбургитах обычно встречаются
ксенолиты пироксенитов.
По данным площадного расположения буро-
вых скважин (см. рис. 48) можно сравнить
13
Район
МакВиро
СеВер
17
ВВ80
Юе
6 5 10 11
— Хррмитито-
“ быа пласт
1
Рис. 49. Модальные вариации хромита в лежачем
и висячем боках хромитового пласта 1
Буровая
скважина
Рис. 50. Вариации
модального содержания хромита
в лежачем и висячем боках хромитового пласта 1
горизонтальные и вертикальные изменения пла-
стов 1 и 2 (рис. 49). Хромититовые пласты
в центральной части комплекса отличаются
заметной полосчатостью. К северу и югу они
приобретают более компактный характер, но
вокруг северного окончания площади распро-
странения габброидных пород они вновь ста-
новятся полосчатыми. В противоположность
хромититовому пласту 2 пласт 1 всегда имеет
постепенные верхние и нижние контакты
(рис. 50). Тело пикритовых пород утоньшается
к северу и югу от центра комплекса и отсут-
ствует за пределами габброидных пород. Кон-
такт пикрита с вышележащим оливиновым
пироксенитом резкий, в то время как контакт
пикрита с подстилающим гарцбургитом имеет
постепенный характер. Макроскопически пере-
ход от гарцбургита к пикриту выражен в общем
увеличении размера зерен, увеличении раз-
мера ойкокристов ромбического пироксена от
3 до 5 см и в возрастании количества разме-
ров зерен интерстициального полевого шпата.
Эти изменения минерального состава отражают
модальные анализы 10/9, 10/10/1, 10/10/34,
10/12, приведенные в табл. 11.
Структуры течения трудноразличимы в по-
родах дайки, обогащенных оливином. В пиро-
ксенитах вблизи верхней части пачки 2 часто
наблюдается пространственная ориентация кри-
сталлов ромбического пироксена. В верхней
части пикритов из буровой скважины 15 от-
мечается трахитоидность, а в скв. 11 ойко-
кристы ромбического пироксена ориенти-
рованы длинными осями параллельно главной
расслоенности.
Главные вариации модального состава в вер-
тикальном направлении от основания пачки 2
кверху отражены в табл. 11 и 12. Из этих
таблиц следует, что в указанном направлении
происходит возрастание отношения оливина
к ромбическому пироксену от среднего зна-
чения 2,7 в гарцбургитах до 5,4 в пикритах
и увеличение содержания полевого шпата в
пикритах. Количество моноклинного пирок-
сена выше в основании пачки в верхней части
пикритов, а также в безоливиновых пирок-
сенитах.
ИЗМЕНЕНИЕ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА
В ВЕРТИКАЛЬНОМ НАПРАВЛЕНИИ
В ПИРОКСЕНИТАХ,
ГАРЦБУРГИТАХ
И ПИКРИТАХ
Поскольку рассматриваемые породы являются
ультраосновными и состоят более чем на 90%
из SiO2, FeO | Fe2O3 и MgO, вариации хими-
ческого состава могут носить лишь ограничен-
ный характер. Из данных по скв. 10, отра-
женных на рис. 51, можно выяснить следу-
ющие закономерности.
1. Между пачками 2 и 3 (снизу вверх) проис-
ходят следующие изменения:
а) увеличение MgO/FeO + Fe2O3 (3.17—3,76),
Fe203/Fe0 + Fe2O3 (0,11-0,52), MgO (29,83-
36,32%),Cr2O3(0,53—0,78%), Ni (876—2,383 г/т);
б) уменьшение SiO2 (54,26—37,10%), V/Ti
(0,12—0,07), V (69—38 г/т) и Zn (61—52 г/т).
90
Рис. 51. Вертикальные вариации содержаний главных и примесных компонентов в породах
в целом в разрезе буровой скважины 10 от верхнего контакта ритма 3 до цироксенита
ритма 2. Во всех случаях Fe2O3 пересчитано на FeO.
Наблюдаются незначительные вариации в
концентрации FeO + Fe2O3, Ti, Rb и Sr
и отношения Rb/Sr.
2. В пределах пачки 2 изменения состава
от гарцбургитов вверх в пироксениты состоят
в следующем:
а) возрастают — SiO2 (37,10—55,00%), V/Ti
(0,07—0,11), S (380—480 г/т) и Zn (52—65 г/т);
б) убывают—MgO/FeO + Fe2O3 (3,76—2,99),
Fe2O3/FeO + Fe2O3 (0,52 — oo), MgO (36,32—
27,68%), FeO + Fe903 (9,67-9,25%), Cr.2O3
(0,78—0,52%), Rb/Sr (0,59—0,23) и Ni (2383—
625 г/т).
Рис. 52 и 53 отражают в деталях вертикаль-
ные изменения состава в пределах пачки 2
в буровой скважине 11. Здесь не рассматри-
ваются анализы истинных хромититов, а толь-
ко изменения состава силикатных пород по
мере приближения к хромитовым пластам.
Пласт 2 находится на 15—19 футов выше ос-
нования пачки 2 в этом разрезе и целиком
залегает в гарцбургите.
1. Вблизи хромитового пласта 2: не отме-
чается заметных вариаций в концентрации
какого-либо элемента по обе стороны от него.
2. Вблизи хромитового пласта 1 происхо-
дят следующие изменения:
а) увеличение от лежачего бока к висячему—
Сг2О3 (0,98-7,41%), V/Ti (0,07-0,27), Ti
Буровая
скоамина
Пачка 2
Омбиновый
пироксенит
200(рт.
Пикрит
120
Хромитовый
пласт 1
ГариЬургит
Пласт2
Oipm
Почка 3
Пироксенит
Рис. 52. Детальное изображение вертикальных вари-
аций содержаний главных элементов в породах в целом
по разрезу буровой скважины 11 от верха ритма 3
через хромитовые пласты 1 и 2 вверх до оливинового
цироксенита пачки 2. Fe2O3 пересчитано па FeO
91
Рис. 53. Детальные вариации содержаний Сг203 и эле-
ментов-примесей для разреза, показанного на рис. 52
(725—800 г/т), S (640—830 г/т), V (53—217 г/т)
и Zn (65—85 г/т);
б) увеличение от лежачего к висячему боку
с незначительным возрастанием от пород ниже
по разрезу в самом лежачем боку — MgO/FeO +
+ Fe2O3 (3,96-5,27), Fe2O3/FeO + Feo03
(0,46-0,49);
в) уменьшение от лежачего бока к вися-
чему - FeO + FeaO3 (9,98-7,27%), SiOa
(39,36-37,35%), Rb/Sr (0,88-0,50), (2027-
1605 г/т), Co (113—99 г/т), Rb(15—5 г/т) и
Sr (17—10 г/т);
г) возрастание и к висячему, и к лежачему
бокам MgO на 1—2%.
ВАРИАЦИИ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА
ХРОМИТА И ОЛИВИНА
Содержания форстерита из скв. 10, 11, 13,
15, определенные рентгенометрически (Hotz,
J ackson, 1962), показаны в табл. 16 и на рис. 54.
Анализы мономинеральных фракций хромитов
из скв. 11 на главные и малые элементы при-
ведены в табл. 17 и на рис. 55 и 56.
Рисунок 54 показывает, что изменения со-
става оливинов состоят в общем в понижении
содержания форстеритовой молекулы от FoS0
в основании пачки 2 до Fo82 вверху пачки.
Наблюдаются отдельные отклонения от этой
общей закономерности. Резкий скачок на-
блюдается на контактах пачек 2 и 3, где пиро-
ксенит перекрывается хромититом или гарц-
бургитом. Хотя концентрации форстерита в
оливинах возрастают снизу вверх по разрезу
верхней части пачки 3, в скв,-13, например,
на 3 фута ниже хромититового пласта 2 со-
держится оливин Fo82 5 , а на 3 дюйма ниже —
Fog61. В пределах пачки 2 содержание форсте-
ритовой молекулы в оливинах уменьшается
снизу вверх, за исключением пласта 1, где
Таблица 16
Содержания форстерита в оливинах по данным рентгенометрии
Номер образца Форстерит, OZ /0 Номер образца Форстерит, % Номер образца Форстерит, % Номер образца Форстерит, %
10/14 81,2 11/19 83,8
10/13 86,4 11/18 82,9
10/12 87,0 11/16 82,4
10/11 85,4 11/14 86,8 13/15 85,5
10/10/34 92,2 11/13 87,0 13/14 86,7
10/10/17 92,2 11/12 87,0 13/12 86,8 15/21 82,3
10/10/1 91,2 11/11 85,5 13/11 86,1 15/19 81,0
10/8 86,0 11/10 88,0 13/10 84,2 15/17 83,6
10/7 87,3 11/9 90.7 13/8 87,8 15/15 87,4
10/6 87,5 11/8 90,1 13/7/2 89,3
10/6/7 87,1 11/7 85,1 13/6 84,7
10/5 85,6 11/6 85,7 13/5 83,3
10/4 86,7 11/3-5 87,5 13/4 85,1 15/5 87,8
10/3 89,3 11/3/1 84,5 13/3 85.6
10/2/3 86,8 11/1 84,0 13/2/1 86,1
13/1 82,5
Примечание.
Одинарная линия отвечает положению хромитового пласта I, двойная линия—положению хромитового пласта 2.
92
Буровая
скважина
Ю Д
ю/п
13
Пикрит
12
13
12
ПО
Гарцбургит
Пласт?
13/15
14
11
10
8
Буровая
скважина
Отт
ПачкаЗ
Пироксенит
Хромитовый
пласт 1
Буровая
скважина
Пачка 2
Оливинсвыи т
пироксенит 'О. -
260tpm V
12
-15
18
№
14
90 80 90 80
Щ% Fo,%
90 80
Fo,%
17
-6
-5
-5
-1»
90 80
Го, %
Рис. 54. Вертикальные вариации содержаний форстери-
та в оливинах для четырех стратиграфических разре-
зов.
Данные для оливинов из хромитовых пластов не показаны, за
исключением скв. 11, где даны средние значения для оливинов
из переслаивающихся гарцбургитов
модальные количества хромита возрастают. На
примере скв. 10, где отбор проб для анализов
был особенно частым, можно видеть, что это
изменение распространено на расстоянии всего
5 футов в гарцбургите, непосредственно под-
стилающем пласт 1. Максимум концентрации
форстерита, наблюдаемый в скв. 10, на 164 фута
выше основания пачки 2, также коррелируется
с возрастанием модального содержания хро-
мита (см. табл. 11).
Рисунок 55 показывает направление изме-
нения состава образцов хромита из скв. 11.
Значения для пласта 2 даются как средние
по шести анализам из различных полос этого
пласта. Как указывалось выше, пласт 2 лежит
на 15—19 футов выше основания пачки 2
в этом разрезе. Показанные графически дан-
ные иллюстрируют следующие взаимоотно-
шения.
1. Общие вертикальные изменения снизу
вверх:
а) возрастание — А12О3, Fe2Os, Al2O3/MgO,
Fe2O3/FeO + Fe2Oa, Ni, V, Ti;
б) уменьшение — Cr2Oa, FeO, Cr2O3/FeO -|-
+ Fe2O3 и MgO/FeO + Fe20a.
Заметных изменений содержания MgO, Мп
и V/Ti не наблюдается.
2. Вблизи хромитового пласта 2 заметных
различий между составами лежачего и вися-
чего боков не наблюдается.
3. Вблизи хромитового пласта 1 отмечено:
а) возрастание от лежачего к висячему бо-
ку - А120а (12,70-14,35%), Cr2O3/FeO +
+ Fe2O3 (2,23-2,64), MgO/FeO + Fe2O3(0,31-
0,52) и V/Ti (0,26-0,36);
б) отсутствие заметных изменений в содер-
жаниях Ni от лежачего к висячему боку;
Буровая
скважина
Пачка 2
Пикрит
160/рт
Хромитовый
пласт 1
Гарцбургит
Пласт 2
Осрт.
ПачкаЗ
Пироксенит
Рис. 55. Вертикальные вариации главных и примесных элементов в выделенных хромитах
из гарцбургитов и пикритов в основании ритма 2 по разрезу скв. 11.
Величины для пласта 2 отвечают среднему из шести анализов для отдельных полос в этом пласте. В каж-
дом случае Fe2O3 пересчитано на FeO
93
Рис. 56. Вертикальные вариации содержаний главных и примесных элементов в очищенных
хромитах из отдельных полос в пласте 2.
Показаны также содержания форстерита в оливинах из прослоев гарцбургитов. В каждом случае Fe2O3 пере-
считано на FeO
в) уменьшение от лежачего к висячему боку
FeO (20,24-18,61%), Fe2O3 (3,86—1,37%),
Al3O3/MgO (1,73—1,38), Fe2Og/FeO + Fe2O3
(0,16-0,07), V (1610-1000 г/т), Ti (6310-
2800 г/т) и Ми (3440—2730 г/т);
г) возрастание содержаний Сг2О3 и к лежа-
чему, и к висячему бокам на 2—3%.
Шесть анализов образцов из отдельных полос
пласта 2 (скв. 11) приведены в табл. 17 и схе-
матически показаны на рис. 56. Снизу вверх
в полосах наблюдается небольшое увеличе-
ние Сг2О3, Cr2O3/FeO + Fe2O3 и V/Ti, со-
провождающееся очень небольшим уменьше-
нием FeO, Fe2O3, MgO и Ti. В каждом слу-
Таблица 17
Анализы хромитов из буровой скважины 11 (ритм 2)
Компо- ненты Помер образца
11/1 11/3/2 11/4/2 11/4/5 11/4/10 11/5/1 11/5/3 11/6 11/7 11/8 11/9 11/10 11/11 11/12
СгаОд 50,30 55,09 55,30 55,27 57,00 57,25 56,50 50,70 50,98 53,70 52,80 50,40 48,00 50,30
А12О3 15,45 11,80 11,25 12,69 12,94 11,05 12,60 13,30 13,94 12,70 14,35 14,96 15,58 13,66
Ре2О3 2,74 2,16 6,32 2,20 1,67 1,74 1,79 2,81 3,30 4,29 1,52 4,00 5,18 5,59
FeO 20,88 18,54 17,52 17,83 17,63 18,00 16,61 22,78 22,22 20,24 18,61 21,83 20,59 20,89.
MgO 9,26 10,24 9,95 9,77 9,48 9,87 9,73 7,10 7,25 7,35 10,40 7,00 7,10 7,00
TiO2 0,78 0,80 0,55 0,64 0,62 0,54 0,58 1,28 1,07 1,05 0,47 0,88 1,36 1,39
MnO 0,35 0,31 0,26 0,32 0,19 0,29 0,25 0,44 0,35 0,44 0,38 0,36 0,34 0.40
CaO 0,08 0,12 0,11 0,13 0,21 0,21 0,07 0,13 0,10 0,16 0,12 0,13 0,09 0,12
S1O2 1,40 1.78 1,35 1,62 1,30 1,38 1,37 1,65 1,35 1,31 1,74 1,33 1,74 1,45
101,24 100,84 98,61 100,47 101,14 100,31 99,50 100,19 100,56 101,24 100,39 100,89 99,71 100,80
Mn 2690 2390 2010 2490 2210 2100 1895 3410 2690 3440 2930 2800 2630 3070
Ni 673 735 790 785 894 625 785 965 1065 1060 1100 1165 1345 1255
V 1560 1410 1320 1390 1300 1400 1320 1610 1470 1610 1000 1560 1610 1680
Ti 4660 4810 3320 3830 3720 3220 3450 7670 6220 6310 2800 8150 5250 8300
Cr/Fe 1,89 2,37 2,48 2,46 2,63 2,55 2,73 1,76 1,78 1,96 2,32 1,74 1,67 1,71
RO/R2O3 1,06 1,05 1,01 0,99 0,95 1,01 0,94 1,04 1,00 0,93 1,05 0,96 0,94 0,94
Примечание.
Анализы образцов, отобранных снизу вверх по разрезу, расположены слева направо. Номера 11/3/2,— -11/5/3 отвечают от-
дельным полосам в хромитовом пласте 2.
94
чае наибольшее увеличение или уменьшение
соответствующих величин имеет место в более
мощной полосе и там, где полосы расположены
ближе друг к другу.
В перемежающихся гарцбургитах каких-либо
вариаций отношения MgO/FeO Д- Fe2O3 в хро-
митах и содержания форстерита в оливинах
не обнаруживается.
СОСТАВ ХРОМИТА
Сравнение анализов мономинеральных фрак-
ций хромита с более ранними анализами для
этого же района и с анализами для двух других
хорошо известных хромитоносных расслоен-
ных интрузий, таких, как комплекс Стилуо-
тер (Монтана) и Бушвельдский комплекс (Юж-
ная Африка), показывает, что руды Великой
Дайки характеризуются более высокими от-
ношениями Cr/Fe (табл. 18). Тейер (Thayer,
1946) отмечал корреляцию между химическим
составом хромита, ассоциирующими с ним
минералами и вмещающими их породами. Две
отмеченные особенности хорошо согласуются
с заключениями Тейера: закономерная связь
изменения отношения MgO/FeO Д- Fe2O3 в гар-
цбургите с содержаниями хромита и оливина
Рис. 57. Сравнение зависимостей между содержа-
ниями ванадия и трехвалентного железа в хроми-
тах Великой Дайки (а) и в хромитах Трансвааля (6).
De Wet, 1956
в нем и более низкие содержания хромитов
в относительно более кислых пироксенитах
Бушвельдского комплекса и полевошпатовых
гарцбургитов Стилуотера по сравнению с хро-
митами Великой Дайки.
Возрастание отношения Al2O3/MgO в хро-
митах с увеличением высотной отметки их
Таблица 18
Сравнение содержаний Сг2О3 и отношений Cr/Fe
в хромитах
Характеристика образ- цов Gr gOs Cr/Fe Число ана- лизов
Великая дайка (результаты автора)
Вкрапленный хромит из гарцбургита 48,0-53,7 1,67—2,32 8
Хромит из хромито- вой полосы в пла- сте 2 Великая Дайка, комплекс Хартли (Worst, 1964) 55,1—57,3 2,37—2,73 6
Пласт 1 51,02-51,68 1,93—2.06 2
Пласт 2 Комплекс Бушвельд, Восточный Транс- вааль (De Wet, 1952) 52,59-52,86 2,26—2,40 2
Высший сорт 50—53 2,0—2,3
Средний » 43—47 1,45—1,75 20
Низший » (все образцы из по- лос в пироксените) Западный комплекс Бушвельд (Wan der Walt, 1941) 42—45 1,2—1,3
Вкрапленный хромит из пироксенита 41,8—46,5 0,84—1,62 46
Хромит в пироксе- ните из хромитито- вых полос в ба- зальной, нижней, средней и верхней группах Центральная часть Стилуотера (Howlanf, 1955) 35,6—47,3 0,87—1,59 11
Хромит из хромити- товых полос в гарцбургите Район Баулдер Ривер, комплекс Стилуотер (Howland et al, 1949) 42—48 1.46—2,20 4
Вкрапленный хромит из дунита или гарцбургита 40,5-47,82 1,23—1,57 6
Хромит из хромити- товых полос в гарц- бургите 46,02-50,98 1,69-1,99 9
95
залегания согласуется с наблюдениями в пе-
ридотитах из Турции (Kaaden, 1959), Де Вет
(De Wet, 1956), отметил отчетливые корреля-
ции между содержаниями ванадия и общего
железа в трансваальских хромитах. Сравнение
диаграммы де Вета с результатами настоящей
работы приведено на рис. 57. Можно видеть,
что выявляются аналогичные закономерности
и что продолжения линий, проходящих через
наблюдаемые точки, пересекают оси координат
в тех же секторах. Отношения Fe/V для транс-
ваальского хромита в большинстве случаев
укладываются в интервал 80—120. За исклю-
чением одного значения отношения Fe/V, по-
лученные в настоящей работе, попадают в ин-
тервал 109—130. Вследствие более низких
содержаний Сг2О3 в трансваальских хромитах
содержания железа в них выше. Для хроми-
тов Стилуотера отмечаются аналогичные взаимо-
отношения между V2OS и Fe2O3 (Jackson et
al, 1960). Взаимоотношения между V и Fe2O3
ясны из сходных направлений соответству-
ющих кривых на рис. 55.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Петрографические, стратиграфические и ана-
литические данные позволяют вскрыть следу-
ющие особенности рассматриваемого объекта:
1) переход в горизонтальном направлении
от полосчатых к массивным породам в пределах
обоих хромитовых пластов (7 и 2);
2) увеличение модального содержания оли-
вина и возрастание форстерита в нем к верху
пачки 3 обычно наблюдается в пределах не-
скольких дюймов;
3) наличие постепенных контактов верхнего
и нижнего хромитового пласта 7 и постепенного
верхнего контакта пласта 2\
4) резкое изменение состава в отношении
главных и малых элементов в основании пачки 2
и вблизи хромитового пласта 7. Изменение
химического состава в породах висячего бока
этого пласта отмечается в ближайшей базаль-
ной части с увеличения MgO, Mg/FeO +
+ Fe2O3, Fe2O3/FeO + Fe2O3;
5) возрастание содержания форстерита в оли-
винах в направлении к хромитовым пластам.
Это особенно заметно для пласта 7, породы
висячего и лежачего боков которого предста-
влены гарцбургитами;
6) отсутствие существенных различий между
составами вкрапленных хромитов в висячем
и лежачем боках пласта 2, где этот пласт за-
легает выше основания пачки 2. Вблизи пласта
7 наблюдаются заметные изменения химического
состава при переходе от вкрапленного хромита
лежачего бока к висячему боку, за исключе-
нием содержания Сг2О3, которое возрастает
почти одинаково и сверху и снизу в направле-
нии к пласту;
7) отдельные полосы пласта 2 показывают
небольшие вариации состава. Основное изме-
нение состоит в обогащении Сг2О3 и возраста-
нии отношения Cr2O3/FeO + Fe2O3 в наиболее
мощной полосе и там, где полосы расположены
очень близко друг к другу.
Обсуждая петрогенезис Великой Дайки, Уорст
(Worst, 1960) на основе петрографических дан-
ных пришел к выводу, что дайка сформирова-
лась в результате нескольких инъекций магмы,
поступавшей из первичной магматической ка-
меры. Результаты настоящей работы подтвер-
ждают эту точку зрения и позволяют осветить
механизм процесса более детально. Страти-
графическое положение хромитовых пластов
в разрезе расслоенных пород и вариации со-
става отдельных минералов не подтверждают
мнение о том, что эти породы являются скопле-
ниями остаточной жидкости.
Можно предположить, что слои пачки 2
внедрились в жидком состоянии в камеру, где
они растеклись по горизонтальному дну, ко-
торое к тому времени затвердело почти пол-
ностью. Там, где затвердевание нижележащих
ранее существовавших пород было полным,
образовались резкие контакты, а в верху пачки
3, где наблюдается возрастание как количества,
так и магнезиальпости оливина, имелись участ-
ки частично консолидированной «кашицы», что
привело к образованию неправильных контак-
тов. Последующая дифференциация зтой пор-
ции магмы привела к кристаллизации и гра-
витационному осаждению хромита и оливина,
причем более тяжелые кристаллы хромита па-
дали па дно первыми, образуя хромитовый
пласт 2, вслед за ними формировались гарц-
бургиты, содержащие только вкрапленность
хромита.
Еще до завершения кристаллизации этой
порции магмы произошло внедрение следующей
порции, причем та же последовательность про-
цессов кристаллизации и осаждения привела
к образованию хромитового пласта 7. То, что
хромитовый пласт 7 и вышележащие породы
кристаллизовались из отдельной порции магмы,
подтверждают следующие характеристики: из-
менение петрографического характера гарц-
бургита, залегающего непосредственно над пла-
стом 7 и состоящего целиком из оливина и пой-
килитового ромбического пироксена; измене-
ния концентрации главных и малых элементов
в породах в целом и в хромитах одновременно
с ковариациями отношений MgO/FeO -J- Fe2O3
в оливине, в породе в целом и в хромите;
96
изменения окислительного отношения. Однако
ранее существовавшая жидкость, смешиваясь
с новой порцией магмы, проникала в верхние
5 — 10 футов кристаллической «кашицы» на дне
камеры, что нашло отражение в наличии вы-
сокомагнезиальных оливинов и обогащении
хромитов Сг2О3 в части пачки 2 непосредственно
под хромитовым пластом 1. Такое обогащение
могло достигаться посредством диффузии ма-
териала из вышележащей магмы в иптерстпции
нижележащей «кашицы», как это допускается
Узйджером (Wager et al, 1960) для объяснения
адкумулятивпой кристаллизации. Новая по-
ступающая в интерстиции жидкость находилась
при более высокой температуре, вследствие чего
происходило растворение и образование более
магнезиальных оливинов и более хромистых
хромитов.
Остается рассмотреть следующие вопросы:
1) вариации высоты хромитового пласта 2
над основанием пачки 2-
2) вариации типа полосчатости, проявленные
в обоих пластах, как это показано графически
на рис. 49.
Вариационные кривые па рис. 56 показыва-
ют, что в пределах одного пласта состав хро-
мита от одной полосы к другой варьирует не-
значительно. Единственное заметное изменение
состоит в увеличении содержания Сг2О3, ко-
торое наблюдается в наиболее мощной и наи-
более массивной полосе, а также там, где от-
дельные полосы расположены ближе друг к дру-
гу. Многие авторы обсуждали механизм и влия-
ние конвекционных потоков на появление слоев
в основных и ультраосновпых интрузивах (Wa-
ger, Deer, 1939; Hess, 1960; Cameron, Emerson,
1959). Достаточно увидеть охлаждение искус-
ственного расплава в тигле, чтобы понять,
насколько сложны процессы кристаллизации
крупной массы расплавленной магмы с более
холодными крышей, стенками и дном, если они
протекают без конвекционных замкнутых по-
токов. Отсутствие полосчатости в отдельных
хромитовых пластах позволило Уорсту (Worst,
1960) отрицать возможность того, что конвек-
ционные потоки могли вызывать расслоепность
в Великой Дайке. Однако в настоящей работе
показано, что пласты 1 и 2 неоднородны в го-
ризонтальном направлении и что в пироксепи-
тах и некоторых пикритах отмечается трахито-
идность и почти горизонтальная ориентировка
ойкокристов ромбического пироксена; эти фак-
ты свидетельствуют о наличии течения в ходе
кристаллизации. Посредством такого механиз-
ма могла возникать полосчатость хромитовых
пластов и с помощью его можно также объяс-
нить подъем пласта 2 выше основания пачки
без заметных вариаций состава отдельных по-
7 Закав 164
лос. Поскольку изменения в горизонтальном
направлении в хромитовых пластах достаточно
закономерны, можно предположить, что в ходе
кристаллизации каждой порции магмы имела
место лишь одна конвекционная ячейка. Это
подтверждается данными Триттона и Зараги
(Tritton, Zarraga, 1966), которые указывают,
что конвекционные ячейки могут иметь зна-
чительно большие горизонтальные размеры,
чем глубина слоя.
Теорию последовательных магматических инъ-
екций из первичной камеры ни в коем случае
нельзя назвать повой; опа уже привлекалась
Брауном (Brown, 1956) и Уодсуортом (Wads-
worth, 1961) для объяснения расслоеппости
ультраосновпых пород Рама, Ломбаардом
(Lombaard, 1934) для расшифровки механизма
возникновения главной части Бушвельдского
комплекса и Ван дер Вальтом (Van der Wall,
1941) при изучении хромитовых руд Западного
Бушвельда. Джексон (Jackson, 1961) доказы-
вает, что циклические повторения гарцбурги-
тов, хромитов и бропзититов в ультрамафиче-
ской зоне Стилуотера связаны с замкнутыми
конвекционными потоками магмы. Однако в от-
личие от результатов данной работы его ис-
следование хромитов Стилуотера (Jackson, 1963)
показывает очень небольшие вариации окисли-
тельных отношении в вертикальном направле-
нии во всех разрезах Стилуотера; это подтвер-
ждает предположение об отсутствии изменений
валового состава в течение кристаллизации.
Камерон и Эмерсон (Cameron, Emerson, 1959;
Cameron, 1963) в работе по бушвельдским
хромитовым месторождениям отрицают воз-
можность повторных магматических инъекций,
полностью полагаясь для объяснения расслоен-
пости па дифференциальные магматические по-
токи. Это подтверждается многочисленными пет-
ротектоническими данными, полученными
Шмидтом (Schmidt, 1952). Камерон и Эмерсон
(Cameron, Emerson, 1959) показали, что отно-
шение MgO/FeO в сосуществующих бронзитах
и хромитах возрастает к середине Стилпоорт-
ского пласта, являющегося главным хромитито-
вым горизонтом в этой части Бушвельда, име-
ющим постепенные переходы в верхнем и ниж-
нем контактах. При объяснении этой особенно-
сти они предполагают, что обогащение хромита
и бронзита MgO по отношению к FeO в богатых
хромитом породах связано с их более медленной
скоростью накопления и с большими возможно-
стями для реакции с вышележащей жидкостью
до окончательного захоронения. Поскольку
трудно объяснить, почему скорость потоков
варьировала так часто и в такие подходящие
моменты, можно предположить, что подобные
геохимические вариации могут быть связаны
с поступлениями новых порций богатого MgO
расплава. Более того, Камерон и Эмерсон
(Cameron, Emerson, 1959) обсуждая особенно-
сти состава нижней части Стилпоортского пла-
ста, отмечают уменьшение вверх отношения
суммы плагиоклаза, моноклинного пироксена
и биотита к сумме бронзита и хромита, что они
связывают либо со снижением количества ин-
терстициальной жидкости, либо с изменением
ее состава. Трудно увязать зто утверждение
только с вариацией магматических течений,
поскольку в таком случае вряд ли может со-
кратиться поровое пространство между куму-
лятивными кристаллами.
В заключение отметим, что магматические
потоки, вероятно, вызвали появление боль-
шинства мелкомасштабных ритмичных вариа-
ций в Бушвельде и Великой Дайке. Но в случае
Великой Дайки крупномасштабная расслоен-
ность, вероятно, явилась следствием повторных
инъекций магмы.
Brown G. М. 1956. The layered ultrabasic rocks
of Rhum, Inner Hebrides: Phil. Trans. (Ser. B), v. 240,
pp. 1—53.
Cameron E. N. and E m e r s о n M. E. 1959.
The origin of certain chromite deposits in the eastern
part of the Bushveld Complex: Econ. Geol., v. 54,
pp. 1151—1213.
Cameron E. N. 1963. Structure and rock sequen-
ces of the Critical zone of the Eastern Bushveld Complex:
Miner. Soc. Amer., Spec. Paper 1, pp. 93—108.
D r e v e r H. I. and Johnston R. 1958. The
petrology of picrite 5 tocks in minor intrusions — a He-
bridean group: Trans. Roy. Soc. Edinb., v. 63, pp. 459—
499.
Hess H. H. and Phillips A. H. Optical
properties and chemical composition of magnesian ortho-
pyroxenes: Amer. Min., v. 25, pp. 271—285.
H о t z P. E. and Jackson E. D. 1962. X-ray
determinative curve for natural olivines of composition
F°eo—95: U. S. Geol. Survey Prof. Paper 450.
Howland A. L., G a r r e Is E. M. and Jo-
nes W. R. 1949. Chromite deposits of Boulder River
area, Sweet Grass County, Montana: U. S. Geol. Sur-
vey Bull. 948-C.
Howland A. L. 1955. Chromite deposits in cent-
ral part Stillwater Complex, Sweet Grass County, Mon-
tana: U. S. Geol. Survey Bull. 1015-D.
Ito J. 1961. A new method of decomposition for
refractory minerals and its application for the determi-
nation of ferrous iron and alkalis: Sci. Papers, Coll.
Gen. Edu., Univ. Токуо, v. 11, pp. 47—68.
Jackson E. D., D i n n i n J. I. and Bast-
г о n H. 1960. Stratigraphic variation of chromite com-
position within chromitite zones of the Stillwater Comp-
lex, Montana (abs.): Geol. Soc. Amer. Bull., v. 71,
1896 p.
Jackson E. D. 1961. Primary textures and mine-
ral associations in the Ultramafic zone of the Stillwater
Complex, Montana: U. S. Geol. Survey Prof. Paper 358.
Jackson E. D. 1963. Stratigraphic and lateral
variation of chromite in the Stillwater Complex: Miner.
Soc. Amer., Spec. Paper 1, pp. 46—54.
Kaaden G. van de r. 1959. On relationship
between the composition of chromites and their tectono—
magmatic position in peridotite bodies of south — west
Turkey: Bull. Min. Res. Explor. Inst. Turkey, v. 52
(M. A. 14—257).
Lombaard В. V. 1934. On the differentiation
and relationships of the rocks of the Bushveld Complex:
Trans. Geol. Soc. S. Afr., v. 37, pp. 5—52.
Schmidt E. R. 1952. The structure and compo-
sition of the Merensky Reef and associated rocks on
the Rustenburg Platinum Mine. Trans. Geol. Soc. S.
Afr., v. 55, pp. 231—280.
Thayer T. P. 1946. Preliminary chemical cor-
relation of chromite with the containing rocks. Econ.
Geol., v. 16, pp. 202—217.
Tritton J. and Z a r r a g a, M. N. 1966. Con-
vection in horizontal layers with internal heat genera-
tion: Abs. NATO Adv. Study Inst., —The Mantles of
the Earth and Terrestrial Planets, 11—4.
Wadsworth W. J. 1961. The layered ultra-
basic rocks of south — west Rhum, Inner Hebrides:
Phil. Trans., v. 244B, pp. 21—64.
Walt C. F. J. van d e r. 1941. Chrome ores
of the Western Bushveld Complex: Trans. Geol. Soc.
S. Afr., v. 44, pp. 79—112.
Wager L. R. and Deer W. A. 1939. Geologi-
cal investigations in East Greenland. Pt. ill. The petro-
logy of the Skaergaard intrusion, Kangerdlugssuak:
Medd. Gronland, v. 105, No. 4, pp. 1—352.
Wager L. R., Brown G. M. and W ads-
worth W. J. 1960. Types of igneous cumulates:
Jour. Petrol., v. 1, pp. 73—85.
Wet J. F. de 1952. Chromite investigations —
Pt. Ill, Variations in the composition of the pure chro-
mite mineral from the eastern chrome belt, Lydenburg
District: Jour. Chem. Metall. Min. Soc. S. Afr., v. 52,
pp. 143—153.
Wet J. F. 1956. Chrome investigations — Pt. VI,
The vanadium content of Transvaal chromite: J our.
Chem Metall. Min. Soc. S. Afr., v. 56, pp. 457 -462.
Worst B. G. 1960. The Great Dyke of Southern
Rhodesia: S. R. Geol. Survey Bull. No. 47.
Worst B. G. 1964. Chromite in the Great Dyke
of Southern Rhodesia. Geol. Soc. S. Afr., — The Geology
of some Ore Deposits in Southern Africa: v. II, pp. 209—•
224.
ХРОМИТОВАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ
ОФИОЛИТОВОГО КОМПЛЕКСА ВОУРИНОС
(СЕВЕРНАЯ ГРЕЦИЯ)
Греция добывает хромит огнеупорного качества
уже более сотни лет, но разработка хромита
для металлургии была начата всего за несколь-
ко лет до Второй мировой войны. Такой хромит
добывается в основном в районе горы Воури-
нос, недалеко от знаменитого Олимпа. Всего
здесь было разведано и выработано около де-
сятка небольших трубообразных тел массивной
руды, от 1 тыс. до 10 тыс. т каждое.
Район Воидолаккос (Северный Воуринос) ха-
рактеризуется мелкими телами массивного хро-
мита, а район Ксероливадо (Южный Воури-
пос) — месторождениями шлирового типа. Раз-
веданные запасы составляют более 1 млн. т
низкосортной руды (18—20% Сг2О3). Эти два
района в офиолитовом комплексе имеют инте-
ресные особенности геологического строения
и минерализации.
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ ГРЕЦИИ
Большая часть геологических формаций Гре-
ции принадлежит к альпийской геосинклинали
триасового и более молодого возраста. Оси
складок в основном направлены с северо-за-
пада на юго-восток, в результате чего основные
горные хребты Греции также протягиваются с
северо-запада на юго-восток, и это так называе-
мое «динаридское» направление резко домини-
рует в геоморфологическом облике страны.
Мезозойские осадки альпийской геосинкли-
нали залегают несогласно на кристаллических
породах, выходящих па поверхность в Восточ-
ной Греции и имеющих в основном палеозой-
ский возраст. Они смяты в складки в два
периода орогенических движений — в герцин-
ский (северо-восточного простирания) и аль-
пийский. Точное разграничение этих двух ти-
пов структур в пределах Греции оказывается
не всегда возможным вследствие метаморфизма
некоторых альпийских мезозойских осадков
и частичного метаморфизма более древних толщ.
Тем не менее во многих частях Греции транс-
грессивное залегание мезозойских осадков на
породах кристаллических массивов наблю-
дается достаточно отчетливо.
Мощные вулканические проявления начались
в эоцене и продолжаются по настоящее время.
7*
Широко распространены интрузивные породы,
особенно граниты; доальпийские граниты силь-
но смяты и изменены. К послеальпийским от-
носятся проявления свинцовой, цинковой, мед-
ной, сурьмяной и молибденовой минерализации.
Другой распространенный тип магматиче-
ской активности Греции представлен офиоли-
товыми образованиями (ультраосновными по-
родами), перекрытыми основными породами,
лавами и радиоляриевыми яшмами. Большая
часть офиолитовых пород размещена среди
альпийских геосинклинальпых осадков от три-
асового до третичного возраста, но наиболее
обширные обнажения относятся к юрским по-
родам, несогласно перекрытым синопскими из-
вестняками. В Восточной Греции ультраоснов-
ные породы смяты в складки вместе с кристал-
лическими породами. В офиолитовых комплек-
сах Греции с дунитами, перидотитами и пиро-
ксенитами ассоциируют габброидные породы,
микрогабброиды, долериты, микродолериты и
подушечные лавы. Их считают производными
продуктами дифференциатов базальтовой маг-
мы. С этими офиолитами обычно связана хроми-
товая и магнезитовая минерализация. Образо-
вание коры выветривания на офиолитах Цент-
ральной Греции привело к формированию
широко развитых никелистых и хромистых же-
лезных руд. В отдельных районах широко про-
явлено позднее изменение; серпентиниты в Гре-
ции встречаются довольно часто. В ряде рай-
онов найдены промышленные месторождения
хризотиласбеста.
Огнеупорные хромитовые руды связаны пре-
имущественно с офиолитами Центральной Гре-
ции, сопровождающимися габброидными по-
родами, вследствие чего руды характеризуются
высокими содержаниями глинозема. Наоборот,
в ультраосновных прродах Северной Греции
и особенно в комплексе Воуринос хромитовые
шпинели бедны глиноземом, и хромиты ис-
пользуются как металлургическое сырье.
ОФИОЛИТОВЫЙ КОМПЛЕКС ВОУРИНОС
Офиолитовый комплекс Воуринос (рис. 58) пред-
ставляет особый интерес не только из-за обиль-
ной хромитовой минерализации, но и потому,
99
Рис. 58. Офиолитовый комплекс Воуринос и связанные с ним месторождения
что он является одним из немногих ультраоснов-
ных массивов в Европе, считающихся автох-
тонными.
Тектонические движения и внедрение в твер-
дом состоянии в данном случае проявлены
слабо. Кроме того, представляется, что в ходе
застывания магмы существовали благоприят-
ные условия для дифференциации, в результате
чего сформировался разрез, начинающийся с
пород, богатых оливином и пироксеном, затем
идут габброидные и долеритовые породы и за-
канчивается разрез подушечными лавами. Эта
последовательность и кристаллическая при-
рода нижней части комплекса создают впечатле-
ние сочетания интрузии и подводных излияний.
Главная масса ультраосновпых пород внед-
рялась в твердые юрские известняки, причем
контакт носит истинно интрузивный характер,
с включениями известняка в ультраосновных
породах и прожилками ультраосновпого мате-
риала в известняках. Вблизи контакта наблю-
дается перекристаллизация известняков; рас-
сланцованные перидотиты наряду с амфиболи-
товыми сланцами представляют собой переход-
ную зону. Местами, но не везде, контакт
тектонический. Серпентинизация в массиве Воу-
ринос ограничена главным образом централь-
ными частями, что крайне нетипично для офио-
литовых пород Греции.
Весь комплекс может быть разделен на три
внутренние магматические зоны: 1) базаль-
ную; 2) среднюю, полосчатую; 3) верхнюю,
смешанную.
Эти зоны характеризуются вариациями ки-
слотности пород, типом и количеством хроми-
товой минерализации и характером магматиче-
ской расслоенности.
Базальная зона со средней мощностью от 100
до 200 м состоит в основном из дунитовых и гарц-
бургитовых пород, образующих вытянутые и
плоские линзы. Эта зона включает небольшие
месторождения хромита.
За базальной зоной следует мощная зона,
достигающая 2 тыс. м и состоящая в основном
из пироксенитовых пород, которые характери-
зуются магматической расслоенностью и чере-
дуются с микрокристаллическими дунитовыми
породами, включающими крупные кристаллы
хромита, а в некоторых местах полосы шлиро-
вого типа. К верху средней полосчатой зоны
пироксенитовые породы и особенно диаллагит
встречаются во все больших и больших коли-
чествах.
Породы верхней зоны состоят из диаллагита,
габбро, микрогаббро, долерита, микродолерита
и подушечных лав. В этой зоне хромит редок,
вся верхняя зона пересекается жилами и дай-
ками поздних интрузий.
Это краткое описание показывает, что между
зонами существуют постепенные переходы. Рас-
слоепность средней зоны и вся магматическая
последовательность подтверждают, что данный
комплекс является псевдостратиформпым ульт-
раосновным массивом.
ЛИНЗООБРАЗНЫЕ
ХРОМИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
РАЙОНА ВОИДОЛАККОС
Линзообразные месторождения массивного хро-
мита очень широко развиты в оливинитовых,
дунитовых и гарцбургитовых вмещающих по-
родах в северной части офиолитового комплекса
Воуринос. Более 20 линзообразных залежей
известны здесь по обоим склонам глубокой
эрозионной равнины. Они внедрены почти вер-
тикально во вмещающие породы и слабо на-
клонены к оси эрозионной долины (рис. 59).
Такое внедрение трубообразпых линзовидных
рудных тел, на первый взгляд, кажется ано-
мальным, но в действительности не является
таковым. Крупные тектонические нарушения
отсутствуют, а магматическая слоистость за-
легает согласно в контурах рудных тел. Де-
тальное картирование вскрывает причину маг-
матической аномалии: грибообразная инъек-
ция хромитсодержащей дунитовой магмы внед-
рилась в полузатвердевшую магму в процессе
ее дифференциации. Таким образом, внедрение
хромитовых тел сопровождалось возникновением
линейности и рассланцованпости в течение позд-
ней локальной инъекции дупитовых пород,
по данным Тейера, и не связано с общей линей-
ностью и расслапцованностью ультраосновного
массива и данном районе. Эрозия этой более
молодой дунитовой интрузивной массы проис-
ходила значительно более интенсивно (что объ-
ясняется особенностями ее состава), вследствие
чего линзовидные месторождения обнажаются
на обоих склонах долины.
Массивная руда содержит от 40 до 50%
Сг2О3, характеризуется низкими содержаниями
глинозема и железа и служит прекрасным ме-
таллургическим сырьем. К сожалению, эти
тела невелики и содержат не более 10 тыс. т
руды.
ХРОМИТОВЫЕ ШЛИРОВЫЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
РАЙОНА КСЕРОЛИВАДО
Наиболее важное хромитовое оруденение Гре-
ции сосредоточено в южной части того же ком-
плекса, Хотя руды относятся к шлировому
101
ссз
№39 . ЮЮВ
।
3
Рис. 59. Характер внедрения хромитовых тел в районе Воидолаккос
типу и содержание окиси хрома не превышает
20%, после обогащения они дают богатый кон-
центрат с содержанием Сг2О3 от 52 до 54%
и с отношением Cr/Fe > 3.
В пределах дунитовых слоев средней полос-
чатой зоны хромит обособляется также в виде
прожилков и полос мощностью несколько сан-
тиметров, разделяемых тонкими слоями сер-
пентинизированного дунита. Этот тип хроми-
товой минерализации протягивается на многие
сотни метров, но не представляет промышлен-
ного интереса. Многочисленные слои полосча-
той зоны имеют в общем постоянное северо-вос-
точное — юго-западное простирание и падают
под небольшим углом к северо-западу. В Ксе-
роливадо также известна магматическая ано-
малия. Здесь выявлено дунитовое тело, ось
которого погружается на юго-запад (рис. 60).
В нем находится множество хромитовых тел,
внедренных почти вертикально (рис. 61), про-
стирающихся с северо-востока на юго-запад
и падающих на юго-запад, следуя линейности
дунитов. Эти рудные тела достигают мощности
15 м, сложены хромитом шлирового типа и сер-
пентинизированным 'дунитом. Вертикальные
размеры каждого рудного тела колеблются от
100 до 150 м, в то время как длина по прости-
ранию до сих пор не установлена, так как эти
тела срезаны постмагматическим главным се-
кущим сбросом. Несколько скважин подсекли
продолжение рудных тел за пределами главной
сбросовой зоны (рис. 62).
Между рудами и вмещающими породами су-
ществуют резкие контакты со стороны лежачего
и висячего боков, но в верхней и, вероятно,
в нижней частях минерализованной зоны пере-
ходы носят постепенный характер.
Во многих частях рудных тел в шлировых
рудах наблюдаются очень характерные струк-
туры течения, а местами линзы твердых дуни-
товых пород находятся в виде включений в руд-
ных телах.
102
Рис. 60. Геология и минерализация района Ксеролпвадо
Рис. 62. Продольный разрез через рудное тело 12
Рис. 61. Разрез по линии А — В (см. рис. 60) через
семь рудных тел Ксероливадо
Магматическая аномалия, с которой связан
зтот важный тип оруденения, по-видимому,
имеет место и в данном случае. Здесь прои-
зошло внедрение поздней инъекции хромито-
носной дунитовой магмы, при затвердевании
которой образовались шлировые рудные тела.
В заключение можно отметить, что в обоих
описанных выше центрах минерализации мно-
гочисленные факты, полученные при полевых
наблюдениях, как, например, вертикальное по-
ложение рудных тел, нормальная линейность
и расслапцованпость рудных тел по отношению
к линейности и расслапцовапности вмещающих
пород в противоположность аномальному секу-
щему внедрению рудоносных дунитов, а также
структуры течения и отрицательная намагни-
ченность рудных тел могут быть объяснены
только при условии, если допустить возмож-
ность дополнительной поздней интрузии ду-
нитовой магмы, содержащей затвердевшие хро-
митовые тела, вдоль сбросовых зон в ранее
затвердевшую ультраосновпую породу.
A u b о u i n J. 1959. Contribution a 1’etude geolo-
gique de la Grece septentrionale; les confines de 1’Epire et
de la Thessalie: Ann. Geol. des pays Helleniques, 1st
ser., v. 11, 483 p.
Brunn J. H. 1956. Contribution a 1’etude geolo-
gique du Pinde Septentrionale et d’une partie de la
Macedoine Occidentale: Ann. Geol. des pays Helleni-
ques, 1st ser., v. 7, 358 p.
В г u n n J. H. 1960. Mise en place et differentiation
de 1’association plutovolcanique du cortege ophiolitique:
Rev., Geog. Phys, et Geol. Dynamique, 2d ser., v. 3
pp. 115—132.
Donath M. 1962. Chrom, die Metallischen Roh-
stoffe, Stuttgart.
Hiessleitner G. 1952. Serpentin und Chro-
merz-Geologie der Balkanhalbinsel und eines Teiles
von Kleinasien: Austria, Jb. Geol. Bundesanst., Son-
derbd. 1, T. 12, 683 p.
Jackson E. D. 1964. Primary features of stra-
tiform chromite deposits, Seminar on Methods of Pro-
spection for chromite, О. E. C. D., Paris, pp. 111—134.
M a r a t о s G. 1960. Les Ophiolites de la region
de Soufli, Tnst. for Geol. and Subsurf. Reseasrch, Athens,
V. 6, pp. 83—178.
Maratos G. 1964. Les roches ultrabasiques et
basiques de la Grece, Seminaire sur les methodes de
prosp. de la chromite, О. E. C. D., Paris, pp. 27—47.
Maxwell J. C. and Azzardi A. 1962.
Submarine extrusion of ultramafic magma: Geol. Soc.
America Spec. Paper 73, 203 p.
Petrascheck W. 1957. Die genetischen Typen
der Chromerzlagerstatten und ihre Aufsuchung, Erzme-
tall 45, pp. 1—45.
Petrascheck W. 1959. Intrusiver und extru-
siver Peridotit-magmatismus in alpinotypen Bereich:
Geol. Rundschau, v. 48, pp. 205—217.
Thayer T. P. 1954. Alpine mafic magma stem
(abst): Geol. Soc. America, Spec. Paper 76, 165 p.
Thayer T. P. 1964. Geological features of podi-
form chromite deposits, Seminar on Methods of Pros-
pection for chromite (О. E. C. D., Paris).
Van der Kaaden G. 1964. The different
concepts of the genesis of alpine-type emplaced ultra-
basic rocks and their implications on chromite prospec-
tion, Seminar on methods of prospection for chromite,
О. E. C., Paris, pp. 79—97.
Z a c h о s K. 1954. Chromite deposits of Vourinon
(Kozani) area, in Mineral Wealth of Greece: Inst. Geol.
and Subsurface Research, Athens, v. 3, pp. 1—82.
Z a c h о s K. 1964. Mineralisation of the Greek Ser-
pentines, Seminar on Methods of prospection for chromite
(О. E. C. D., Paris), pp. 49—54.
Z a c h о s K. 1964. Chromite exploration in Greece,
Seminar on Methods of prospection for chromite
(О. E. C. D., Paris), pp. 55—59.
Z a c h о s K. and Maratos G. 1965. Carte
Metallogenique de la Grece, Inst, for Geol. and Sub-
surface Research, Athens.
ХРОМИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ СЕЛЮКВЕ
(РОДЕЗИЯ)
Хромопоспые ультраосновные породы обна-
жаются вблизи небольшого города Селюкве,
образуя часть рассеченного долинами плато,
сложенного ранними докембрийскими образо-
ваниями (рис. 63). Процессы выветривания (до
глубины 100 футов и более) проявлены здесь
весьма интенсивно, и поверхностные обнаже-
ния, особенно ультра основных пород, немного-
численны.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ
Стратиграфический разрез для рассматривае-
мого района приведен в табл. 19. Распределе-
ние различных типов пород, главных разрыв-
ных нарушений и структур показано на картах
и разрезах (рис. 64—69).
Себаквианская эпоха. Нижняя часть раз-
реза (несколько тысяч футов) слагается топко-
и среднезерпистьши слабо слоистыми аркозами
и граувакками с небольшими прослоями туфо-
вых пелитовых осадков. Верхняя часть, име-
ющая близкую мощность, представлена туфо-
выми граувакками с подчиненными кварци-
тами и мощными слоями основных изверженных
пород. В эту толщу внедрились дифференци-
рованные линзовидные тела ультраосповпого
и основного составов, причем несколько более
мелких интрузий претерпели зрозию, близкую
по времени к моменту внедрения. Заимствован-
ный из этих интрузивных пород материал, вклю-
чая зерна хромита, встречается в перекрыва-
ющих тонкозернистых глинистых осадках. Глав-
ное пластообразпое тело ультра основных по-
род, в пределах которого залегают хромитовые
месторождения, имеет много общих черт с бо-
лее мелкими инъекциями аналогичной формы,
но в отличие от них характеризуется наличием
тектонических контактов с вышележащими ам-
фиболовыми сланцами и имеет признаки почти
одновременной с этими инъекциями эрозии.
По-видимому, ко времени внедрения, а воз-
можно, и позже главная пластообразпая ульт-
раосповпая интрузия подвергалась дезинте-
грации, в результате чего образовалось чере-
дование тонких слоев ультраосповных и верхпе-
себаквиапских осадочных и вулканических по-
род. Слои хромитита были раздроблены, что
привело к формированию удлиненных линз,
расположенных вдоль определенных зон. Гид-
ротермальное изменение, распространяющееся
в стороны от зон расслаппевапия, привело к об-
разованию за счет ультраосповных пород ок-
ремненных и пеокремпеппых тальк-карбопат-
пых пород, тальковых сланцев, серпентинитов.
Булаваянская эпоха. Булаваяпские базальные
конгломераты окаймляют на поверхности себ-
аквианские породы. Они содержат гальку и ва-
луны себаквианских осадочных и ультраоснов-
пых пород, включая хромиты, а местами галька
и валуны тальк-карбонатпых пород и характер-
ных кварцитов встречаются в тектонических
срезах ультраосповных пород. После отложе-
ния аркозов, граувакков и полосчатых желез-
няков, мощность которых более 7 тыс. футов,
наряду с излияниями базальтовых лав и интру-
зиями многочисленных долеритовых и несколь-
ких габбро-пироксепитовых силлов осадкона-
копление прекратилось и начался период
поднятия, сопровождавшийся внедрением була-
ваяпских гранитных батолитов. Образовался
надвиг, переместивший большие массы пород
к северу через район Селюкве. В это время
происходило последующее дробление, смя-
тие в складки и метасоматоз ультраосповных
пород. В дальнейшем пологопадающие крылья
ранее образовавшихся складок подвергались
симметричной складчатости.
Шамваянская эпоха. До начала образования
шамва янских базальных конгломератов имели
место поднятие и интенсивная эрозия. Эти
конгломераты залегают с существенным несо-
гласием в северной части сланцевого пояса
Селюкве.
Великая Дайка. После внедрения и дифферен-
циации троговой интрузии Великой Дайки
образование сбросов вдоль ее существующих
границ привело к небольшим деформациям
пород рассматриваемого района.
Поздняя интрузивная деятельность. Позже
подъем и эрозия данного района продолжались.
Интрузивная деятельность ограничилась внед-
рением крупной долеритовой дайки, пересека-
ющей местность к югу от рудника Селюкве
Пик, и формированием нескольких базальтовых
даек карру. Возможно, имели местб локальные
105
Железные дороги
Дороги
-—- - Сброс
'4—Вздрос
Рис. 63. Геологическая карта хромптоносного района Селюкве
Г Долериты
G Граниты, микрограниты
Gn Граниты, гнейсы
Y1 Конгломераты, гру- ШамВаянское бозернистые песчан. Время
ХЗ,Х2 Граувакки Булаваянское время
X2L Полосчатые железняки, филлиты
XI Конгломераты, песчаники, милониты
Ультраосновные породы с хромитовыми рудами Севаквианское время
Z3 Hill Ультраосновные породы
ж Кварциты, полосчатые железняки
Z2' Граувакки,туфы,базальты
:Z1 г Аркозы, граувакки
Ранний докембрий (архей)~
комплекс фундамента
0 12 3 4 5
J_1-—1—-1-1_I
Мили
Таблица 19
Геологический разрез в районе Селюкве
Совре- менная эпоха Эрозия
Карру От 2500 до 2800* Эрозия Интен- сивная эрозия Интен- сивная эрозия Интен- сивная эрозия Ороге- ния Базальтовые дайки Долеритовые дайкп Изверженный комп- лекс Великой Дайки
Ранний докембрий Шамваянское время 2600 Третья складчатость Гранитные батолиты, аплограниты, дайки микрогранитов, кварце- вые жилы, минерализо- ванные конгломераты (на севере района)
Вторая складчатость. Сформировался покров Селюкве, взбросы, вто- рой метасоматизм, ок- ремнение, гранитные ба- толиты Туффитовые граувак- ки с горизонтами полос- чатых железняков и филлитов, силлы и дай- ки долеритов и базаль- тов, силлы габбро-пи- роксенитов Базальные конгломе- раты, аркозы и грау- вакки, слабо стратифи- цированные с обломка- ми себаквианских по- род, включая рудные гальки и валуны
Булаваяпскос время 2800 Верхний отдел Нижний отдел 3100
Себаквианское время 3200 Верхний отдел Нижний отдел Первая складчатость, взбросы?, первый мета- соматизм, окремнение Преимущественно туф- фитовые граувакки с оливиновыми базальта- ми, лимбургитами, а также пластами и лин- зами перидотитов с хро- мититовыми горизонта- ми; взбросы? Небольшие горизонты кварцитов, полосчатых железняков и редкие оолитовые доломиты Слабо стратифициро- ванные аркозы и грау- вакки, редкие конгломе- раты, спорадические об- ломки зерен циркона и хромита
* Возраст в млн. лет (Holmes, 1957). Примечание. Основные лавы должны быть включены в верхний бу- лаваянский отдел.
Рис. 64. Геологическая карта хромптоносного района
Селюкве, показывающая распределение хромитов и по-
ложение линий разрезов
накопления осадков свит карру и Калахари,
но точными доказательствами этого мы не рас-
полагаем.
РАСПРОСТРАНЕНИЕ
УЛЬТРАОСНОВНЫХ ПОРОД
Все первичные перидотиты подвергались мета-
морфизму с образованием серпентина, тальк-
карбонатных пород, тальковых сланцев и квар-
цевых пород с карбонатом или без пего. В рас-
сматриваемом районе широко распространены
ультраосновные породы, покрывающие около
10% его площади (см. рис. 1 и 2).
107
Х1
’ ^fx PS
§L--^^.^'-"z2tZ3
^г-" Переслаивания
Истер Хилл
С/30
г
! \ Вели кая
’Z?Vg\«
?Х1
Рис. 65. Геологический разрез через хромитоносные районы Селюкве по линии Z—Z1 (см. рис. 64).
Z1 — нижние себаквианские породы: q— кварциты, g — грубозернистые песчаники; Z2— верхние себаквиапские породы: q— кварциты, />— пелиты; Z3 —
ультрабазиты. XI — буланаянекие конгломераты и грубозернистые песчаники; Х2 — булаваяпские филлиты и полосчатые железняки; Хз — вулканические
граувакки. Заштриховано — окремненные тальк-карбопатные породы
Окремненные тальк -
карбонатные породы
бу падаянекие осадки
EZ3
В нтрузии долеритов
Фельзиты
Хромиты
КВарцеЬые порфиры
Рис. 66. Геологический разрез через
хромитоносные районы Селюкве по
линии ХА—ХЗ—ХВ (см. рис. 64). См.
условные обозначения на рис. 65
Рис. 67. Геологическая карта горизонта Ц рудника Селюкве Пик. См. буквенные условные обозначения па рис. 65
Рис. 68. Геологические разрезы через рудник Селюк-
ве Пик. Т. С. — тальк-карбонатные породы; Т. S. —
тальковые сланцы; С — карбонатные породы
Главный хромитоносный пласт ультраоснов-
ных пород в районе Селюкве занимает площадь
приблизительно 7 миль2. В современных об-
нажениях мощность пластового тела колеблется
от 800 до 2000 футов; оно претерпело три пе-
риода зрозии. Сводные разрезы дают первона-
чальную максимальную мощность от 3 до 4 тыс.
футов. Первоначальные горизонтальные размеры
рассматриваемого тела могут быть оценены
лишь весьма приблизительно, но оно, по-ви-
димому, протягивалось на 4 мили с востока
на запад и примерно на 30 миль с юган а север,
а возможно, было еще крупней.
Верхняя часть пластового тела залегает к се-
веру от рудника Рэйлуэй Блок, контакт со
стратиграфически вышележащими верхнесеб-
аквианскими породами представлен мощной
сбросовой зоной. На нижних горизонтах руд-
ника Селюкве Пик сбросовая зона пересекает
по простиранию различные верхнесебаквиан-
ские осадочные и вулканические породы.
К югу от Селюкве Пик мощность пластового
тела уменьшается, а к югу от Муникрик в себа-
квианских амфиболитовых сланцах встреча-
ются линзы тальк-карбонатных пород, включаю-
щие небольшие скопления хромита с высоким
содержанием железа, глинозема и марганца.
К востоку от антиформы Вулфшел рассеяны
небольшие линзы тальк-карбонатных пород и
тальковых сланцев, располагающиеся вдоль
надвига Чардаш. Обнажения этого района дают
Ю
Т.С. /
2 А тела
11
21 тело
Кварцевые порфиры
| т,с, | Тальк-карбонатные породы
| T.S. | Тальковый сланец
17
21
25
29
-33
—37
J
х'
f'X х/
• С
Т.С.
Рис. 69. Рудник Селюкве Пик. Продольный разрез
т с-
/г гъ
-----—2. i к’ы ' г-и
/т.8.5/-'/й';тс.й
С / С /А/ А, /.
Окремненные тальк-карбонатные породы
| | Хромититы
l+W \Дрлериты
[ххххх| Фельзиты
15тело +
С
109
материал, позволяющий предположить, что мощ-
ность главного пластового тела уменьшается
в этом направлении на коротком расстоянии.
Самая крупная из этих линз в южном окончании
рассматриваемого тела содержит небольшие
хромитовые месторождения (заявка Сисс).
К югу от надвига Чардаш пласты тальк-кар-
бопатпых пород и тальковых сланцев мощностью
до 500 футов, содержащие небольшие линзы
серпентинитов и пироксенитов, переслаиваются
с себаквианскими амфиболитовыми сланцами.
Изучение шлифов и кернового материала (см.
рис. 65) показывает, что нижние контакты пла-
стов резкие, а в верхних частях они постепенно
переходят в основные изверженные породы,
перекрытые тонкозернистыми граувакками (в
настоящее время измененными в кварц-акти-
нолитовые сланцы) и несущие ультраосновной
обломочный материал с зернами хромита. Хро-
мититы в этих ультраосповных породах не
встречены. В районе заявки на хром Парефин
4, недалеко от северного конца надвига Чар-
даш, вновь появляются признаки восточного
продолжения утоньшившегося ультраоснов-
пого пласта, идущего от Рзйлузй Блок. Мощ-
ность ультраосповных пород в этом районе
меньше 700 футов, и они содержат небольшие
линзы сильно железистого хромита.
Далее к северу от заявок па хром Парефин
и Маунт появляются ультраосновные тела мощ-
ностью до 1 тыс. футов, которые, возможно,
связаны с главным пластовым телом. Здесь
встречаются хромитовые линзы мощностью до
10 футов с высокими содержаниями Fe, Al, Мп.
Еще далее к северу в районе заявок па хром
Вэлли встречены крупные хромититовые тела,
имеющие запасы вкрапленного высокомагне-
зиального хромита в несколько миллионов
тонн. Они залегают в серпентинитах и тальк-
карбонатных породах. Структура этого района
показана на рис. 65.
В западной части рассматриваемого района
вблизи сбросовой зоны Сюрприз в линзах
тальк-карбопатных пород, залегающих в ро-
говообмапково-актиполитовых сланцах, кото-
рые образуют ксенолиты в гранито-гнейсах,
окаймляющих сланцевый иояс, встречаются
небольшие линзы высокожелезистого хроми-
тита.
К востоку от главного сланцевого пояса
роговообмапково-актиполитовые сланцы, сер-
пентиниты, тальк-карбонатпые породы и таль-
ковые сланцы встречаются на протяжении 30
миль в виде ксенолитов в гранито-гнейсах.
Они включают мелкие и средние по размерам
линзы низкосортного хромита, и, по-видимому,
их современная локализация отражает перво-
начальное положение надвига.
Комплекс Тебекве, расположенный на рас-
стоянии 4 тыс. футов к западу от главного
района ультраосповных пород Селюкве, вклю-
чает ряд тектонических блоков серпентинитов,
тальк-карбопатных пород и тальковых слан-
цев, перемежающихся с тектоническими бло-
ками метаграувакков и амфиболитов. Изуче-
ние шлифов показывает, что серпентиниты воз-
никли за счет пироксенитов, аналогичных верх-
ним частям серпентинитового тела вблизи руд-
ника Рэйлуэй Блок, а амфиболиты развиваются
по оливиповому габбро.
ГЛАВНЫЙ УЛЬТРАОСНОВНОЙ ПЛАСТ
СЕЛЮКВЕ
ТИПЫ ПОРОД
Серпентиниты являются наименее изменен-
ными разностями перидотитовой серии. В рай-
оне рудника Рзйлузй Блок серпентиниты сла-
гают ядра крупных тектонических блоков, по-
степенно переходящие в окружающие тальк-
карбонатпые породы и тальковые сланцы, кото-
рые постепенно переходят в окремненные тальк-
карбонатные породы, приуроченные к главным
сбросовым зонам. В районе рудника Селюкве
Пик присутствуют весьма небольшие количества
серпентинитов.
При незначительной расслапцованности сер-
пентиниты представляют собой массивные и зер-
нистые породы, цвет которых изменяется от
зеленого до черного. Вблизи хромитовых го-
ризонтов в районе рудников Фрайзбл и Рэй-
луэй Блок Уэст породы сильно рассланцованы
в различных направлениях, и серпентинит
представлен светло-зеленой разновидностью с
развитием столбчатого серпофита вдоль пло-
скостей сброса. Химические анализы серпен-
тинитов показывают, что первичными поро-
дами были дуниты.
Изучение шлифов позволяет установить, что
Серпентин в верхних горизонтах, как правило,
развивается по крупным пойкилитовым пиро-
ксенам, покрытым «магнетитовой пылью» и
включающим более мелкие зерна оливина (до
4 мм) и обмомки кристаллов хромита (до 0,8 мм).
Многие хромитовые зерна имеют резорбиро-
ванные края и частично непрозрачны.
Псевдоморфозы по пироксену появляются
в возрастающем количестве в первоначально
верхних частях серпентинитов выше рудной
зоны, там, где обломки магнетита и ильменита
встречаются чаще.
Серпентин, включающий кристаллы хромита
в районе заявок Маунт и рудника Вэлли, раз-
вивался по дуниту.
110
Тальковые сланцы. Этот тип пород преимуще-
ственно слагается листочками талька наряду
с переменными количествами хлорита, антиго-
рита и карбоната с акцессорными хромитом,
магнетитом, ильменитом, гематитом (спекуля-
ритом) и пиритом. С постоянным увеличением
количества карбоната тальковые сланцы по-
степенно переходят в тальк-карбонатные по-
роды. Тальковые сланцы содержат меньше MgO
и несколько больше А12О3 и FeO, чем тальк-кар-
бонатные породы.
Хотя в них обычно встречаются хромитовые
зерна, промышленные рудные тела в тальковых
сланцах отсутствуют. Были встречены неболь-
шие линзы хромититов. 3,5-футовая проба из
линзы на горизонте 33 рудника Селюкве Пик
имеет следующий состав: Сг2О3 33,20%; FeO
(общее железо) 30,88%; SiO2 11,88%; А12О3
9,22%; MgO 8,94%; СаО пет; МиО2 0,78%;
Cr/Fe 0,94 : 1. Растворимое железо в пересчете
на Fe2O3 составляет 2,73%. Потери при прока-
ливании — 1,90%.
Хотя линзы тальковых сланцев встречаются
во всех частях ультраосновного комплекса,
они становятся преобладающим типом пород
лишь в нижних 500 футах стратиграфиче-
ского разреза в районе рудника Селюкве Пик.
Тальковые сланцы имеют состав: Сг2О3 —
0,1-3%; FeO 1,8-7,0%; А12О3 0,1-11,0%;
MgO 18,5-28,0%; СаО 0-4,0%.
Тальк-карбонатные породы имеют состав:
Сг2О3 0,4 >6%; FeO 0,8—5,0%; А12О3 0—5,6%;
MgO 28,0—40,0%; СаО 0-9,2%.
Тальк-карбонатные породы являются вмеща-
ющими для промышленных хромититовых тел
в районе рудника Селюкве Пик. В районе руд-
ника Рзйлузй Блок тальк-карбонатпые породы
постепенно переходят в серпентиниты. Обычно
эти породы являются массивными (мыльные
камни), но нередко они рассланцовапы.
Изучение шлифов показывает, что эти по-
роды состоят из листочков талька неправиль-
ной формы, окружающих крупные скопления
ксеноморфных зерен магнезиального карбо-
ната с акцессорными раздробленными зернами
хромита, пластинками ильменита и некоторым
количеством магнетита и пирита. Местами при-
сутствуют пластинки тремолита и минералы
группы серпентина. Кварц встречается доволь-
но часто, по не является главным минералом.
С увеличением содержания кварца тальк-кар-
бонатные породы постепенно переходят в кварц-
карбонатные породы, а затем в кремнистые
сланцы с акцессорными зернами хромита, пи-
рита и др.
^Проведенное опробование показывает, что
хромититовые рудные линзы в районе место-
рождения Селюкве Пик приурочены к тальк-
карбонатпым породам с содержанием MgO от
29,5 до 36,0%.
Окремненные тальк-карбонатные породы. Ко-
гда тальк-карбонатная порода с трудом цара-
пается сталью, она картируется как окремнен-
ная тальк-карбонатная порода. Минеральный
состав подобных пород имеет приблизительно
следующий состав: кварца — 40%, карбона-
та — 40%, талька и хромита — 20%. Подоб-
ные породы образуют переходные типы с чи
стыми кремнистыми сланцами, содержащими
зерна акцессорного хромита. Вдоль тектони-
ческого контакта с булаваянскими породами
сильно рассланцеванные и метасоматически из-
мененные песчаники постепенно переходят в
породы этого типа.
Рассматриваемые породы являются массив-
ными, но по акцессорным минералам легко
фиксируется линейность и сланцеватость. Кварц
обычно перекристаллизован и деформирован,
образует полосы и линзы, сложенные зернами
различного размера — от микрокристаллов до
4 мм в поперечнике. Обычно наблюдается гу-
стая сетка пересекающихся кварцевых и кар-
бонатных прожилков. Зерна акцессорного хро-
мита всегда раздроблены, имеют ярко выражен-
ные структуры «тектонического растаскива-
ния»; нередко они истерты в пыль. Небольшие
милонитизированные линзы хромита были вы-
жаты с образованием тектонических структур,
имитирующих жилы внедрения. Некоторые круп-
ные рудные тела, залегающие в подобных вме-
щающих породах в районе рудника Селюкве
Пик и в некоторых других местах, почти на-
цело милонитизировапы. Здесь обычно при-
сутствует пирит, местами он образует линзы
мощностью до 5 футов. Встречаются небольшие
количества хромистого хлорита и хромитовой
слюды. Цвет этих пород сильно изменчив:
белый, темпо-желтый, коричневый, черный и
зеленый. В последнем случае окраска связана
с рассеянной окисью хрома.
Породы зтого типа возникли в результате
метасоматического изменения вдоль надвиго-
вых зон по меньшей мере в две стадии: первая
стадия относится к себаквианской эпохе, а за-
тем подобные процессы повторялись в булава-
янское время. Попытки выявить зональность
этих пород с помощью опробования оказались
безуспешными.
МАЛЫЕ ИНТРУЗИИ
СЕБАКВИАНСКИЕ МАЛЫЕ ИНТРУЗИИ
«Хлоритовые дайки». Узкие темно-зеленые сил-
лы, пересекающие серпентиниты и тальк-кар-
бонатные породы, представлены, как показы-
111
вают шлифы, переплетением листочков хлори-
та (от темно-зеленого до светло-зеленого цвета)
и бледного серпентина с небольшими количест-
вами талька и рассеянными зернами рутила
и эпидота и мелкими очкообразными грапо-
бластическими выделениями кварца, альбита
и кристаллов доломита ромбоэдрической фор-
мы. В некоторых шлифах можно различить
подобие текстур течения. Эти породы обычно
считаются метасоматически измененными ин-
трузивными; базальтами.
«Фельзитовые дайки». В зонах тектониче-
ских нарушений нередко встречаются силлы
карбопатизироваппых тонкозернистых пород от
светло-серого до бурого цвета. Они не пересе-
кают хромититовые тела, но сами секутся була-
ваяпскими долеритами. Изучение шлифов в
большинстве случаев показывает, что эти по-
роды сильно карбонатизированы, во многих
из них присутствуют «призрачные» зерна по-
левых шпатов вариолитовой структуры. В не-
которых шлифах можно найти участки свежей
вариолитовой структуры. Первичными поро-
дами, по-видимому, были базальты.
Буровая скважина С-526, пройденная вблизи
рудника Рэйлуэй Блок Уэст, пересекла 900
футов подобных пород наряду с основными ту-
фами и граувакками ниже 2100 футов ультра-
основных пород.
БУЛАВАЯНСКИЕ МАЛЫЕ ИНТРУЗИИ
Силлы метадолеритов пересекают «фельзито-
вые дайки» и хромитовые тела. В них сохрани-
лись следы офитовых структур, но пироксены
превращены в амфиболы; породы сильно рас-
слапцованы, обычно хлоритизировапы, сери-
цитизировапы и карбонатизированы. Краевые
части и целиком интрузивы небольшой мощно-
сти превращены в хлорит-кварц-альбитовые
сланцы.
Силлы габбро-пироксенитпов. Интрузивные
силлы основных пород с дифференциацией от
микрогаббро до габбро и пироксепитов встре-
чаются вдоль северной границы рудника Рэй-
луэй Блок. Они подсекаются буровыми сква-
жинами и имеют истинную ширину от 100
до 150 футов. Аналогичные силлы встречаются
в районе развития серпентинитов Фрайэбл.
Краевые части силлов расслапцовапы и пре-
вращены в тальковые сланцы. На контактах
образовалось небольшое количество волокон
асбеста. Тем не менее пироксениты в централь-
ной части интрузивного тела представлены
весьма измененными разновидностями. Микро-
габбро в этих интрузивах не отличается от сла-
гающих типичные булаваяпские долеритовые
силлы.
ШАМВАЯНСКИЕ МАЛЫЕ ИНТРУЗИИ
Порфиритовые микрограниты секут все более
ранние породы. Они очень слабо расслапцованы
и смяты в очень пологие складки. Реакционные
зоны па их контактах с тальк-карбопатпыми
породами представлены хлоритовыми зальбан-
дами шириной до 6 футов.
СТРУКТУРА РАЙОНА месторождения
Основной структурной особенностью района
Селюкве является мощный покров, сформиро-
вавшийся в булаваяпскую эпоху. Все дошам-
ваяпские породы в районе Селюкве слагают
обратное крыло складки. Более ранние струк-
туры, охватывающие только себаквианские по-
роды, различимы в северо-восточной части рай-
она в окрестностях фермы Депото, там, где
протягивающиеся с запада па восток себак-
виапские породы лежат с ярко выраженным
несогласием на булаваянских базальных пес-
чаниках, простирающихся в северо-северо-за-
падном направлении. Это несогласие подчерки-
вается мощной сбросовой зоной.
Себаквианские структуры отчетливо про-
являются и в главном ультраосновном пласто-
вом теле.
1. Ультраосновные породы дают серию круп-
ных тектонических блоков, перемежающихся
с блоками себаквиапских осадочных пород.
Эти блоки пересекаются добулаваяпской эро-
зионной поверхностью. Галька ультраоснов-
ного материала и себаквиапских осадков из
тектонических блоков встречается в булаваяп-
ских конгломератах.
2. Крупная надвиговая зона между ультра-
основными блоками подчеркивается развитием
метасоматических кварц-карбонатпых пород
(окремненных тальк-карбопатпых пород). Эти
метасоматические явления частично протекали
в себаквианское время, так как гальки и ва-
луны окремненных тальк-карбопатпых пород
с зернами хромита изредка встречаются в була-
ваянских конгломератах.
3. Большинство, а вероятно, и все хромито-
вые рудные горизонты были деформированы
с образованием разлипзовапных и трубкооб-
разпых будипажпых структур. Например,
рудное тело 11 па месторождении Селюкве Пик,
обнажающееся па добулаваяпской поверхно-
сти, в настоящее время имеет округлое очерта-
ние. Валуны в базальных булаваянских конгло-
мератах образовались за счет подобных пород.
4. Крупные тектонические срезы ультра ос-
новных пород наряду с аналогичными образо-
ваниями, разделенными блоками себаквианских
112
осадкой, обнаружены в районах, где подзем-
ные работы позволяют провести детальное кар-
тирование. Так, в районе рудника Рэйлуэй
Блок главные рудные зоны в разрезах Фрайэбл,
Прайорити и Рзйлуэй Блок Узст являются
отдельными структурами, разграниченными тек-
тоническими зонами окремненных тальк-кар-
бонатных пород. Возможно, центральная руд-
ная зона первоначально непрерывно переходила
в рудную зону Прайорити. Это могло иметь
место до образования опрокинутых и пережатых
складок.
5. В районе рудника Селюкве Пик можно
выделить четыре главных блока тальк-карбо-
натных пород. Самый нижний блок D в преде-
лах сбросовой зоны шириной 800 футов пред-
ставлен сложным чередованием линз тальк-кар-
бонатпых пород, тальковых сланцев, амфибо-
ловых сланцев, кварцитов и аркозов.
6. Прослеженный в северном направлении
от южной границы рудника Селюкве Пик блок
В вмещает главный рудный горизонт. Он кон-
тактирует с себаквианскими пелитовыми по-
родами и аркозами, сменяющими друг друга
сверху вниз по разрезу, и, таким образом,
главный рудный горизонт проходит в 20 футах
от контакта между ультраосновными породами
и себаквианскими аркозами.
7. Сильно рассланцованные и метасоматиче-
ски измененные вытянутые силлы, имеющие
локальное название «фельзитовые дайки», обыч-
но встречаются в зонах рассланцевания в гор-
ных выработках. Аналогичные породы, зале-
гающие в верхах разреза себаквпанской толщи
ниже горных выработок Рэйлуэй Блок в кои-
такте с ультраосновными породами, считаются
себаквианскими породами, попавшими в зоны
рассланцевания. По-видимому, данные породы
внедрились после главной фазы окремнения,
поскольку они карбонатизированы, но окрем-
нены слабо. Это позволяет датировать форми-
рование первых тектонических блоков ультра-
основных пород временем непосредственно по-
сле внедрения или одновременным с внедрением
ультраосновных пород, что подтверждает тео-
рию внедрения ультраосновных пород в виде
холодных застывших тектонических блоков.
8. В конце себаквианской эпохи имел место
подъем с амплитудой в несколько тысяч футов,
в результате чего произошла эрозия более 1500
футов себаквианских вулканических и осадоч-
ных пород и обнажилось ультраосновпое пла-
стовое тело. Затем были эродированы от 1500
до 2000 футов ультраосновных пород, вследствие
чего обнажилась главная рудная зона в районе
Селюкве Пик.
Тектонические структуры булаваяпского воз-
раста сформировались в конце булаваянского
цикла седиментации, когда в связи С начавшим-
ся поднятием граница крупного покрова пере-
двинулась к северу, пересекая район Селюкве,
что, возможно, предопределило место внедре-
ния поздних булаваянских гранитных пегма-
титов. Эти движения сопровождались мощными
взбросами вдоль контакта булаваянских осад-
ков и себаквианских ультраосновных пород,
в результате чего образовались чешуйчатые
структуры, например, в восточной части руд-
ника Селюкве Пик, и дальнейшее дробление
ультраосновных блоков, проявленное наиболее
сильно в районе рудника Селюкве Пик.
Взброс Чардаш с перекрывающей его чешуй-
чатой структурой и более мелкими изоклиналь-
ными складками, пологопадающими к северо-
западу, вероятно, сформировался в это же
время. Позднее крылья складок были смяты
в асимметричные складки с пологим падением
к северо-западу и крутым падением к юго-вос-
току. Затем пологие крылья подверглись сим-
метричной складчатости с падением под уме-
ренными углами к северо-северо-западу и юго-
юго-востоку.
ХРОМИТОВЫЕ РУДЫ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ РУД
Главные перидотиты Селюкве. Рудные тела,
представляющие экономический интерес, об-
ладают сходным химическим составом, за ис-
ключением гидротермально измененных руд.
Они, по-видимому, формировались на различ-
ных уровнях в пределах зоны 300—400 футов
мощностью, как это наблюдалось на месторо-
ждении Селюкве Пик. Вид этих руд весьма
разнообразен вследствие вариаций характера
основной массы, расслапцованности и про-
цессов метасоматоза.
Рудник Селюкве Пик. Геологическое строе-
ние и структура месторождения показана на
картах и разрезах (рис. 70, см. рис. 67, 68,
69). Главная рудная зона залегает на 1 тыс.
футов выше основания пласта. Эта зона яв-
ляется частью сложной структуры, в которой
концентрируются рудные тела на протяжении
3 тыс. футов при первоначальном протяжении
по меньшей мере на 6 тыс. футов. Главная руд-
ная зона была прослежена приблизительно
па 16 тыс. футов на всем протяжении тектони-
ческого блока перидотитов Селюкве Пик.
На протяжении 300 футов выше главной зоны
встречаются небольшие линзы, главным обра-
зом низкосортной руды; в более крупных лин-
зах зтого горизонта встречаются руды высокого
качества. Несмотря на концентрирование руд-
ных тел преимущественно в центре зоны, только
одно рудное тело было разведано и разраба-
8 Заказ 164
113
ПЛАН
Рис. -70. Схематическое изображение рудника Селюкве Пик
тывается. Это тело с запасами в 12 тыс. т за-
легает в самой северной части тектонического
блока Гульми.
Район к северу от рудника Селюкве Пик.
Главный рудный горизонт подвергся интенсив-
ной эрозии и в большей части пологозалега-
ющих участков пластового интрузива он от-
сутствует. Тем не менее он был найден в руд-
никах Мэгэзин Хилл и Айронсайдс к северу
от главного надвига и, по-видимому, присут-
ствует вдоль большей части западного (более
нижнего) круто падающего склона пластовой
интрузии (см. рис. 65). В пределах рудников
Мэгэзин Хилл и Айронсайдс бурением обнару-
жено несколько мелких рудных зон, хотя
только одна зона содержит промышленные руд-
ные тела. В районе Мэгэзин Хилл рудные линзы
со средней мощностью 20 футов залегают в пре-
делах 200-футовой части хромитового пояса
шириной 1 тыс. футов. В районе рудника Ай-
ронсайдс две смежные зоны шириной 50 футов
также содержат промышленные рудные тела
мощностью до 30 футов, причем рудная зона
была прослежена на расстоянии 2 тыс. футов.
Рудник Рэйлуэй Блок. Нижние части ульт-
раосновной пластовой интрузии и первоначаль-
но нижележащие себаквианские эффузивы были
размыты после образования перевернутой склад-
ки, за исключением западной оконечности пла-
стовой интрузии. Большая часть первоначально
вышележащих пластов силла и некоторые пер-
воначально вышележащие эффузивы встречены
в северной части рудника, но контактные взаи-
моотношения остаются неясными вследствие
наличия надвиговых нарушений. Черный и мас-
сивный серпентинит, слагающий большую часть
верхней половины пластовой интрузии, обра-
зован псевдоморфозами серпентина по пироксену
с рассеянным магнетитом. Обломки хромита
в серпентине резорбированы и в основном не-
прозрачны.
Тектонические блоки Фрайэбл и Рэйлуэй
Блок Уэст слагают центральное ядро серпенти-
нитов, по-видимому, сформировавшихся за счет
дунитов; они окружены тальк-карбонатными
породами, постепенно переходящими в окрем-
ненные тальк-карбонатные породы. Каждое сер-
пентинитовое тело имеет куполообразное окон-
114
чанйе на верхних горизонтах рудника, в кото-
ром концентрируются крупные хромитовые те-
ла. В настоящее время блоки перевернуты.
Эти купола, видимо, первоначально предста-
вляли собой блюдцеобразные структуры (бла-
гоприятные для накопления хромитовых тел)
со структурами кумулятов и гравитационной
расслоенностью. Руды были прослежены вниз
по падению за пределами этих структур к се-
веру и югу внутри определенных зон ограни-
ченной ширины и мощности.
Разрабатываемые в настоящее время рудные
тела являются небольшими и имеют неправиль-
ную форму. Средние запасы их ниже 12 тыс. т.
Серпентинит, слагающий рудные зоны, пред-
ставлен высокомагнезиальной разновидностью,
и большая часть его сильно рассланцована.
Тектонический блок рудной зоны Прайорити
перевернут и приурочен к сбросовой зоне,
выполненной тальк-карбонатными и окремнен-
ными тальк-карбонатными породами, первона-
чально подстилавшими тектонический блок
серпентинитов Фрайэбл. В эту зону внедри-
лись многочисленные себаквианские «фельзи-
товые дайки». Она протягивается от сброса
Фрайэбл на востоке до сброса Рэйлуэй Блок
на западе. Рудные линзы выработаны до уровня
270 на западе и юге и до уровня 430 на севере,
где зона имеет видимое окончание. Однако ал-
мазным бурением были вскрыты небольшие
линзы на южном фланге и в пределах выступа
структуры. Кроме того, на южном фланге были
обнаружены и разведаны два крупных тела
и несколько более мелких от уровня 380 до
1000-футового уровня. Линзы протягиваются
более чем на 1 тыс. футов в одном направлении
вдоль простирания пластовой интрузии к за-
паду, они значительно уже в направлении
падения, имея максимальную ширину 150 фу-
тов при среднем значении 40 футов. Руды имеют
кумулятивный характер и обладают скрытой
расслоенностью, распределение их претерпело
изменения в ходе последующего рассланцева-
ния и метасоматоза.
К северу от сброса Рейлуэй Блок рудная
зона была прослежена на 6 тыс. футов вдоль
падения, но распределение руд здесь прерыви-
стое, с крупными рудными линзами, повторя-
ющимися через неравные промежутки, и раз-
деленными узкими слоями непромышленных
руд с пустой породой.
Буровыми скважинами на глубине вскрыты
другие стратиграфически более высокие не-
большие рудные зоны, характеризующиеся бо-
лее низкими отношениями Cr/Fe.
Центральная рудная зона залегает на 200
футов к северу от северного окончания рудной
зоны Прайорити. В отличие от других рудных
8*
зон в данном случае кумулятивная полосчатость
и результаты опробования показывают, что
эта зона направлена прямо вверх. До сих пор
неясно, соединяется ли эта зона с северным
крылом зоны Прайорити на глубине в виде
синклинали, или она представляет собой дис-
кретный тектонический блок. Эта зона была
прослежена на 600 футов вдоль простирания,
но рудные тела концентрируются лишь в пре-
делах 200 футов. Руды этой зоны не выходят
на поверхность, а начинаются в виде мелких
линз на горизонте 530.
Рудная зона Кинрэйдс и Барбадос. К северу
от главного рудника Рэйлуэй Блок за преде-
лами себаквианских осадков, которые включают
узкую, но заметную зону полосчатых железня-
ков, расположен тектонический блок шириной
от 100 до 200 футов, сложенный окремненными
тальк-карбонатными породами с линзами тальк-
карбонатных пород. Здесь были обнаружены
и уже выработаны мелкие прерывистые линзы
рассланцованных и трубообразных метасома-
тически измененных руд. Исследованиями в по-
следнее время показано, что некоторые линзы
сложены высокосортной рудой с кумулятивными
структурами, но разведанные запасы ничтожны.
Булаваянские конгломераты с галькой хроми-
товых руд залегают с несогласием на вышепере-
численных породах. Буровые скважины пока-
зывают, что разрезы от 2500 до 3000 футов
ниже тектонических блоков Фрайэбл, Цент-
рального и Прайорити одинаковы.
Заявки Сисс. Линза тальк-карбонатных по-
род шириной 600 футов, ограниченная с востока
надвигом Чардаш, залегает на восточном флан-
ге антиформы Вулфшелл. Эта линза предста-
вляет собой восточное продолжение главной
пластовой интрузии Селюкве и содержит мел-
кие линзы низкосортной типичной селюквин-
ской руды.
ХАРАКТЕР ЗАЛЕГАНИЯ ХРОМИТОВОЙ РУДЫ
В ГЛАВНОМ УЛЬТРАОСНОВНОМ КОМПЛЕКСЕ
Форма рудных тел. Разрабатываемые в настоя-
щее время основные рудные тела представляют
собой крупные вытянутые линзы размерами
до 450 футов вдоль первоначального падения
пласта, до 2 тыс. футов вдоль первоначального
простирания и до 60 футов от кровли до осно-
вания. Среднее рудное тело характеризуется
следующими размерами: 200 футов вдоль «па-
дения» 1 тыс. футов или больше вдоль «про-
стирания» и 40 футов от кровли до основания.
Довольно распространены пласты полосча-
того стратиформного кумулятивного хроми-
тита нередко с мощностью 10 футов и больше
при средней мощности 2—4 фута. Они были
115
прослежены в виде непрерывных тел на рас-
стоянии до 300 футов. Полосчатость нарушается
многочисленными мелкими сбросами. Окон-
чания полос часто носят резкий характер, но
во многих обнажениях наблюдается расщепле-
ние полос, что позволяет предположить дей-
ствие магматических течений.
Скопления кристаллической руды в серпен-
тинитах образуют небольшие несимметричные
тела с раздувами и ответвлениями от централь-
ной массы. Обычно часть подобных тел разме-
ром несколько футов сложена полосчатыми
убогими рудами. Реликты крупных тел вблизи
современной кровли выступов серпентинитов
характеризуются текстурами типа полосчатых
кумулятов.
Округлые трубообразные тектонически де-
формированные рудные тела залегают в сбро-
совых зонах рудника Селюкве Пик и в дру-
гих местах. В рудах тела 9 сильно проявлены
структуры растаскивания, но наложенный мета-
соматоз, характерный для большинства других
рудных тел рудника Селюкве Пик, здесь от-
сутствует, поскольку рудное тело 9 залегает
выше главной рудной зоны в стороне от була-
ваянских сбросов, сосредоточенных в этой зоне.
Рудное тело 11 обнажалось в эрозионном срезе
себаквианского времени приблизительно так
же, как в настоящий момент, поскольку с краев
оно окружено валунами булаваянского базаль-
ного конгломерата. Некоторые рудные тела,
например 11, 14, 15 и 15А, почти полностью
милонитизированы и подверглись сильным мета-
соматическим изменениям.
Небольшие сильно деформированные линзы
милонитизированных хромититов нередко при-
урочены к окремненным тальк-карбонатным
сбросовым зонам.
Расслоенность. Нижние контакты более круп-
ных рудных линз в большинстве случаев носят
резкий характер. В верхних частях залежей по-
являются тальк-карбонатные породы, мощность
которых варьирует от 5 футов до долей дюйма.
В средних частях линз обычно встречаются
несколько безрудных полос. В некоторых за-
лежах прослои тальк-карбопатных пород про-
тягиваются по всей длине линзы, например
в рудных телах 2А и 7 на месторождении Се-
люкве Пик и в более мелких линзах в пределах
Центральной рудной зоны. В пределах залежей
Прайорити 1 и 2 безрудные горизонты были
прослежены всего на 10—40 футов вдоль рудных
тел, а далее они замещаются хромитовой рудой.
В пределах рудных тел проявляется рас-
слоенность в почти микроскопических масшта-
бах, выраженная в чередовании вкрапленных
и массивных руд. Подобная смена типов руд
происходит на весьма коротких расстояниях
и устойчиво сохраняется вдоль простирания
и падения.
Структуры руд. Все хромититы характери-
зуются структурами, типичными для осажден-
ных кумулятов, в той или иной степени изме-
ненными процессами рассланцевания, проте-
кавшими вслед за консолидацией. Микроскопи-
чески руды представлены от среднезернистых
до аморфных разновидностей. Руды с цементом
из магнезиального карбоната или кварца яв-
ляются крепкими и массивными, в то время как
руды с серпентинитовой основой весьма хрупки,
а слагающие их кристаллы легко различимы.
В залежах массивной руды четкая полосча-
тость встречается лишь в отдельных местах,
обычно в их верхних частях, но,в некоторых
случаях в средних участках. Однако в горных
выработках нередко видны ритмически полос-
чатые убогие руды.
Мелкий размер кристаллов не позволяет
наблюдать в деталях вариации типов руд в телах
массивного сложения, и изучение их возможно
только в полированных или прозрачных шлифах.
Случайный набор шлифов руды из месторо-
ждений, с первого взгляда, дает впечатление,
что руды слишком рассланцованы, чтобы в них
сохранились первичные структуры, но система-
тическое опробование более крупных рудных
тел показывает, что первичные кумулятивные
структуры довольно обычны, особенно в руднике
Рэйлуэй Блок, где рассланцевание проявлено
менее интенсивно, чем в пределах рудника Се-
люкве Пик. Там, где руды относительно мало
изменены, вариации содержаний Сг и Fe в руд-
ных зернах могут быть скоррелированы с ти-
пом присутствующих рудных зерен и с расстоя-
нием до первоначального основания залежи,
однако в более рассланцованных рудах, осо-
бенно по краям и на окончаниях рудных тел,
метасоматические изменения в постконсолида-
ционный период привели к заметному увели-
чению содержаний железа за счет магния. Это
явление особенно отчетливо видно при изучении
полных проб очищенных рудных зерен (табл. 20).
Наблюдаются два различных типа рудных зе-
рен.
1. Главный тип рудных зерен. Эти зерна
слагают более 80% главных рудных линз.
Размер их колеблется от 0,5 до 4 мм и соста-
вляет в среднем 0,8—2 мм. В шлифах их очер-
тания варьируют от ромбоэдрических до пря-
моугольных; обычно они имеют искривленные
грани. Местами встречаются овоидные зерна,
весьма похожие на нодулярные (хотя они и
мельче последних), описанные Тэйером (Thayer,
1960) в качестве диагносцирующего признака
месторождений альпийского типа. В неизме-
ненных рудах отчетливо видны кумулятивные
116
Таблица 20
Химические анализы руд месторождений группы Селюкве
Номер образца Место взятия проб и характеристика образцов Анализы очищенных рудных зерен, % Дубликатные анали- зы неочищенных РУД, %
6 о О о Ьч Cr/Fe О и О MgO О д g Сумма О О о> fe Cr/Fe МпО2
Рудник Селюкве Пик, тело 2А
SL/4/A 25 -30 SL/4/A 110—115 SL/4/A 155—160 SL/4/A 225—230 SL/4/A 300—305 SL/4/A 350- -352 Г. С., будинирован, 2В Г. С., будинирован, 2D Г. С., будинирован, 2Е Г. С., будинирован, 2Е Г. С., будинирован. 2Е 2. С., 2Е 58,41 56,46 56,11 54,71 55,52 52,32 13,16 14,81 17,03 17,89 19,94 24,43 3,9 3,4 2,9 2,7 2,45 1,9 и,20 0,96 0,04 0,08 0,44 0,12 14,00 13,80 14,16 13,84 13,96 15,20 13,50 12,64 11,18 11,84 8,28 6.80 0,32 0,15 0,41 1,27 0,48 0,66 99,59 98,52 98,93 99,63 98,62 99,53 51,85 45,1 47,05 47,15 30,55 11-35 11,68 14,05 16,21 15,03 4,U 3,4 2,9 2,5 1,8
Рудник Рэйлу эй Блок, тело Прайорити 1
А/70/А А/75/А В/45 /А В/50/А В/60/А В/135/А В/205/А D/15/A D/55/A D/70/A Г. С., 1 Г. С., 2Е Г. С., 2В 2. С., 1 Г. С., 2А Г. С., 2Е и 2. С., 2В Г. С., 2Е Г. С., 2С Г. С., 2С Г. С., 2В 60,15 60,09 60,25 60,10 62.15 57,89 60,45 59,95 60,64 60,65 14,48 16,69 12,67 12,59 12,83 13,70 13.98 14,56 14,19 12,67 3,65 3,2 4,2 4,2 4,26 3,7 3,8 3,6 3,8 4,2 0,32 0,36 0,40 0,28 0,12 0,60 0,64 0,08 0,16 0,16 13,40 12,96 13,04 13,00 13,00 13,80 13,32 12,12 12,60 13,20 10,34 8,62 12,60 12,82 11,40 12,90 10,32 12,02 11,06 11,84 lie обн. 0,11 Не обн. 0,09 Не обр. 0,11 0,17 0,09 0,19 Не обн. 98,69 98,83 98,96 98,88 99,60 99,00 98,88 98,82 98,84 98,52 50,25 49,50 51,25 50,80 50,05 49,05 46,75 49,40 53,25 52,75 12,54 13,77 10,88 10,76 10,39 10,51 11,05 13,98 11,75 11,26 3,5 3,2 4,2 4,1 4,2 4,1 3,8 3,1 4,0 4,1
Рудник Магазин Хилл, буровая скв. МН54
810 1/2 811 1/2 816 1/2 Г. С., 2В Г. С., 2С Г. С., 2С 58,61 58.44 59,41 13.65 13,98 13,40 3,8 3,68 3,9 0,68 0,28 0,32 13,90 13,24 13,50 12,52 12,52 11,66 0,32 0.28 0,37 99,(58 98,74 98,6(5 52,35 52.40 51,15 11,14 12,13 11,93 4,1 3,8 3,78
Заявки Аутвардбаунд
TR/CR/A 2. С., 2Е 53,00 33,40 1,4 0,24 7,68 3,28 1,42 99,02 37,45 21,87 1,5
Рудник Рзйлузй Блок, тело Прайорити 1
D/0/A D/5/A D/10/A D/20/A D/25/A D/30/A D/35/A D/40/A D/45/A D/95/A Г. С., 2D 2. С., 2В 2. С., 2В и Г. С., 2В Г. С., 2D Г. С., 2В Г. С., 2D Г. С., 2В Г. С., 2В Г. С., 2В Г. С., 2В 58,45 58,60 59,30 59,25 60,10 59,15 59,90 60.20 61,60 60,65 15,00 13,34 13,14 14,98 12.62 15,63 13,17 13,30 14,41 12,89 3,43 3,86 3,97 3,48 4,19 3,33 4,00 3,98 3,76 4,14 0,08 0,04 0,32 0,04 0,36 0,36 0,28 0,20 0,24 0,16 12,88 13,32 12,80 12,68 12,88 12,42 12,96 12,64 12,44 12,68 12,24 13,76 12,94 11,60 12,58 11,44 12,94 12,66 10,62 12,16 98,65 99,06 98,50 98,55 98,54 99,00 99,25 99,00 99,31 98.54 47,75 47,80 51,45 51,15 53.40 51,15 53.45 51,45 47,15 52,20 12,61 11,09 11.50 13,77 11,87 14,02 12,12 11,42 11,05 11,71 3,3 3.7 3,9 3.2 3,9 3,2 3,9 3,9 3,8 3,9
Заявки Маунтс
2/1/А 2/2/А 2/3/А 2/4/А 2/5/А 2/6/А 1/1/А 2. С., 2D 2. С., 2D 2. С., 2D 2. С., 2В 2. С., 2Е 2. С., 2D 2. С., 2D 55,07 55,07 54,97 55,47 54,29 53,95 52,98 29,59 30,21 29,29 30,82 31,51 32,12 34,34 1,6 1,6 1,65 1,6 1,5 1,5 1,36 0,36 0,12 0,08 0,16 0,12 0,04 0,04 8,76 816 8,48 8,42 8-64 7,36 8,00 2,82 2,64 3,02 1,26 1,32 1,08 0,48 0,73 0,65 0,65 0,99 1,31 1,35 2,01 97,33 96,85 96,49 97,12 97,19 95,90 97,85 38.47 43,99 46,40 42,12 44,85 39,86 35,40 21,69 25,05 26,52 23,33 29-96 24,6 27,14 1,64 1,60 1,65 1,58 1,52 1,48 1,15 0,66 0,61 0,60 0,65 0,95 0,84 1,89
117
Продолжение табл. 20
Номер образца Место взятия проб Анализы очищенных рудных зерен, % Дубликатные анали- зы неочищенных РУД, %
и характеристика образцов 6 и о о Р- Cr/Fe 2 ю 6 О Ы) МпО2 Сумма о о FeO Cr/Fe о д §
Р-1208 Р-1209 Р-1210 Р-1211 Р-1212 Примечания. 1- 1 -нерассланцов, Е—очень сильное р 2. Содержание СаО Великая Дайка (Мторошанга) На контакте с долери- том 3 фута от контакта с долеритом 8 футов от контакта с долеритом 13 футов от контакта с долеритом 18 футов от контакта с долеритом тные руды; 2 — рассланцован! ассланцевание); Г. С-—главнь и потери при прокаливании д. 58.81 59,03 58,99 59,02 59,03 иле ру ЕЙ сор'] ин все 1489 13,86 14,81 1423 14,07 ды; А, руд; s обра 3,48 3,75 3,51 3,65 3,69 в, с 2. С.- зцов р 0,44 0,48 0,72 0,92 0,80 D, 1 — ВТО] авны 11,56 11,98 11,40 11,52 11,48 2 — сте) )ОЙ СО{ нулю 13.28 13,02 13,60 13,86 13,60 лень р >т руд. 0,15 0,12 0,11 0,14 0,12 ассланцев 99,13 98,49 99,63 99,69 99,10 ания । 45,00 51,17 43,80 50,98 49,85 А —на 12,59 12,67 11,93 12,61 12,40 чальнз 3,15 3,55 40 3,5 3,54 я степ 0,17 0,06 0,08 0,12 0,17 ень,
структуры. Один образец представлен рыхлым
агрегатом зерен размером 1,5 мм с заполнением
интерстиций зернами размером 0,5 мм, также
неплотно упакованными. Чаще наблюдается
дополнительная спрессованность нескольких
удлиненных зерен, причем пространство между
их эллиптическими окончаниями заполнено бо-
лее мелкими зернами. В зернах хромита не на-
блюдается зональности или других признаков
«роста in situ» после отложения.
2. Вкрапленные рудные зерна. Эти зерна
слагают крупные тела низкосортной руды, как,
например, в руднике Вэлли, а также незначи-
тельные скопления и небольшие полосы в руд-
ных телах, особенно в верхних слоях. Обычно
в шлифах руды неотличимы от руд Великой
Дайки. Кристаллы хромита в них встречаются
от ксеноморфных до идиоморфных с размерами
от 0,01 до 0,5 мм при среднем размере 0,2—
0,3 мм (исключение составляет заявка Маунт,
где размеры зерен доходят до 3,0 мм). Встре-
чаются «цепные текстуры», описанные Сэмп-
соном (Sampson, 1931b).
Взаимоотношения между этими типами зерен
варьируют. Контакты между участками, сло-
женными различными типами зерен, обычно
носят резкий характер; нередко слой руд глав-
ного типа имеет эродированную поверхность
по отношению к залегающим на них идиоморф-
ным рудам второго типа.
Реже рудные зерна главного типа становятся
все мельче, переходя во вкрапленные руды.
Небольшие агрегаты рудных зерен главного
типа бывают окружены рудами второго типа,
и, наоборот, мелкие пятна руд второго типа
встречаются среди слоев руд главного типа.
Местами мелкие кристаллы располагаются по
периферии вокруг карбонатных участков, ко-
торые, по-видимому, заместили кристаллы оли-
вина или пироксена.
В некоторых полировках из верхней части
рудных тел различимы чередующиеся полосы
руд главного и второго типов с мощностями
менее 0,5 дюйма, хотя обычно их мощности
достигают нескольких дюймов. На отдельных
поверхностях видны признаки мелкомасштаб-
ных «оползней».
В обоих типах руд хромит является преобла-
дающим кумулятивным минералом. Сравнение
рисунков, приведенных в данной статье, с
фиг. VIH-6 в работе Джексона (Jackson, 1963)
позволяет предположить, что окружающие кри-
сталлы карбоната в большинстве случаев явля-
ются вторичными по производным захваченной
магмы и относятся к посткумулятивным обра-
зованиям. Однако «лепестковое» расположе-
ние мелких рудных зерен второго типа во-
круг включений агрегатов кристаллов карбо-
ната (по-видимому, псевдоморфныхпо оливину),
окруженных рудными зернами главного типа,
позволяет предположить, что по крайней мере
часть руды второго типа была захвачена оливи-
ном или энстатитом до начала аккумуляции.
Распределение вкрапленных руд в образцах,
отобранных поперек осевых частей рудных тел
Прайорити 1 и 2, показывает, что первоначаль-
на
ные верхние и нижние контакты рудных тел
в данном случае сохранились, но опробование
вдоль крыльев рудного тела 1 вскрывает, что
рассланцованные руды главного типа прости-
раются до краевых частей рудного тела. Это
свидетельствует о том, что краевые участки,
возможно, подверглись действию сбросовых на-
рушений. Тем не менее, наблюдаемые взаимоот-
ношения между первичной полосчатостью в верх-
ней части рудного тела и основными скопле-
ниями хромита показывают, что тектонические
нарушения проявились после консолидации хро-
мититов и вмещающих их пород и что перемеще-
ния линз хромитовой руды через «кашицу»
неконсолидированных кристаллов не происхо-
дило. Аналогичная ситуация в отношении пер-
вичной полосчатости наблюдается для многих
рудных'тел рудников Рэйлуэй Блок и Селюкве
Пик в окремненных и неокремненных тальк-
карбонатных и серпентинитовых вмещающих
породах.
Тектонические деформации. Хромитовые зер-
на главного типа в большинстве случаев раздро-
блены, но в местах наилучшей сохранности об-
ломки остаются на месте.
Начальное рассланцевание руд главного типа
связано с развитием волосяных зон рассланце-
вания и милонитизации, ширина которых не-
редко резко возрастает вплоть до 2 мм. Ампли-
туда смещения вдоль этих микросбросов со-
ставляет всего от нескольких дюймов до футов.
Перпендикулярно к этим плоскостям разви-
ваются структуры тектонического растаскива-
ния, но промежутки между ними (в рудных
телах Прайорити 1 и 2) никогда не превышают
долей миллиметра.
Более поздние сбросы, сместившие рудное
тело, по крайней мере, на несколько десятков
футов, приводят к полному дроблению руды
и нарушают очертания зерен. Эти сбросы ассо-
циируют с кварцевыми жилами и сопрово-
ждаются более интенсивным локальным мета-
соматозом хромитовых зерен.
Изучение шлифов, изготовленных из образ-
цов руды из небольших линз рудников Фрай-
эбл и’ Рэйлуэй Блок Уэст, показывает, что
здесь развито лишь небольшое количество вкра-
пленных руд второго типа, рудные зерна ха-
рактеризуются ярко выраженными структу-
рами растаскивания, по-видимому, связанными
с тектоникой, а рудные зерна обычно сильно
деформированы, и установление первоначаль-
ных границ затруднено.
Столбообразные реликты более крупных руд-
ных тел в пределах месторождения Рэйлуэй
Блок Уэст характеризуются ритмичной поло-
счатостью, а в шлифах различимо чередова-
ние руд главного типа и вкрапленных руд.
В районе рудников Селюкве Пик породы
и рудные зерна в общем рассланцованы зна-
чительно сильнее, чем в пределах рудника
Рэйлуэй Блок. Во многих шлифах различить
первоначальные очертания рудных зерен не
удается, но в некоторых частях рудных тел
структуры сохранялись в таком же неизменен-
ном виде, как и на месторождении Прайорити.
Боковые породы вблизи верхних окончаний
рудных тел представлены чередованием хроми-
товых и тальк-карбонатных пород.
В районе рудника Селюкве Пик в пределах
окремненной зоны к востоку от главных рудных
тел несколько крупных рудных тел почти
полностью милонитизированы поздними була-
ваянскими взбросами, а мелкие линзы и рудные
зерна превратились в пыль и были выжаты,
образовав жилоподобные тектонические струк-
туры, похожие на интрузивные тела.
Образование рудных тел. Для рудных тел
типичной является вытянутая линзообразная
форма. Линзы объединяются в тесно ассоции-
рованные группы, которые прослеживаются в
пределах рудной зоны (приблизительно в се-
редине перидотитового пласта) на нескольких
горизонтах. Обычно они протягиваются на всем
«простирании» тектонических блоков, но в на-
правлении «падения» блоков их распростране-
ние ограничено половиной протяженности руд-
ной зоны в большинстве случаев значительно
меньше. На удалении от главных рудных линз
направление рудной зоны подчеркивается сло-
ями полосчатых убогих руд. Вдоль различных
слоев встречаются небольшие линзы хромита;
крупные линзы относительно редки. Это хо-
рошо проявлено в 1000-футовом горизонте вбли-
зи рудного тела Прайорити 1. Здесь в выработ-
ке можно видеть 300-футовый разрез слоев
хромитовых кумулятов в частично силицифици-
рованных тальк-карбонатных породах. Слои
прослеживаются вдоль простирания до конца
тела Прайорити 1. Вдоль слоев через различные
интервалы встречаются мелкие линзы мощно-
стью до 2 футов.
Узкие слои мощностью около 1 дюйма идут
от верхних частей этих линз; в середине этих
слоев встречаются небольшие пропластки жиль-
ного материала. Местами нижний контакт имеет
неправильную форму; это позволяет предполо-
жить, что отложение материала происходило
на эродированной поверхности. Такие струк-
туры носят отчетливо первичный характер.
Очевидно, что распределение линз контро-
лируется физическими факторами и что эти
линзы являются магматическими аккумулятами
кристаллов хромита в нестабильной среде (по
сравнению с Великой Дайкой и Бушвельдским
комплексом). Вероятно, что локальные провады
11S.
и более широкие депрессии, образовавшиеся
при деформации накопившихся силикатных сло-
ев в результате тектонических движений, яв-
ляются благоприятными местами для форми-
рования мощных слоев руды. Подобные текто-
нические движения могли также оказывать
определенное воздействие на направления и
продолжительность магматических течений и
вызывать оползание накопившихся слоев.
Хотя многочисленные факты свидетельст-
вуют о тектонической деформации рудных тел
после их остывания, тесная ассоциация их
с первичнополосчатыми убогими рудами, име-
ющими постепенные переходы к кровле и краям
главных линз, ясно показывает, что передвиже-
ния хромитовых тел через их окружавшую
кристаллическую «кашицу» не происходило.
Несомненно, что локализация и линзообраз-
ная форма этих рудных тел являются первичны-
ми, хотя они и подвергались изменениям в ре-
зультате более поздних тектонических движе-
ний.
Скрытая расслоенность рудных зон. На ме-
сторождении Селюкве Пик на протяжении 800
футов по мощности встречаются пять рудных
зон. Ниже дается их описание снизу вверх по
разрезу.
Зона 1 в тектоническом блоке D представлена
узкими линзами, расположенными вблизи ниж-
него контакта ультраосновных пород с себак-
вианскими осадками. Хромитит представлен
очень низкосортной высокожелезистой разно-
видностью и не имеет экономического значения.
Имеются следующие анализы проб неочищен-
ной руды:
17 горизонт 21 горизонт
Сг20д FeO Cr/Fe Cr2O3 FeO Cr/Fe
28,05 25,3 1,2 16,8 25,8 0,5
29,50 18,2 1,4 — — —
Зона 2 в блоке В также содержит аналогии-
ный низкосортный хромитит, не имеющий про-
мышленного значения, но содержания Сг2О3
здесь выше, a FeO ниже, чем в зоне 1:
Общая руда Очищенная руда
Сг2О3 FeO Cr/Fe Сг2О3 FeO Cr/Fe
36,4 18,6 1,7 — — -
32,1 16,6 1,7 — — —
35,9 27,2 1,1 — — —
23,7 16,9 1,2 50,3 36,6 L2
Зона 3 относится к главной рудной зоне
и включает блоки Bl, А4, АЗ, А2 и А1, обра-
зовавшиеся в результате дезинтеграции блока
В на южном продолжении его простирания.
Зона 4 включает горизонт низкосортной руды
примерно в 300 футах к востоку от главной
рудной зоны. Руда здесь также является в ме-
стах малой мощности высокожелезистой, однако
имеются линзы более качественной руды, как,
например, тела 23 и 9.
Зона 5 залегает дальше к востоку и также со-
держит железистые руды:
Мощность Cr2Os FeO Cr/Fe
7х/2 футов 42,8 16,7 22
Систематическое опробование линзообразных
тел показывает, что наиболее высокие содержа-
ния хрома и наименьшая железистость харак-
терны для средних третей тел, а к восточным
контактам рудных тел содержание железа по-
степенно увеличивается, а хрома уменьшается.
Западные контакты рудных линз являются рез-
кими, а восточные имеют полосчатый и волнистый
характер (рис. 71 и 72).
Метаморфизм и метасоматоз. Все породы
района подвергались глубоким преобразованиям
в результате гидротермального метаморфизма
и динамометаморфизма.
Вдоль направлений главных тектонических
движений конгломераты, аркозы и граувакки
превращены в филлониты с типичной отдель-
ностью. Прослеживаемые вдоль простирания
кварцевые жилы шириной до 6 дюймов разлин-
зованы и, по-видимому, образовались из не-
больших, подвергшихся легкому напряжению
валунов.
Региональный метаморфизм на площади рас-
сматриваемых месторождений достиг ступени
зеленых сланцев, что подчеркивается широ-
ким развитием актинолитовой роговой обманки,
тремолита, хлорита и биотита в основных вул-
канитах и граувакках. Исключение составляет
взброс Чардаш, где метаморфизм проявлен
амфиболитовой ступенью с развитием ставро-
лита, альмандина, а в местах, близко располо-
женных к взбросу, и кианита.
Ультраосновные и основные породы, а также
осадки, залегающие в гранито-гнейсах, харак-
теризуются высокими, но сильно изменчивыми
ступенями метаморфизма.
Гидротермальный метаморфизм ультраоснов-
ных пород развит повсеместно, в результате
чего формируются серпентиниты, тальк-кар-
бонатные и тальковые сланцы, кварц-карбонат-
ные и кварцевые породы. На границе микрогра-
нитов и аркозов с тальк-карбонатными поро-
дами возникают реакционные зоны, называемые
«черной стенкой» (black wall).
В окремненных сбросовых зонах нередко
встречаются кварцевые жилы, несущие пирит
и немного золота. Пирит встречается также
в ничтожных количествах в большинстве руд-
ных тел в тальк-карбопатпых породах.
120
HDg0YlHDU33Od оняилз
'Hides n-g+wdos пяндпид
ifundxg ‘aides ng
'tudoa n-^t-wdoa тнчндыг]
iHDgaT)HDU33nd'wdoa гняндыц
Hngodnungfiq n dinnwaaod
'aides g-d+uido3 emgnirj
Hogodnarigfig n ''nnowaand
‘wdo3 ng+iudos тнчндпщ
нпдо'пныгээгх!
an ‘ aides пчндпщ
HngodnnngFig
пхгэиз' aides nmgnwj
nDgoTimiraaod ан
"OHHamdagoa wdco rnngewj
Hngdnwiraond ан
OHHarndagoa wdo3 gmgDtrj
%t£OzO
%'Oaj
aj/JO
goirndaHnta xwgfidaH этпяиод
‘HpgdnHDiraaDd онжтз 'mdoa Tinngouj
HvgonHDimDd
оня1гпз uidoa тичндпщ
HogoYiHDifsand
OHWm'wdoa тчндзи]
HDfOPHDtTOODd
ончйтз 'тиоз пчндыг]
\ HogoT>Hnir33Dd
X он41гпз'шаоз пчндпщ
\ wundxg
\ 'uidoa n-^-^wdoa пяндшу
Hngod7»mgfig
ciA / ОНЯ1ГПЗ uidaS тпяндпид
Рис. 71. Рудник Селюкве Пик, горизонт 25, тело 24, скрытая расслоенность
Hngodmngfig
ончитз ‘ludoa rmgndj
ал*'' YlHtnnond 0НЧ1ГПЗ
‘ Lrundxg ‘ indoa гняндпщ
ndfid ai4HHngoTiHnirssDd г/ э/Чн
dairundng'uidos rig+aides гичндгнц
wmoweifli
7,t£0z-J0
%‘ad
aj/JO
co * ^5 cxi
СГ) ОЭ
§
Cr/Fe
г с., спр. сильно рсл.
г.с., пустоты, слегка рсл.
г.с., спр., массивная руда
РС
г. с., переходящий во 2-й сорт
Сг/Ге
FeO,0/
2-й сорт с переходами в г. с.
г.с.}спр.,рсл
г.с.,спр.,рсл.
г.с., пустоты, рсл., спр.
г.с.'Спр.)рсл.
г. с., спр., сильно рсл
г. с. и 2-й сорт вкр, менее рсл.
ас., пустоты, рсл.
г. с, сильно рсл. и раздроблено
г.с.и 2-й сорт,вкр
2-й сорт с переходами в г.с.
Cr 2O3, %
г.с., рсл
г.с. и 2-й сорт, вкр.
FeO,%
^2^3?%
_ д г. с., спр^сильно рсл.
г. с, пустоты, слегка рсл.
г.с., пустоты, слегка рсл.
г.с, пустоты, 2-й сорт в пустотах'
к
g
а
п
ф
й
I
ф
©
а
сс
о
5
Й
ф
Оо
Е
8
й
о
ф
и
и
а с., спр., слегка рсл.
Линзы 2-го сорта между
спрессованными крупными зернами г.с.
г. с., спр., милонитизировано
Метасоматические изменения в хромитовых
рудных телах. Гидротермальная деятельность
проявлена в рудных телах незначительно. На
поверхностях отдельности хромитовых руд, а
также вокруг хромитовой гальки и зерен в кон-
гломератах наблюдается развитие зеленых хро-
мистых хлоритов и слюд. Широкие зоны окрем-
ненных тальк-карбонатных пород окрашены
в зеленый цвет, что связано с присутствием
мельчайших зеленых частичек, как полагают,
представленных окисью хрома.
В сильно раздробленных и милопитизиро-
ванных хромитовых телах залегают тонкозер-
нистые аморфные руды. В шлифах они пред-
ставлены черной аморфной «пастой» с рассеян-
ными мельчайшими обломками просвечивающе-
гося хромита. Такие руды сильно обогащены
железом; наблюдается также привнос кремния
и алюминия, вынос магния и небольшого коли-
чества хрома. При обработке холодной соляной
кислотой происходит экстракция части железа.
Руда обладает магнитными свойствами.
Поздние кварцевые жилы в боковых породах
и вблизи краевой части тела Прайорити 1 со-
держат халькозин, а спектральные анализы
показывают наличие в этой части тела аномаль-
ных количеств мышьяка, свинца и сурьмы,
а вдоль всего тела также незначительных коли-
честв сурьмы.
Карбонатные жилы в краевой части тела Прай-
орити 1 местами содержат кристаллы хромистого
диаспора (около 4—5% Сг2О3).
Анализы неочищенных и очищенных хроми-
товых руд показывают почти одинаковые зна-
чения отношений Cr/Fe. На рис. 73 изображены
рудные тела Прайорити 1 и 2 с изолиниями от-
ношений Cr/Fe, полученных в результате си-
стематического опробования. Таким образом,
вырисовывается весьма закономерная картина,
причем наиболее качественные руды занимают
середину рудных тел и окружены зонами с за-
кономерно уменьшающимися отношениями
Cr/Fe. Небольшие пересеченные сбросами участ-
ки рудного тела 1 почти целиком сложены ру-
дами с низкими отношениями Cr/Fe, что осо-
бенно заметно вдоль направления позднего
сброса на юго-восточном крае тела, где рудные
зерна в шлифах выглядят черными и непрозрач-
ными, руда тонко измельчена, а содержание
железа резко возрастает. Зоны равных отно-
шений Cr/Fe пересекаются участками, сложен-
ными рудами двух различных структур. Сте-
пень катаклаза рудных зерен сопровождается,
что ообенно заметно в краевых частях рудного
тела, закономерным увеличением железистости
руды, как это отмечалось выше. Отсюда выте-
кает, что среди других факторов следует при-
нимать во внимание местоположение расслан-
цованной руды в рудном теле, так как рас-
сланцованные руды в краевой части более
доступны воздействию максимально активных
циркулирующих флюидов, чем руды внутрен-
них частей рудных тел.
Выделенные высокожелезистые рудные зерна
тела 2А обладают слабомагнитными свойствами.
Можно различать четыре последовательные
стадии тектонических и метасоматических яв-
лений.
1. Дробление, но не рассланцевание кумуля-
тивных руд, очевидно, сохраняющих первичные
содержания Сг и Fe, хотя основная масса их
перекристаллизуется.
2. Милонитизация, различной степени рас-
сланцевание руд; кумулятивные рудные зерна
все еще легко различимы, рудные зерна не
проявляют поизнаков коррозии или реакций
в краевых частях, сохраняют характерный про-
свечивающий коричневый цвет; тем не менее
анализы выделенных из них рудных зерен по-
казывают, что они обогащены железом и обед-
нены магнием.
3. Более сильная степень дробления, мило-
нитизация руд; первоначальные очертания зе-
рен уже не могут быть установлены с уверен-
ностью; рудные зерна черные, непрозрачные,
обладают слабомагнитными свойствами.
Обычно такие руды залегают в краевых частях
небольших четких поздних сбросов. Анализы
показывают, что рудные зерна сильно обога-
щены железом, обеднены магнием и обычно
обогащены алюминием.
4. Сильная степень милонитизации руд, пре-
вращение их в черную изотропную «пасту»
с редкими мелкими обломками просвечива-
ющего хромита. Руды этого типа были обна-
ружены только в пределах окремненных сбро-
совых зон вдоль контакта булаваянских песча-
нистых пород с ультрабазитами. Руда
обогащена железом (часть которого может быть
растворена в холодной соляной или серной
кислоте) и алюминием. Содержание магния
резко падает, а кремний привносится. Анализы
выделенных рудных зерен для этого типа руд
еще не получены.
Скрытая расслоенность руд. В телах мас-
сивной руды, как, например, Прайорити 1 и 2,
проявляются, особенно в менее расслапцован-
ных частях, закономерные изменения состава
от высокохромистых и маложелезистых вблизи
нижнего контакта тела до руд с низкими содер-
жаниями хрома и высокими концентрациями
FeO вверху. Вариации носят циклический ха-
рактер. Мелкомасштабные циклы коррелируют-
ся с типом руды (главным или вторым). В более
сильно рассланцованных частях эти вариации
затушевываются флуктуациями FeO и в мень-
123
Рис. 73. Тела Прайорити 1 и 2 с нанесенными отношениями Cr/Fe
Х+120,000
§
8
№2.Малый.цш<.п Н°1 малый никл
&чисть Образцы ?81/0- Л Основание
Рио. 74. Тело Прайорити 1, горизонт 800, скрытая рас-
слоенность
шей степени Сг2О3, которые, по-видимому, свя-
заны со степенью измельчения руд, что уже
обсуждалось выше.
Рудное тело Прайорити 1. В наименее рас-
сланцованной доступной части рудного тела
были отобраны образцы с интервалом в 10 фу-
тов, что эквивалентно четырехфутовым интер-
валам в направлении от кровли к основанию.
Результаты анализов очищенных руд сравни-
вались с данными, полученными в результате
изучения шлифов и аншлифов (рис. 74). Ре-
зультаты этих исследований позволяют пред-
положить наличие двух мелкомасштабных цик-
лов накопления в интервалах образцов 11—5
и 5—0.
Максимальные содержания Сг2О3 и Fe вы-
явлены у основания тела. Накопление рудного
материала началось с отложения небольшого
количества руды второго типа в виде примеси
к руде главного типа. Содержания FeO сначала
непрерывно возрастают в пределах второго
мелкомасштабного цикла, а затем резко уве-
личиваются к верхней части тела, в то время
как содержания Сг2О3 резко убывают. Воз-
можно, в этом находят свое отражение как
метасоматические изменения, так и первичный
состав кристаллов.
Руда, сформировавшаяся вблизи верхней
части второго цикла, носит отчетливо полосча-
тый характер. Практически полное отсутствие
полосчатости и слабое развитие структур вто-
рого типа заставляют сомневаться в том, что
отношения Cr/Fe отражают первичное распре-
деление железа в рудных зернах в залежи
в целом.
Рудное тело Прайорити 2. В этой залежи
наблюдается такое же накопление зерен глав-
ного типа, слагающих наиболее качественные
руды вблизи основания тела, с примесью руды
второго типа в подошве залежи. По-видимому,
здесь присутствуют три мелкомасштабных
цикла накопления (рис. 75).
Сравнение двух рудных тел обнаруживает
общее сходство при существенных различиях.
Отношения Cr/Fe неизменно выше в рудном
теле Прайорити 2, а среднее содержание FeO
выше в рудном теле Прайорити 1. Эти особен-
ности согласуются с современной локализацией
рудных тел в ультраосновном пластовом ин-
трузиве: тело Прайорити 1 залегает стратигра-
фически выше тела Прайорити 2. Это, оче-
видно, отражает их первоначальное взаимное
расположение и кажется невероятным, чтобы
два тела оказались частями исходно единого
рудного тела, рассеченными сбросом.
Рудник Селюкве Пик, тело 2А. Образцы,
отобранные вдоль длинной оси вблизи осно-
вания этого тела в пределах подуровня 4 на
30 футов ниже горизонта 25, обнаруживают
отчетливую корреляцию между степенью рас-
сланцованности и содержаниями FeO. Анализы
па главные компоненты приведены в табл. 20
и 21.
Были отобраны также образцы поперек руд-
ного тела (как и для тела 8). Результаты их
изучения, по-видимому, свидетельствуют о на-
личии только одного цикла накопления.
Содержания FeO высоки в обеих краевых
частях (см. рис. 71).
Горизонт 25 рудника Селюкве Пик, тело 8.
Образцы отбирались через 5-футовые интер-
валы поперек рудного тела, по двум линиям
поперек рудного тела от основания до кровли.
Пробы подвергались очистке и были проанали-
зированы (см. рис. 72).
125
XH 20,4-00
59 60 61
Описание шмироб
FeO ,°411 12 13 14 15
Cr/Fe 3 4 5 6
Cr?03,%55 56 57 58
12
13
W
15
16
6
7
8
9 -
W-
•g
18 -
19 -
20
21_.
Цепочечные стриктуры и массивные
полосчатые руды
Главный, сорт,вкрапленность,
80% 2-го сорта
Массивные руды, рассланцован.
Массивные руды, спрессованные
зерна главного сорта
То же
Цепочки вкрапленности 2-го сорта,
нерассланцован.
90% спрессованных зерен и
10% 2-го сорта
Милонитизиробанные руды,
преобладает главный сорт
957о спрессованной масси вной руды+
2-ой сорт
90% вкрапленных, цепочечных и
полосчатых руд главного сорта
Тоже
Массивные спрессованные руды
Массивные спрессованные руды
Массивные спрессованные руды
Массивные спрессованные руды
Массивные спрессованные оцды.
Некоторое количество межзерновых пустот
Массивные спрессованные спирит
руды, рассланцовано
\ Массивные'„спрессованные руды,
/ рассланцовано
Массивныеспрессованные рцды
\ рассланцовано
\ Массивные спрессованные руды,
> рассланцовано
Массивные спрессованные руды и
цепочечные структуры, ~
2-й сорт, рассланцовано
Рис. 75. Тело Прайорити 2, горизонт 800 рудника
Рэйлуэй Блок, скрытая расслоенность
Линия опробования 8В, проходящая через
«выступ» рудного тела, вскрыла в основном
умеренно и сильно рассланцованные руды,
за исключением образцов 40 и 45, отобранных
вблизи верхней части рудного тела. И кровля,
и основание рудного тела характеризуются
низкими содержаниями Сг2О3 и очень высо-
кими содержаниями суммарного железа, при-
веденного в анализах в виде FeO. О том, что
имели место два мелкомасштабных цикла на-
копления, можно судить на основе наличия
руд второго типа и резкого снижения содержа-
ния Сг2О3 и возрастания FeO в 15 футах выше
основания.
Линия опробования 8АВ пересекает рудное
тело в его самой широкой части в 50 футах
от линии 8А. Здесь присутствуют менее рас-
сланцованные руды, а примесь руд второго типа
образует тонкое переслаивание с рудами глав-
ного типа или окружает гнезда зерен главного
типа. Несмотря на некоторую рассланцован-
ность вблизи основания рудного тела, хотя
и менее интенсивную, чем в соответствующих
образцах на линии ВА, содержания FeO не-
высоки. Между образцами 0—40, по-видимому,
заключен мелкомасштабный цикл, а другой —
между образцами 40 65.
В интервале между образцами 35 и 65 содер-
жания FeO непрерывно возрастают к кровле
рудного тела, несмотря на отсутствие руд вто-
рого типа. Хотя метасоматические изменения
могли увеличить концентрации FeO в расслан-
цованных рудах «выступа» рудного тела, на
второй линии опробования этот эффект неза-
метен.
По сравнению с рудными телами Прайорити
изменения химизма руд Селюкве Пик предста-
вляются значительно менее закономерными.
Несколько пониженные содержания Сг2О3
в этих рудах связаны, видимо, с формирова-
нием их на несколько более высоком уровне,
а более низкие значения отношений Cr/Fe
коррелируются в общем с более высокой сте-
пенью рассланцевания и последующим мета-
морфизмом на руднике Селюкве Пик.
СРАВНЕНИЕ С ВЕЛИКОЙ ДАЙКОЙ РОДЕЗИИ
Очевидные различия:
1) типичное отсутствие ассоциирующих габ-
бро и троктолитов, за исключением амфиболи-
тов в районе заявки Вэлли и в тектоническом
блоке ультрабазитов Тебекве;
2) внедрение в геосинклинальные граувакки
и вулканиты;
3) линзовидпая форма рудных тел, реализо-
ванная в виде тектонических блоков, пере-
межающихся с себаквианскими осадками;
4) повсеместное рассланцевание и гидротер-
мальный метаморфизм;
5) преимущественно линзовидная форма руд-
ных тел, протягивающихся на значительные
расстояния по простиранию и на относительно
короткие расстояния по падению;
6) присутствие двух типов хромитовых зерен.
Руда главного типа отсутствует среди руд
Великой Дайки;
7) хромитовые руды подвергались мета-
соматозу;
8) кристаллы хромита в среднем более круп-
ные.
Очевидные черты сходства:
1) в ультраосновном пластообразном теле от-
мечаются крупномасштабные скрытые вари-
ации состава и дифференциация от сильно
ультра основных до ультраосновных пород;
126
Таблица 21
Анализы неочищенной руды из различных рудников месторождений группы Селюкве
Название рудника Образцы Компоненты
6 о О ф Еч Cr/Fe SiOs Al 2О з MgO CaO п. п. п.
Рудник Рэйлуэй Блок Тело Прайорити 255—265 футов 51,55 10,6 4,25 4,4 13,4 15,6 1,2 2,6
То же Объединенная проба 49,25 11,37 3,81 5,02 12,58 15,58 1,5 4,01
235 1/2 238 футов 45,30 11,78 3,4 5,96 11,92 20,7 Следы 3,88
Рудник Фрайэбл Северный разрез Фрайэбл 48,95 13,42 3,21 3,22 12,24 17,82 » 2,54
То же Разрез Фрайэбл, отметка 3636 50,65 11,58 3,85 3,22 12,57 18,51 » 2,28
» » Западный разрез Рэйлуэй Блок Рэйлуэй Блок, удлиненное те- 49-20 12,25 3,50 3,6 12,00 18.05 0,40 2,40
ло, горизонт 680
Рудник Селюкве Пик Тело 4А Горизонт 13 45,80 15,2 2,7 5,4 10,8 13.8 2,6 4.20
Тело 2А Рудник Мэгэзин Хилл 49,45 15,1 2,9 5,6 12,6 14.05 Следы 1,6
Буровая скважина 719—720 1/2 футов 49,55 12,27 3,4 7,6 12,4 14,85 Нет 2.6
М. Н. 50
Рудник Айронсайдс Буровая скважина 276—281 футов 43,60 12,7 3,0 7,1 13,8 16,34 0,56 2,6
164 296—300 футов 46,10 12,6 3,2 6-7 13,6 16,89 0,2 2,0
Рудник Вэлли Черная руда 39,7 14,8 2,3 8,7 14,1 17,0 Следы 3,00
Голубая руда 42,2 13.7 2,7 7,0 15,2 16.8 » 3,00
Маша ба Рудник Принс Забой Суб G 48,65 14,1 3.0 3,7 12,4 18,75 » 1,2
2) в нескольких хромитовых горизонтах от-
мечаются систематические вариации отноше-
ний Cr/Fe;
3) рудные скопления стратиформного типа;
4) структуры вкрапленных руд такие же,
как и в Великой Дайке.
Если учесть различные тектонические усло-
вия, то ряд различий снимается. Так, хотя
Великая Дайка внедрялась н дифференциро-
валась in situ в неорогепических стабильных
условиях, она нарушена многочисленными мел-
кими сбросами, которые в отдельных случаях
привели к повышению мощностей хромитовых
слоев. В хромитовых рудниках Мторошанга
(Великая Дайка) на расстоянии 20 футов от
подобных сбросов пласты утолщаются от нор-
мальной постоянной мощности в 5 дюймов
вплоть до 12—24 дюймов. За пределами сбро-
са хромит отсутствует на расстоянии до 50 фу-
тов.
К югу от Селюкве высокохромистые низко-
железистые хромитовые пласты Великой Дайки
слишком маломощны, чтобы их разработка
подземными выработками оказалась экономи-
чески оправданной. В среднем их мощность
составляет около 3 дюймов, но местами она
возрастает до 6 дюймов, образуя линзы длиной
в несколько сотен футов по простиранию. Эти
линзы не связаны со сбросами.
Вблизи главных пластов залегают небольшие
линзовидные и прерывистые хромитовые слои
(Worst, 1960). Линзы найдены вблизи Глав-
ного пласта в разработках Лалапапци.
На рудниках Мторошанга долеритовые дайки
локально внедряются в сбросовые зоны и пере-
секают хромитовые слои. Вблизи этих даек
наряду с рассланцеванием и окремнением руда
становится твердой и массивной в отличие от ее
обычных хрупких и кристаллических свойств;
кроме того, рудные зерна становятся непрозрач-
ными и слабомагнитными, что сходно с сильно
метасоматизированными рудами Селюкве. Ана-
лизы от Р-1208 до Р-1212 в табл. 20 показывают
вариации химического состава очищенной руды,
которая вблизи дайки обогащается железом
и обедняется магнием.
Все это лишь небольшие отклонения от общей
типичной картины в Великой Дайке, но они
127
являются как бы миниатюрным отражением
тенденций, проявленных в крупном масштабе
в хромититах Селюкве.
Габбро или его метаморфизованные производ-
ные отсутствуют в себаквианских породах
в районе Селюкве (за исключением комплекса
Тебекве). Возможно, однако, что грубозерни-
стые роговообманково-плагиоклаз-кварцевые
сланцы, ассоциирующие с ультраосновными
породами в районе рудника Вэлли, перво-
начально представляли собой габбро; вдоль
простирания они постепенно переходят в обыч-
ные более тонкозернистые амфиболовые сланцы.
Относительно крупный размер зерен в хроми-
титах Селюкве, достигающий 2 мм, в отличие
от зерен размером 0,2 мм в типичных страти-
формных рудах, уступает размерам зерен
(0,5 дюйма) грубокристаллических руд, местами
развитых в верхних хромитовых горизонтах
в Мторошанга (Великая Дайка).
ЧЕРТЫ СТРАТИФОРМНЫХ
И АЛЬПИЙСКИХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ,
ПРОЯВЛЕННЫЕ
НА МЕСТОРОЖДЕНИЯХ СЕЛЮКВЕ
Тэйер (Thayer, 1960, 1964) перечислил типич-
ные особенности альпийских линзообразных
месторождений. Единственной из этих особен-
ностей, которая не отмечена для месторождений
Селюкве, являются грубозернистые структуры
хромйтитов с заходящими друд за друга Гра-
ницами зерен (Thayer, 1964). Сходные струк-
туры в Селюкве найдены не были.
На месторождениях Селюкве проявлено соче-
тание первичных стратиформных и вторичных
тектонических альпийских особенностей на-
ряду с особенностями типов руд, которые пре-
жде считались характерными только для аль-
пийских месторождений, и второстепенной
структурой — расщеплением полос, — свиде-
тельствующей о действии магматических те-
чений.
Линзообразные рудные тела, залегающие
в определенных зонах на участках, ограничен-
ных крупными сбросами, с одной стороны,
могут быть отнесены к крупномасштабным тек-
тоническим структурам растаскивания, а с дру-
гой, — они все же залегают в первичных
вмещающих породах, и, возможно, их форма
и распределение связаны с деформацией дна
магматической камеры во время накопления
руды. Если это так, то, возможно, что форма
альпийских хромититов обязана своим проис-
хождением сходным процессам. Если и имело
место повторное внедрение, то, по-видимому,
тектонические блоки ультрабазитов фактически
полностью затвердели до начала миграции,
а трещинообразование развивалось таким обра-
зом, что были сформированы крупные и мелкие
тектонические блоки рудного вещества, вклю-
ченные в ультраосновные породы и приблизи-
тельно сохранившие свое первоначальное по-
ложение.
Hess Н. Н. 1955. Serpentines, Orogeny & Epei-
rogeny: in The Crust of the Earth, Geol. Soc. Amer.
Special Paper No. 62, pp. 391—407.
Jackson E. D. 1963. Geologic Features of Stra-
tiform Chromite deposits, in Prospecting for Chromite:
R. Woodtli and D. Ostle, ed. (О. E. C. D., Paris).
Lightfoot B. 1933. Report to R. С. M. Ltd.
Lyttleton Hay E. 1936. Reports to R. С. M.
Ltd. 1938. The Origin of the Selukwe Chromite Depo-
sits: Report to R. С. M. Ltd.
Macgregor A. M. 1936. Report to R. С. M.
Ltd. 1945, Report to R. С. M. Ltd.
M a u f e H. B., Lightfoot B. and Zeal-
ley A. E. V. 1919. The Geology of the Selukwe Mi-
neral Belt: Southern Rhodesia Geological Survey Bull.
No. 3.
Sampson E. 1929. May Chromite Crystallize
late?: Econ. Geol. v. 24, pp. 632—641.
Sampson E. 1931a. The Origin of Chromite:
Econ. Geol., v. 26, pp. 662—669.
Sampson E. 1931b. Varieties of Chromite de-
posits: Econ. Geol. v. 26, pp. 833—839.
Sampson E. 1932. Magmatic chromite deposits
in Southern Africa: Econ. Geol., v. 27, pp. 113—144.
Sampson E. 1942. Chromite Deposits, in Ore
Deposits as Related to Structural Features: Princeton,
N. J., Princeton University Press, pp. 110—125.
Stowe C. W. 1965a. Geological Map of the Coun-
try South of Selukwe 1 : 1000,000: Southern Rhodesia
Geological Survey.
Stowe C. W. 1965b. Geological Map of the Chrome
Areas around Selukwe. 1 : 25,000: Southern Rhodesia
Geological Survey.
Stowe C. W. 1965c. Sections across the map of
the Chrome Areas around Selukwe, 1 : 25,000: Southern
Rhodesia Geological Survey.
Thayer T. P. 1960. Some Critical Differences
Between Alpine — Type and Stratiform Peridotite —
Gabbro Complexes: Internat. Geol. Cong. Rept. 21 Sess.,
Norden: pt. 13 pp. 247—259.
Thayer T. P. 1964. Geological Features of po-
diform chromite deposits, in Prospecting for Chromite:
R. Woodtli and D. Ostle, ed (О. E. C. D., Paris).
Tyndale-Biscoe R. 1949. The Geology of
the Country around Gwelo: Southern Rhodesia Geol.
Survey, Bull. No. 39.
Z e a 11 e у A. E. V. 1914. The Geology of the
chromite deposits of Selukwe, -Rhodesia: Trans. Geol.
Soc. S. Afr., v. 17, pp. 60—74.
128
ВАНАДИСТЫЕ МАГНЕТИТОВЫЕ РУДЫ
БУШВЕЛЬДСКОГО КОМПЛЕКСА
ВВЕДЕНИЕ
Общая направленность дифференциации основ-
ных и ультраосповных пород комплекса Буш-
вельд характеризуется резким обогащением же-
лезом верхней части расслоенной серии. Железо
присутствует не только в таких железистых
минералах, как фаялитовый оливин, но и в виде
пластов и штоков ванадиеносных железных
руд. Один из таких рудных пластов, известный
под названием Главного магнетитового пласта,
имеет мощность около 8 футов, обычно хорошо
обнажается и протягивается по простиранию
приблизительно на 200 миль. Он является
прекрасным маркирующим горизонтом и ис-
пользуется для разграничения ассоциаций по-
род, сильно обогащенных железом (Верхняя
зона комплекса Бушвельд), от нижележащей
Главной зоны преимущественно габброидных
пород.
В пределах 1 тыс. футов по мощности вниз
от Главного магнетитового пласта находятся
магнетититовые пласты Главной зоны, но все
они имеют значительно меньшие мощности,
чем Главный магнетититовый пласт, и наблю
даются лишь в местах очень хорошей обнажен-
ности. Кроме того, несколько прерывистых
пластов и жил присутствуют в одном районе
примерно на 7—8 тыс. футов ниже Главного
пласта.
Магнетитсодержащие штоки (трубкообраз-
ные тела) хаотично разбросаны от основания
Критической зоны, т. е. в расслоенной части,
содержащей большинство хромититовых пла-
стов, до самых верхних магнетититовых пластов
Верхней зоны.
Вверху богатая железом Верхняя зона рас-
слоенной серии комплекса контактирует с по-
родами кровли, представленными лептитом,
гранофиром и микрогранитом, содержащими
ксенолиты кварцитов. Габброидные породы
Верхней зоны характеризуются интрузивными
соотношениями с лептитами. Соотношения гра-
нофиров с породами Верхней зоны неясны, но
большая часть гранофиров считается более
древней, чем габброидные породы. Микрогра-
ниты, по-видимому, являются продуктами па-
лингенеза вышележащих пород кровли, про-
текавшего в результате внедрения габброидов.
Бушвельдские граниты, в основном залега-
ющие также в кровле комплекса, моложе габ-
броидных пород.
Полный разрез Верхней зоны не пройден
ни одной из буровых скважин, а значительные
площади выходов этой зоны задернованы, вслед-
ствие чего общее число магнетититовых пластов
неизвестно. Однако в холмистой местности
в районе Магнет Хайтс в Восточном Трансваале
обнаженность достаточно хорошая, а картиро-
вание этого района, выполненное Молинэ (Mo-
lyneux, 1964), дает весьма ценную информа-
цию. Кроме того, в распоряжении автора
имелись некоторые результаты бурения, про-
веденного в Восточном и Западном Трансваале
Англо-Американской корпорацией и Корпо-
рацией африканских металлов.
Работа Молинэ показывает, что в Верхней
зоне наряду с Главным пластом имеется 21 маг-
нетититовый пласт, а в верхней части Главной
зоны залегают три-четыре пласта. Главный
пласт особенно и один из более нижних пластов
представляются перспективными для разра-
ботки руд на железо и ванадий в ближайшем
будущем.
РАЗЛИЧНЫЕ УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ РУД
Горизонты в расслоенной серии комплекса Буш-
вельд, в которых были найдены железные руды,
сведены в табл. 22. Ниже мы рассмотрим их
детальнее, начиная с самого нижнего магнетит-
содержащего горизонта.
ПЕГМАТОИДНЫЕ ПОРОДЫ В КРИТИЧЕСКОЙ
ЗОНЕ
Критическая зона занимает одну из нижних
частей расслоенной серии и включает большин-
ство хромититовых пластов. В пределах Вос-
точного Трансвааля и в других местах в этой
зоне широко распространены тела неправиль-
ной формы, трубообразные и другие выделения
основных и ультраосповных пегматоидов. Они
залегают несогласно по отношению к слоис-
тости, а минеральный состав их сильно варь-
ирует. Породы грубозернисты и состоят в основ-
ном из моноклинного пироксена, а также
9 Заказ 164
129
Таблица 22
Магнетитовые руды в расслоенной серин Восточного Трансвааля
Зона о к о й Магнетитовые руды Содержа- ние v2o6 в магне- тите, % Превышение выше ( + ) или ниже (—) главного магнетитито- вого пласта, футы Вмещающие породы Мощность, футы
D Ферродиорит, местами диорит 1000
tq С Верхние пласты 15—21 о.з От +3600 до +4200 Ферродиорпт, габбро, пироксе- 4000
tq И И Рч PQ В Редкие ШТОКИ Верхние пласты 8—14 0,55—75 От +1410 до 2620 нит (редок), анортозит и троктолит
А Главный ма Верхние пласты 1 7 гнетититовый пласт 1.35-1.6 От 0 до 560 •
D Нижние пласты 1—4; редкпе штоки 1,9—2,1 в пластах От —400 до -1000 Габбро и анорто- зит, подчиненный троктолит 1000
Главная О 1 Подчиненные штоки В 3000 футах от основания залега- ют штоки Буффелшек — Кеннедиз Вэйл п прерывистые пласты Риф меренского От 0,48 до 2,35 Габбро, норит п анортозит; пироксенит в очень подчинен- ном количестве 9000
CR сб О Гг S к Р-- К Штоки магнетита, диаллагитовый пегматоид в 1500 футах от осно- вания, в других местах редок Главный хромититовый пласт Анортозит, но- рпт, пироксенит и хромитит 3500
•Включают магнетит и переменные количества
амфибола, биотита и оливина, причем послед-
ний обычно представлен довольно железистой
разновидностью. Эти пегматоиды, без сомнения,
связаны с платиноносными дунитовыми труб-
ками, с которыми они местами тесно ассоци-
ируют.
Пегматоиды встречены в определенных рай-
онах и не приурочены к какому-либо опре-
деленному горизонту расслоенной серии.
Однако в Восточном Трансваале, где обнажен-
ность лучше, чем в других местах комплекса
Бушвельд, наибольшая концентрация магне-
титсодержащих пегматоидов отмечается в ниж-
них 1500 футах Критической зоны. Трубки
дунитов найдены также и ниже Критической
зоны, но магнетитсодержащие пегматоиды, по-
видимому, не простираются так далеко вниз.
Предположение Коэртца (Coertze, 1962)
о том, что дунитовые и диаллагитовые пегмато-
иды в районе Рустенбурга (Западный Транс-
вааль) связаны с зонами тектонических нару-
шений, не подтверждается фактическим
материалом по Критической зоне в Восточном
Трансваале.
В соответствии с вариациями химического
состава этих пегматоидов содержания магне-
тита в них также сильно изменяются. Магнетит
обычно выполняет интерстиции между зернами
клинопироксена и образует неправильные ско-
пления. Местами оп концентрируется в кара-
ваеобразные массы, спорадически включающие
зерна оливина и (или) клинопироксена. При
выветривании эти скопления дают характерные
обнажения с неровными поверхностями, обычно
встречающиеся в гористых районах в Восточном
Трансваале. Местами отдельные тела пегмато-
идов занимают значительные площади, напри-
мер, в районе Хендриксплаатса (Восточный
Трансвааль) имеется одно такое тело размером
130
полмили на четверть мили и вблизи от него
несколько дополнительных тел.
Ни один из пегматоидов Критической зоны
не представляет интереса для эксплуатации
ввиду недостаточно высокой концентрации маг-
нетита в них и особенно из-за наличия в пре-
делах комплекса других магнетитовых место-
рождений.
ПРЕРЫВИСТЫЕ ПЛАСТЫ, ЖИЛЫ
И ПЕГМАТОИДНЫЕ МАССЫ
МАГНЕТИТОВОЙ РУДЫ
В НИЖНЕЙ ЧАСТИ ГЛАВНОЙ ЗОНЫ
Образования, принадлежащие к этой катего-
рии, находятся приблизительно на 2—3 тыс. фу-
тов выше пласта Меренского в Восточном
Трансваале. Об этом можно лишь приближенно
судить на основании результатов картирования,
выполненного Молинэ (незаконченное исследо-
вание) в районе Кеннедиз Вэйл. Эти образо-
вания приурочены к разбитым сбросами и, воз-
можно, смятым в складки участкам, поэтому
точное стратиграфическое положение их не
выяснено. Рудопроявления, имеющие воз-
можное или установленное промышленное зна-
чение, сосредоточены на сравнительно неболь-
шой площади длиной около 12 миль, охватыва-
ющей фермы Буффелшек, Калкфонтейн
и Кеннедиз Вэйл в Восточном Трансваале
(рис. 76).
Кроме прерывистых пластов, жил и штоков
магнетитовой руды, известны также тела маг-
нетитовых диаллаговых пегматоидов, приуро-
ченных к горизонту Буффелшек — Кеннедиз
Вэйл, например, в районе Калкфонтейна и при-
легающем к нему районе Твеефонтейна, а также
к северо-западу от Претории в районе Клип-
фонтейна. Магнетитовый дунит отмечался в рай-
оне Рустенбурга (Западный Трансвааль) в пре-
делах аналогичного горизонта. Здесь он,
возможно, образует слой вблизи от рифа Ме-
ренского (von Backstrom et al, 1960). Однако
все эти диаллагитовые или дунитовые пегмато-
иды дают слишком низкосортную руду, и про-
мышленная разработка их на ванадий неце-
лесообразна.
В районе Буффелшек магнетит образует пла-
сты с падением на восток и запад. Неясно,
являются ли рассматриваемые тела истинными
пластами, залегающими согласно с расслоен-
ностью изверженного комплекса, или они пред-
ставлены небольшими секущими дайками. Мощ-
ность предположительно согласно залегающих
тел составляет 2—3 фута, секущих жил —
3—6 дюймов (Hammerbeck, 1965). Вариации
направления падения согласных тел позволяют
предположить наличие локальной антикли-
нальной складки.
В северной части Калкфонтейна вдоль шоссе,
ведущего в Лиденбург, поверхность участка
с диаметром около полмили обильно изрыта
блоками магнетита. На рис. 1 этот участок
обозначен как шток, но это может быть и пре-
рывистый пласт.
Месторождение Кеннедиз Вэйл в течение
нескольких лет разрабатывалось на ванадий.
На поверхности рудное тело образует заметный
остроконечный холм, но в действительности
оно имеет вытянутую форму с изменчивой ши-
риной и, скорее, представляет собой выполне-
ние трещины, чем трубообразное тело (рис. 77).
Рудное тело простирается в данном районе
приблизительно под прямым углом к прости-
ранию расслоенного комплекса, а также под
определенным углом по отношению к сбросу
р. Стилпоорт, который следует вдоль этой реки
приблизительно в 1,25 мили к северу от место-
рождения Кеннедиз Вэйл. Нет никаких дан-
ных, указывающих на то, что рассматриваемое
рудное тело связано с этой сбросовой зоной.
Местами в рудах обнаруживаются зеркала
скольжения.
При разведке на месторождении Кеннедиз
Вэйл были пройдены скважины алмазного буре-
ния, и хотя информация, переданная в распо-
ряжение автора Англо-Американской кор-
порацией Лимитед, не исключает возможности
наличия подводящего канала, имеются данные
о том, что магнетитовое тело утоньшается
книзу и, по-видимому, выклинивается на глу-
бине около 500 футов под самой высокой точкой
поверхности.
С месторождением Кеннедиз Вэйл связан
также диаллагитовый пегматоид, приурочен-
ный, по-видимому, в основном к краевым ча-
стям рудного тела. В центральной части титано-
носных железных руд и в диаллагитовом пег-
матоиде отмечается вкрапленность сульфидов
меди, железа и никеля (von Rensburg, 1962).
Геологическое положение рудопрояв лений
на пересеченной сбросами площади в Восточном
Трансваале согласуется с гипотезой Коэрца
(Coertze, 1962), согласно которой пегматоиды
этого типа могли внедряться вдоль сбросовых
зон. В районе Буффелшек — Кеннедиз Взйл
непосредственная связь со сбросами не наблю-
дается, сбросы здесь моложе, за исключением
неясно проявленной ослабленной зоны, вдоль
которой концентрируются пегматоиды, а позд-
нее возникли и сбросы.
Пластообразное залегание магнетититов,
присутствие ферродиорита, содержащего фа-
ялит (2V = 52—54°) в Буффелшеке в окре-
стностях магнетитовых проявлений (Нат-
9*
13
Рис. 76. Главный и самый верхний магнетитовые пласты в Восточном и Западном Трансваале.
Составлено по данным Коэртца (Coertze, 1958), Молинэ (неопубликованная работа), с использованием карт Гео-
логической службы и других сведений (Anglo American Corp. Ltd. and African Metals Corp.)
Разрезы
Рис. 77. Магнетитовое рудное тело в районе Кеннедиз Вэйл
merbeck, 1965), и геофизические данные, сви-
детельствующие о наличии магнетитового
дунита в непосредственной близости и выше
пласта Меренского в районе Рустенбурга
(von Backstrom et al, 1960), указывают на
увеличение содержания железа в расслоенной
серии комплекса Бушвельд примерно на 7—
10 тыс. футов ниже настоящей железистой
Верхней зоны.
ШТОКООБРАЗНЫЕ ТЕЛА
В ЦЕНТРАЛЬНОЙ И ВЕРХНЕЙ ЧАСТЯХ
ГЛАВНОЙ ЗОНЫ И В ВЕРХНЕЙ ЗОНЕ
Картирование, проведенное Гренвельдом в рай-
оне Стоффберга (неоконченное исследование),
Хаммерсбеком (Hammersbeck, 1965) в преде-
лах пятимильной зоны к югу от р. Стилпоорт,
Молинэ (неоконченное исследование) к северу
133
от р. Стилпоорт, и опубликованные Геологи-
ческой службой карты показывают, что штоки
магнетититов в пределах центральной части
Главной зоны огромной мощности и в Верхней
зоне сравнительно редки. Более многочисленны
они лишь в верхней части Главной зоны. В ди-
оритовых породах, залегающих выше самого
верхнего магнетититового пласта, не встре-
чаются. Самый высоколежащий шток, описан-
ный Молинэ в районе Магнет Хайтс, лежит
на 500 футов ниже самого верхнего магнетити-
тового пласта.
Местами с этими штоками ассоциируют ди-
аллагитовые пегматоиды, но краевые части
штоков обычно не обнажаются и характер
вмещающего их материала с достоверностью
не установлен.
Шток Мапоксгронд (см. рис. 77) имеет кольце-
образную форму, и хотя центральная часть его
не обнажена, она, по-видимому, представлена
диаллагитовым пегматоидом. Местами эти секу-
щие тела имеют линзообразную форму и даже
образуют крутопадающие дайкообразные об-
особления. Тела подобного рода трудно отли-
чить от пластов. Показательны в этом отноше-
нии площади вблизи Майлы к северу от Магнет
Хайтс, где встречаются как пласты, так и се-
кущие тела.
Ясные структурные взаимоотношения между
пластами и штоками пока не установлены.
Коэртц (Coertze, 1958) придерживается взгляда,
что штоки служили в качестве подводящих
каналов для пластов, но изолированный харак-
тер и малые размеры штоков по сравнению
с протяженностью пластов опровергают эту
теорию.
Как будет показано ниже, химизм штоков
в общем соответствует химизму пластов той же
субзоны.
МАГНЕТИТИТОВЫЕ ПЛАСТЫ
В ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ ГЛАВНОЙ ЗОНЫ
И В ВЕРХНЕЙ ЗОНЕ
Верхняя зона расслоенной серии комплекса
Бушвельд содержит большинство пластов маг-
нетитовых руд — всего 22, включая Главный
магнетитовый пласт. Вместе с четырьмя магне-
тититовыми пластами, залегающими в интер-
вале 1 тыс. м ниже Главного магнетитового
пласта, Молинэ (рис. 78) насчитал всего 26
магнетититовых пластов в районе Магнет Хайтс
в пределах толщи пород мощностью около
5 тыс. футов.
Магнетититовые пласты перемежаются с по-
родами одного или нескольких типов: магнети-
товое габбро, магнетитовый анортозит, анорто-
зит, гиперстеновый пироксенит, троктолит
или ферродиорит. Выше магнетититовых пла-
стов залегает очень изменчивая толща ферро-
диоритов и диоритов, которые внедряются в по-
роды кровли (лептиты). Кварциты обычно пред-
ставлены включениями в лептитах, а также
крупными массами, слагающими часть кровли.
Мощность мафических пород, перекрывающих
самый верхний из магнетититовых слоев (Верх-
ний пласт 1), имеет значительные вариации.
В двух разрезах через район Магнет Хайтс
(см. рис. 78), расположенных всего в 2 милях
друг от друга, разница в мощности составляет
500 футов. Более того, как отмечает Молинэ
(Molyneux, 1964), кварцит Сигнал Хилл, пред-
ставляющий собой кварцитовую массу в кровле
мощностью более 1 тыс. футов, опущен и зале-
гает всего в 100 футах от верхнего пласта 21.
Согласно оценке Молинэ, мощность данного
пласта в этой точке составляет две трети от
обычной мощности. В районе Таутесхоогте
в 40 милях к югу от Магнет Хайтс самый верх-
ний пласт не имеет хорошо обнаженных выхо-
дов, однако согласно приближенной оценке,
между этим пластом и лептитовой кровлей
залегают диориты мощностью около 2 тыс. фу-
тов.
Группы пластов. Пока результаты бурения
через всю толщу Верхней зоны отсутствуют
в нашем распоряжении, основная информация
относительно магнетититовых пластов может
быть получена из данных для района Магнет
Хайтс.
Согласно Молинз (Molyneux, 1964), пласты
залегают группами, причем, как показано
ниже, наличие этих группировок подтвер-
ждается данными по содержаниям V2O5 в пла-
стах. Можно выделить четыре группы, что
согласуется с делением Главной и Верхней зон
расслоенной серии на подзоны (см. табл. 22).
В профилях, показанных в виде колонок (см.
рис. 78), наряду с мощностями пластов при-
ведены их группировки.
Характеристика пластов по полевым наблю-
дениям. Мы не даем описаний каждого из
пластов, но приводим наиболее важные осо-
бенности, позволяющие определять в ходе поле-
вых исследований некоторые из пластов. Боль-
шая часть приводимой информации заимство-
вана из работы Молинэ (Molyneux, 1964).
Описываемые ниже особенности характери-
зуют также изменчивость условий формирова-
ния магнетита.
1. Мощности пластов являются важными кри-
териями их идентификации, но сами по себе
опи не дают материала для однозначной диаг-
ностики, поскольку, например, мощность Глав-
ного магнетититового пласта сильно варьирует
(рис. 79). Могут быть также приведены примеры
134
I
43
зооо-,
Айронстон
.5000-Х
Ч500-Л
то~
3500
v205
0,37°
0.37°
0,37°
5000-
КВариит Сигнал Хилл
по 3500
иоикулярное габбро
Троктолит
2 тли
Маенет Хайтс
0500-
Ферродиорит
0000-
г°й-
,716
Cabbpo
3000~ :
0J557°
2500-
0,557° «->
2500~\
то \
5ОО-\
Пироксенит 6 6-
[иперстенобое гиЪ5ро—-
Норит-р^
'о
Сульфиды
зо
0,557°
0,67°
0,757°
500-
2,17
1? ____
2000~ —
1.357°
1,357°
1,35%
1.357°
157°
1,67°
2,07°
1,997°
то-
11
«г
1500-
з. —
8 ппп пп
-ЮОО-1^^
-500-
з.
2-
12-
2000~
Троктолит _
Пироксенит? 114
Анортозит Ю - о°но~с
1500$--------------
8. 5е«?,9.
Троктолит -
Рис. 78. Колонка магнетититовых пластов
аномалий, выявленных при изучении матери-
ала буровых скважин, например, по профилю 17
(см. рис. 79). Данные использованы лишь по 7
из 15 буровых скважин для оконтуривания
блюдцеобразной структуры района. Остальные
буровые скважины дали несколько отлича-
ющиеся результаты. Одна из буровых скважин
прошла в Главном магнетититовом пласте
почти 17 футов.
Как следует из рис. 78, наиболее мощным
является не Главный магнетититовый пласт,
а Верхний пласт 21 (самый верхний из пла-
стов), мощность которого в районе Магнет
Хайтс составляет около 30 футов. Это гигант
среди других пластов. Однако он представлен
не сплошным магнетитом. Нижние 10 футов его
состоят из тонких пачек с прослоями около
2 дюймов рыхлого магнетита, перемежающихся
с пластами и линзами анортозитов неправиль-
ной формы. Кроме того, этот пласт обычно
обогащен оливином.
2. Вмещающие породы отдельных пластов
не дают надежной информации для их иденти-
фикации, так как в большинстве мест они
плохо обнажены. В основном они представлены
анортозитами, обогащенными плагиоклазом
габбро и гиперитами.
В районе Магнет Хайтс были установлены
четыре слоя троктолитов, включающие магне-
тититовые пласты; они являются важными мар-
кирующими горизонтами, особенно три из них
в Верхней зоне. Породы мало подвержены вы-
ветриванию и обычно формируют небольшие
эскарпы или обнажаются на поверхности на
большем расстоянии, чем другие силикатные
породы.
Яйцеобразное габбро, которое содержит ово-
идные включения плагиоклаза и располагается
примерно на 50 футов выше Верхнего пласта 15,
также служит ценным критерием для фиксации
положения в рассматриваемой стратиформной
последовательности.
Слои анортозита в совокупности с другими
критериями, естественно, дают ценную инфор-
мацию для диагностики пласта.
3. Характер контактов пластов является не
таким важным, как это можно было бы ожи-
дать, так как за немногими исключениями при
наличии подстилающего анортозита нижний
контакт является резким. Верхние контакты
пластов обычно имеют постепенный характер —
массивный магнетит сменяется полевошпато-
вым магнетититом, магнетитовым анортозитом,
а затем гиперитом. Главный магнетититовый
пласт согласуется с этим общим правилом,
но имеются и исключения, например, Верхний
пласт 4 постепенно переходит в анортозит как
со стороны висячего, так и лежачего боков,
Верхний пласт 13 непосредственно перекрыт
чистым анортозитом, а со стороны лежачего
бока он постепенно переходит в магнетитовый
анортозит.
В то время как пласты, перекрывающие
анортозит, обычно имеют резкие нижние кон-
такты, пласты, лежащие выше габбро, обычно
характеризуются постепенными переходами
в основании.
4. Характер выветривания и характер обна-
жений магнетититов также могут быть исполь-
зованы при идентификации пластов. В этой
связи можно упомянуть так называемые «мосто-
вые» магнетитовых руд в районе Магнет Хайтс,
которые придают весьма живописный характер
местному пейзажу. Они представлены выходами
135
Рис. 79. Вариации содержаний VaO5 и мощности вдоль простирания Главного магнетититового пласта
и первого верхнего пласта по данным буровых скважин
слегка наклоненных по падению поверхностей
руды, образование которых связано с быстрым
выветриванием плагиоклазового магнетитита,
слагающего висячий бок массивного магнети-
тита. Молинэ (Molyneux, 1964) так описывает
подобный выход Главного пласта: «Он дает
наиболее эффективное обнажение в виде огром-
ных «мостовых» шириной более 1 тыс. футов.
Удивительно, что подобные «мостовые» чрезвы-
чайно мало разрушены, и раздроблены они
лишь вверх по восстанию».
Наиболее значительные проявления «мосто-
вых» в районе Магнет Хайтс связаны с Главным
пластом, но Верхние пласты 2, 4 и 12, имеющие
твердые ядра мощностью всего 5 дюймов,
также дают выходы в виде «мостовых» с шири-
ной до нескольких сотен футов. Верхний
пласт 11, имеющий мощность всего 18 дюймов,
картируется наиболее легко, не считая Глав-
ного пласта, что связано с характером образу-
емых им «мостовых».
Экономическое значение этих «мостовых» со-
стоит в том, что они предоставляют в наше
распоряжение огромные количества легкодо-
ступной руды.
Выщербленный характер выветрелых блоков
зависит от наличия постепенных переходов
на контактах пород. Это свойство связано с вы-
ветриванием кристаллов полевого шпата, на-
пример, Верхний пласт 4 дает выщербленные
блоки на обоих контактах.
Размеры выветрелых блоков, без сомнения,
зависят от степени массивности и когерент-
ности руды, что также является характерной
особенностью каждого пласта. Блоки Главного
пласта в районе Магнет Хайтс обычно имеют
свыше 3 футов в диаметре, в то время как
следующие наиболее крупные по размерам
блоки (10—12 дюймов) характерны для Верх-
них пластов 2, 4, 11 и 17. Поверхность других
пластов сложена обломками диаметром 6 дюй-
мов и менее.
136
5. В некоторых пластах встречены линзы
анортозитов. В Главном пласте они имеют
длину 1—6 дюймов и распределены весьма
спорадически. Верхний пласт 21 — гигант среди
пластов — содержит очень большое коли-
чество линз анортозитов.
6. Составные пласты усложняют полевые ис-
следования, так как затрудняется группировка
отдельных прослоев в пласт. Местами встре-
чаются тончайшие пропластки магнетита, инди-
видуальное картирование которых невоз-
можно.
Верхний пласт 6 является составным, так как
в его пределах три прослоя магнетититов раз-
делены слоями габбро на расстоянии до 8 фу-
тов. Главный пласт также по существу является
составным и представлен двумя магнетитито-
выми пластами, разделенными полевошпатовым
магнетититом мощностью 1 фут. Верхний пласт
имеет мощность примерно на 1 фут больше, чем
Нижний. Центральная обогащенная полевым
шпатом часть пласта содержит иногда даже
линзы анортозита. Наличие этой богатой поле-
вым шпатом центральной части пласта не яв-
ляется локальной особенностью района Магнет
Хайтс, но характерно для этого пласта во всем
Восточном Трансваале и отмечается по мате-
риалу буровых скважин для Западного Транс-
вааля. Полосчатость пластов является другим
проявлением изменчивости концентраций
магнетита. Она характерна для богатой поле-
вым шпатом части Главного пласта.
7. Невыдержанность характерных особен-
ностей пластов хотя и редка, тем не менее встре-
чается. В русле р. Магнет Хайтс, например,
обнажается купол в анортозите лежачего бока
Главного пласта, что, однако, не влияет на
характер висячего бока. В русле рукава р. Ма-
зелес, в районе Зварткопа (Восточный Транс-
вааль), Хаммербек (Hammerbeck, 1965) встре-
тил синклинальную структуру, формирующую
базальную часть и центральную обогащенную
полевым шпатом часть Главного пласта. Вися-
чий бок этого пласта не обнаруживает влияния
описанной структуры. Ширина обнаженной
части блюдцеобразной структуры приблизи-
тельно равна 10 футам при глубине около
2 футов.
Примерно в 500 ярдах к северу от этой син-
клинальной структуры в том же русле взаимо-
отношения Главного пласта с двумя первыми
верхними пластами представляются явно ано-
мальными. Пласты здесь постепенно сбли-
жаются, вплоть до соединения, но, прежде
чем оно достигается, Главный пласт вначале
значительно утоньшается, а затем расщепляется
на три части, каждая из которых имеет мощ-
ность менее 1 фута. Самая верхняя из них
соединяется с Верхним пластом 1, который
в этой точке отстоит всего на несколько дюймов
от Верхнего пласта 2. После 30 футов перерыва
в обнажении Верхний пласт 2 оказывается
значительно более мощным, чем обычно, и со-
держит крупные анортозитовые включения.
Верхний пласт 1 здесь опускается на 5 футов
ниже и, так же как и Главный пласт, утонь-
шается по сравнению с обычной его мощностью
(Hammerbeck, 1965).
Обнажения здесь недостаточно протяженны,
что не дает полной картины этого явления, но
имеющиеся данные не противоречат предполо-
жению о происходившем здесь отложении мате-
риала на выпуклости дна магматической ка-
меры, особенно, если локальный подъем про-
изошел в ходе процесса отложения. Тогда слои
должны локально выклиниваться и сочле-
няться. Одновременное оползание также могло
привести к появлению обломков анортозита
в магнетитите.
Хотя мы и встречаемся с подобными
отклонениями от закономерностей, общая наблю-
даемая картина хорошо согласуется с особен-
ностями расслоенности Верхней зоны ком-
плекса Бушвельд.
Распределение пластов. Верхняя расслоен-
ная серия комплекса Бушвельд, в пределах
которой залегают магнетититовые пласты, рас-
пространена, по-видимому, значительно шире
других зон комплекса.
Кроме хорошо обнаженного Главного пласта,
самый верхний пласт (Верхний пласт 21) также
весьма помогает установлению положения рас-
слоенной серии на слабо обнаженных пло-
щадях.
1. В районе Потгиетерсруса в северной части
комплекса два пласта прослеживаются в редких
обнажениях. Вблизи города оба пласта рас-
положены друг от друга на расстоянии 4 тыс.
футов, что отвечает мощности около 2500 футов.
Если эти два пласта в действительности пред-
ставлены Верхним пластом 21 и Главным пла-
стом, то в данном районе происходит заметное
уменьшение мощности разреза. В 15 милях
далее к северо-западу в Гронфонтейне и его
окрестностях пласт прослеживается на поверх-
ности на протяжении нескольких милей,
и вполне возможно, что это самый верхний
пласт. В одной точке зафиксирован выход
другого пласта в 1,6 мили от предполагаемого
самого верхнего пласта. Это расстояние может
отвечать мощности, наблюдаемой между самым
верхним пластом и Главным пластом в районе
Магнет Хайтс.
Новые химические анализы руд из этих
проявлений отсутствуют. Штраусс (Strauss,
1942) привел следующий анализ магнетита из
137
Гронфонтейпа: TiO2 — 0,66% nV2O5 — 0,27%.
Эта руда, как он подчеркивает, дает одно из
самых низких содержаний титана из всех
известных бушвельдских руд.
Северная часть комплекса Бушвельд отделена
от части, залегающей в Восточном Транс-
ваале, грабеном, выполненным более молодыми
породами. К востоку от этого грабена и к северу
от р. Олифанте было отмечено несколько выхо-
дов магнетита (см. рис. 1), .однако относительно
их состава и корреляций сведения отсутствуют.
2. В сторону от р. Олифанте в направлении
к юго-востоку, а затем к югу (см. рис. 1) рас-
слоенная часть комплекса, содержащая магне-
тититовые пласты, проявлена очень хорошо.
Главный магнетититовый пласт, например, не-
смотря на несколько перерывов, связанных
со сбросами, был прослежен на поверхности
на расстоянии около 75 миль. В южном окон-
чании рудной зоны вблизи Белфаста Главный
пласт не обнажается и вся зона перекрыта
более молодыми формациями.
Кроме двух поперечных сбросов — сброса
Лэрсдриф, описанного Гронвельдом (неопубли-
кованная информация), и сброса р. Стил-
поорт — ряд продольных сбросов сместили
большую часть Главного магнетититового пла-
ста к северу от Магнет Хайтс по меньшей мере
на расстояние 20 миль, как это следует из ре-
зультатов картирования, проведенного Молинэ.
К северу от Магнет Хайтс в какой-то мере
проявлена и складчатость. Например, в районе
Малекскрааля, несколько к северу от широты
24° 30", Главный магнетититовый пласт обра-
зует вытянутую блюдцеобразную структуру.
Общее направление осей складок здесь мери-
диональное, но расположение самого верхнего
пласта указывает на наличие также некоторой
дополнительной поперечной складчатости.
Именно в районе Магнет Хайтс, к югу от
Малекскрааля, известны самые лучшие обна-
жения всего разреза железоносной зоны. Самый
верхний пласт (Верхний пласт 21) протяги-
вается на большие расстояния параллельно
Главному пласту, но к западу от Лэрсдрифа
простирание его отклоняется к западу, и он
принимает участие в антиклинальной струк-
туре, геология которой весьма сложная и не
имеет в настоящее время окончательной интер-
претации.
3. Главный магнетититовый пласт может быть
прослежен на очень большие расстояния в юж-
ной, центральной и западной частях Транс-
вааля (см. рис. 76). Здесь он прослежен по
простиранию на расстоянии 125 миль. Кроме
того, имеется пласт, предположительно отве-
чающий самому верхнему пласту Восточного
Трансвааля, а между этими пластами в обна-
жениях фиксируются и другие пласты. Пока
вся толща не будет пройдена буровыми сква-
жинами, маловероятно, что удастся установить
общее число пластов.
К северо-востоку от Претории Главный пласт
оканчивается, подходя к габброидным породам
Закаленной зоны комплекса, которые интруди-
рованы в вышележащие слои трансваальской
системы, но из-за отсутствия обнажений ха-
рактер окончания магнетититового пласта не-
известен. В отношении этого района Билджоном
(Biljon, 1949) были приведены доводы в пользу
гипотезы замещения известняка титаноносной
железной рудой. Однако гранатовые желез-
няки, которые согласно его гипотезе должны
быть промежуточными между соответствующим
известняком и бушвельдским магнетититом, со-
держат лишь следы ТЮ2. Находясь в осадочных
породах, этот магнетит, несомненно, предста-
вляет собой продукт скарнирования.
В другом райопе выклинивания железоносной
зоны комплекса в Западном Трансваале (к се-
веру от Нортхэма) пласты заканчиваются
у сброса.
В районе Нортхэма к северу от Пилансберга
отмечается значительная изменчивость напра-
влений падения и простирания магнетититовых
пластов. Коэрц (Cortze, 1958) при интерпрета-
ции этой геологической структуры допускает
возможность интрузивных и несогласных вза-
имоотношений между железорудной зоной
и нижележащими расслоенными породами. Ме-
стность здесь довольно плоская, а обнажения
не настолько идеальны, чтобы геологическая
структура была абсолютно ясна. Для объясне-
ния наблюдаемых взаимоотношений привлека-
лись также дизъюнктивные нарушения (Cousins,
1958).
РЕЗУЛЬТАТЫ
МИКРОСКОПИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
МАГНЕТИТОВЫХ РУД
РУДНЫЕ МИНЕРАЛЫ
Микроскопическому изучению бушвельдских
магнетитовых руд посвящено значительное
число публикаций. Кроме того, эти руды время
от времени обсуждаются в учебниках, а также
в неопубликованных отчетах и диссертациях.
Ильменитовые пластинки распада твердого рас-
твора, пластинки шпинели и повсеместное раз-
витие ульвошпинели в рудах являются хорошо
известными фактами. Поэтому мы остановимся
лишь на некоторых специфических явлениях.
Ильменит и ульвошпинелъ. Из литературы
известны две разновидности ильменита, выде-
лившегося из твердого раствора (Vincent, 1960).
138
Это хорошо заметные относительно длинные
и широкие пластинки, обычно принимаемые
за первую генерацию, и значительно более
мелкие пластинки, относящиеся ко второй гене-
рации. Крупные пластинки первой генерации
редко встречаются в обычных рудах из пластов,
а более часто в рудах из штокообразных тел.
Широкие полоски особенно заметны в отдель-
ных зернах магнетита, находимых непосред-
ственно под Главным магнетититовым пластом,
где, очевидно, имело место существенное пере-
распределение ильменитового компонента, так
как кроме широких пластинок ильменита маг-
нетитовые зерна бывают окружены ильменитом,
по всей вероятности, мигрировавшим из магне-
тита. Присутствуют также скелетные кристаллы
ильменита, развивающегося по магнетиту. Вто-
ричные процессы, обнаруживаемые при амфи-
болизации пироксенов в зтих ассоциациях,
связаны, вероятно, с развитием сульфидов
меди, железа и никеля, которые встречаются
повсеместно на расстоянии нескольких футов
ниже пласта. Аналогичные скелетные выделе-
ния широко распространены в диорите из Тау-
тесхоогте выше Верхнего пласта 21. Здесь
также отмечены вторичные изменения силикат-
ных минералов. Среди вторичных минералов
кроме амфибола, биотита и пирротина обычен
также ильваит. Во всех этих примерах вторич-
ных изменений ильменит, по-видимому, в боль-
шинстве случаев развивался по ульвошпинели.
Молинэ (Molyneux, 1964) наблюдал пластинки
ильменита, окруженные зонами, лишенными
ульвошпинели, в магнетите, богатом этим мине-
ралом. Эти структуры, очевидно, отвечают ран-
ней стадии уничтожения сростков с ульво-
шпинелью. Аналогичный более поздний иль-
менит отмечался Винсентом (Vincent, 1960)
в Скэргаардской интрузии.
Небольшие зерна ильменита, расположенные
между крупными зернами магнетита, отмеча-
лись в рудах из Нижнего пласта в Реностер-
фонтейне. Они включены в магнетит, а не нара-
стают на нем. Эти зерна отвечают периоду
кристаллизации ильменита более раннему, чем
совместное выделение его с магнетитом.
Магнетит из самого верхнего пласта в Дун-
керскарнсе содержит спорадические агрегаты
ильменита. Этот грубозернистый ильменит в ка-
кой-то степени нарастает па оливине и магне-
тите. Происхождение таких агрегатов пока
неясно.
Широкие пластинки ильменита в рудах из
пластов и особенно из штокообразных тел
содержат пятна шпинели вблизи краев зерен.
Этот факт позволяет предположить, что ильме-
нит образовался не только путем выполнения
трещин, но и замещал магнетит, содержащий
шпинель. Мы знаем, однако, что шпинель
обычно мигрирует к краям магнетитовых зерен,
и тогда она должна оказаться в ильмените.
Отмечаемые Винсентом (Vincent, 1960) для
скергаардских рудных выделений сростки, об-
разуемые ульвошпинелью и напоминающие сет-
чатую ткань, во многих случаях доходят до
границ широких пластин ильменита. Это яв-
ляется убедительным доказательством того,
что субсолидусное выделение ильменита из
твердого раствора происходило при темпера-
турах, более высоких, чем кривая распада
твердых растворов системы магнетит — ульво-
шнинель. Ильменит, спорадически образующий
интерстициальные выделения между зернами
магнетита и нередко имеющий одинаковую
оптическую ориентировку с широкими ильме-
нитовыми пластинками, мог также возникать
в результате аналогичных процессов распада
твердого раствора.
Вторая генерация ильменита (по номенкла-
туре Винсента) в рудах Бушвельда на первых
стадиях образования не дает типичных пласти-
нок. В действительности при разрушении маг-
нетит-ульвошпинелевых тканеобразных сро-
стков и формировании позднего ильменита
могут возникать самые разнообразные струк-
туры. Эти процессы могут быть связаны с по-
верхностным или близповерхпостным окисле-
нием. Рассмотрим теперь эти различные струк-
туры.
1. Пятнистые сростки, напоминающие до не-
которой степени пятна пертитов, широко рас-
пространены в рудах Бушвельда. Они со-
стоят из неправильных зернистых, иногда
прямоугольных выделений, гаснущих при скре-
щенных никелях не одновременно и занима-
ющих иногда всю площадь рудного зерна.
Обычно эти пятна дают три направления по-
гасания. Эти направления отвечают форме (111)
магнетита, а не направлению выделения ульво-
шпинели и шпинели (100). Подобная структура
чаще встречается в маггемите местами вдоль
трещин, но она характерна и для магнетита.
Структура обычно пересекает контакты магне-
титовых и маггемитовых зерен. Широкое раз-
витие такой структуры доказывает, что мы
имеем здесь не какой-либо частный срез пла-
стинчатых выделений ильменита, дающий види-
мость пятен, и что в данном случае сростки
магнетита с ульвошпинелью были разбиты на
неправильные тела с различной ориентировкой.
Подобную структуру обычно можно выявить
лишь при скрещенных николях с низкими
увеличениями, хотя местами в иммерсионном
масле при больших увеличениях в тканеобраз-
ных агрегатах с ульвошпинелью заметен слабый
плеохроизм. В этой пятнистой структуре ткане-
139
образные выделения ульвошпинели остаются
ненарушенными. Анизотропия, очевидно, свя-
зана с сильно дисперсной формой ильменита,
и можно допустить, что здесь развиты псевдо-
морфозы ильменита по тканеобразной ульво-
шпинели. Ильменитовая сетка не должна иметь
однородную ориентировку во всем магнетитовом
зерне, а в зависимости от числа центров начала
и ильменит также можно относить к прото-
ильмениту.
4. Ромбоэдрические порфиробласты прото-
ильменита, очевидно, представляют собой иде-
альную форму линзообразных выделений. Тка-
необразная форма первичной ульвошпинели
присутствует в этих ромбоэдрических выделе-
ниях, но плеохроизм замещенной ульвошпинели
Рис. 80. Ромбоэдрические порфиробласты рассеянного
ильменита, развивающегося по ульвояпгинели (про-
тоильменит), ориентированные в маггемите по трем
направлениям. Масляная иммерсия, X 350. Верхний
пласт к северу от Претории
замещения должны получиться различным
образом ориентированные пятна, параллельные
направлениям (111) магнетита. Эту рассеянную
форму ильменита было предложено называть
протоильменитом.
2. Тонкие ильменитовые пластинки образуют
местами пятнистую сетку, в которой пучки
пластинок гаснут одновременно, но все же
по трем направлениям, параллельным кристал-
лографической форме (111) манетита. Когда
подобные пластинки достигают достаточно
крупных размеров, тканеобразная структура
первичной ульвошпинели исчезает.
3. Линзообразные выделения местами обра-
зуются по пятнистой сетке, а иногда самосто-
ятельно. Эти лепесткообразные выделения, как
указывалось Раалем (Raal, 1965), также харак-
теризуются ориентировкой по трем направле-
ниям (111) магнетита. Линзообразные выделе-
ния обычно заметно плеохроичны, что связано
с более высокими содержаниями в них иль-
менита. Тем не менее ульвошпинелевые сростки
и в этом случае присутствуют во всех зернах,
Рис. 81. «Сэндвичевая» структура. Возникает вслед-
ствие появления пластинчатого ильменита (в какой-то
мере рассеянного), образующего сростки с магнетитом,
ориентированные в трех направлениях вдоль гряттитт
зерен. Остальная часть зерна представлена преиму-
щественно пятнистыми прорастаниями различных зерен
рассеянного ильменита (протоильменит). Масляная
иммерсия, X 100. Верхний пласт, Диспклооф
уже ясно различим. Порфиробласты ориенти-
рованы длинными осями различных кристаллов
параллельно трем направлениям (рис. 80). По-
добные порфиробласты типичны лишь для верх-
него пласта в районе Бон Аккорд к северу
от Претории, а в других местах они редки.
5. Структуры типа «сэндвичей» (название дано
Buddington, Lindsley, 1964) состоят из равно-
мерно расположенных параллельных пластинок
рассеянного, по довольно обильного ильменита
в магнетите, причем последний нередко не-
сколько мартитизирован (рис. 81). Местами
пластинки слегка изгибаются и даже образуют
радиальные агрегаты. В другой разновидности
той же структуры пластинки имеют преры-
вистый и червеобразный вид.
Подобная структура не является широко-
распространенной и была встречена только
в Верхнем пласте к северу от Претории, в што-
кообразном теле в районе Хаакдоорндраай
140
и в пласте в районе Диспклоофа. Два последних
местонахождения расположены соответственно
в 20 и 15 милях к югу от Лэрсдрифа и исследо-
вались фон Грюнвальдом (неоконченная работа).
6. Графические прорастания ильменита
и магнетита были встречены фон Грюнвальдтом
в руде из Диспклоофа и, очевидно, предста-
вляют особый случай агрегации ильменита
в нодулярные массы, а не пластинки.
7. До тех пор пока присутствует тканеобраз-
ная ульвошпинель, образование мартита в маг-
гемите затруднено. Он появляется лишь после
х!счезновения указанных выделений на стадии,
когда в пятнистых сростках ясно видны иль-
менитовые пластины или когда образуются
линзообразные выделения либо структуры типа
«сэндвичей». Это не означает, что плоскости
или линзообразные выделения уже предста-
влены чистым ильменитом — обычно в пластин-
ках различимы тонкие структуры или зерни-
стость, что уменьшает их плеохроизм и анизо-
тропию по сравнению с чистым ильменитом.
Ван Рензбург (Van Rensburg, 1962) указывал,
что титан способствует образованию маггемита.
По-видимому, ульвошпинель затрудняет обра-
зование мартита при ограниченном доступе
кислорода. Вместо него образуется маггемит.
Только после полного окисления ульвошпинели
с образованием ильменита начинается образо-
вание мартита. Если, как это обычно при-
нимается, мартит и маггемит содержат одина-
ковые количества кислорода, то, по-видимому,
структура магнетита стабилизируется выделе-
ниями ульвошпинели по кубическим направле-
ниям, а образование тригонального мартита
вдоль октаэдрических плоскостей участвующего
магнетита в этом случае затрудняется.
Мартит также легко образуется по сравни-
тельно низкотемпературному магнетиту, да-
ющему спорадические прожилки в руде
и лишенному сростков с тканеобразной ульво-
шпинелью.
8. Во многих случаях рассеянный в маггемите
ильменит замещается вторичным титановым ми-
нералом, предположительно лейкоксеном, с об-
разованием псевдоморфоз. Красноватые рас-
павшиеся выделения, в которых ильменит уже
заметно концентрируется, становятся серова-
тыми и приобретают более низкую отражатель-
ную способность. Рассеянный ильменит зна-
чительно более склонен к превращению в лейко-
ксен, чем однородный ильменит, слагающий
зерна или крупные пластинки.
9. В рудах из штока в районе Хаакдоорн-
драай (рис. 82) встречены волнистоугасающие
структуры (von Gruenewaldt, неоконченное ис-
следование). Они представлены волокнистыми
радиальными сростками гематита и сероватого
минерала, по-видимому, лейкоксена и обычно
связаны с трещинами в уже достаточно марти-
тизированных рудах.
Рентгеновский анализ малоэффективен при
диагностике фаз. Небольшие количества мате-
риала, высверливаемого из участков, выбира-
емых под микроскопом, обычно дают линии
магнетита, маггемита или гематита, но не по-
Рис. 82. Сноповидные структуры, образуемые гемати-
том и некоторым количеством лейкоксена. Масляная
иммерсия, николи скрещены, X 250. Штокообразное
тело, Хаакдоорндраай
называют присутствия ульвошпинели или иль-
менита в этих сростках. Диффрактограммы
сравнительно больших количеств руды не пред-
ставляют особого интереса, так как в них
могут присутствовать и ильменит и ульво-
шпинель. В будущем предполагается поставить
исследования с помощью камеры Гинье.
Пятнистые сростки нередко встречаются в ру-
дах из буровых скважин на глубине 430 футов
в Реностерфонтейне к северо-западу от Рустен-
бурга. Влияние поверхностного выветривания
на этой глубине, видимо, должно быть исклю-
чено. Однако в районе Реностерфонтейна по-
роды разбиты трещинами и сбросами, вслед-
ствие чего действие поверхностных процессов
могло распространяться на значительные глу-
бины. Другие структуры, например структуры
типа «сэндвичей», и структуры с волнистым
угасанием были обнаружены только в поверхно-
стных рудах. Тот факт, что в рудах с «Сандви-
чевыми» структурами и в графических срост-
ках присутствует магнетит, который даже не
маггемитизирован, свидетельствует против
поверхностного происхождения этих структур.
141
С другой стороны, они обычно развиваются
вдоль трещин в руде.
Общий вывод, который можно сделать на
основе ильменит-ульвошпинель-магнетитовых
взаимоотношений, состоит в том, что на ранней
стадии в ограниченном масштабе происходило
формирование широких пластинок ильменита
за счет распада твердого раствора. В результате
воздействия гидротермальных (вторичных) про-
пластов в районе Магнет Хайтс великолепные
футлярообразные выделения, обволакива-
ющие пластинки, состоящие из шпинели. Ткане-
образная структура наблюдается даже в фут-
лярообразных выделениях (рис. 83).
В магнетите из Реностерфонтейна (Западный
Трансвааль), а также в верхних пластах из
Восточного Трансвааля ильменит, развива-
ющийся по ульвошпинели, местами замещается
Рис. 84. Вторичный минерал, предположительно тита-
нит (черный), замещает ильменит (темно-серый).
Ильменит образовался по ульвошпинели в первоначально очень
богатой ульвошпинелью руде. Маггемит и мартит ((оба светлые)
встречаются в различных участках образца. Масляная иммер-
сия, без анализатора, х 1000. Верхний пласт 21, Магнет Хайтс
Рис. 83. Ульвопшинель, выделившаяся из твердого
раствора (серый) внутри «ящиков», окружающих шпи-
нель (черная). Пластины шпинели дают ситообразную
структуру. Масляная иммерсия, без анализатора,
X 1250. Верхний пласт 21, Магнет Хайтс
цессов легко возникали скелетные выделения
ильменита как за счет разложения ульво-
шпинели, так и за счет миграции титана. Агенты
длительного поверхностного выветривания
также приводили к превращению ульвошпи-
нели в ильменит.
Тканеобразные выделения первичной ульво-
шпинели разрушаются с трудом, и до возник-
новения конечного продукта, представленного
лейкоксеном и мартитом, появляются разно-
образные промежуточные агрегаты. Ясно, что
при низкой температуре титан не может мигри-
ровать в такой же степени, как и при гидро-
термальных изменениях, или при температурах
выше кривой распада твердых растворов в си-
стеме магнетит — ульвошпинель. Ульвошпи-
нелевые тканеобразные агрегаты затрудняют
образование мартита и, таким образом, способ-
ствуют маггемитизации.
В отношении появления ульвошпинели из
распавшегося твердого раствора наряду с ткане-
образными агрегатами можно упомянуть встре-
ченные Молинэ (Molyneux, 1964) в ряду рудных
минералом с низкой отражательной способ-
ностью (ниже, чем у лейкоксена). Это, воз-
можно, титанит. Замещение приводит к появле-
нию псевдоморфоз, вследствие чего сохраняется
тканеобразная структура первичной ульвошпи-
нели (рис. 84).
Магнетит из самого верхнего пласта в Дун-
керскарнсе (Восточный Трансвааль) содержит
так литого ульвошпинели, что при наблюдении
в масле с низким увеличением, когда структура
ульвошпинелевых агрегатов едва различима,
магнетит выглядит более темно-коричневым,
чем даже А-луч ильменита.
В диффрактограммах этого материала без
труда устанавливаются пики, принадлежащие
ульвошпинели. Этот анализ был любезно вы-
полнен по просьбе автора отделом исследований
Искора.
Дж. Стейн из Искора (личпое сообщение)
нашел, что поверхностные руды из Главного
пласта легко восстанавливаются в атмосфере
водорода при 550° С. В результате получаются
грубопластинчатые сростки («сзндвичи») иль-
142
менита и ульвита с металлическим желе-
зом.
Шпинель. Великолепные сростки ильменита
и шпинели на контакте зерен ильменита и маг-
нетита являются характерной особенностью руд
из штокообразных тел. Эти сростки либо ука-
зывают на замещение магнетита ильменитом,
либо на то, что шпинель возникла при миграции
в зерна ильменита.
Во многих случаях шпинель встречается
в виде пластинок вместе с довольно идиоморф-
ными додекаэдрическими зернами. Молинэ (Mo-
lyneux, 1964) считает, что эти более крупные
зерна формировались из пластинок при мигра-
ции и агрегировании. Он также отмечает, что
зерна магнетита, включенные в силикатные
минералы, обычно встречаются без пластинок
шпинели; например, верхние пласты в районе
Магнет Хайтс содержат в общем больше сили-
катов, чем нижележащие пласты.
На определенных срезах шпинель имеет вид
ситообразного агрегата (см. рис. 83).
Маггемит. Хотя образование маггемита по
магнетиту является общеизвестным явлением,
некоторые взаимоотношения минералов из
комплекса Бушвельд до сих пор трудно объяс-
нимы. Штраусс (Strauss, 1946) пришел к заклю-
чению, идущему в разрез с наблюдениями
предыдущих исследователей (Schwellnus, Wil-
lemse, 1943) о том, что розовато-коричневый
минерал, обычно считавшийся магнетитом, об-
разовался по более светлой фазе, очевид-
но, маггемиту. Этот вывод трудно объяснить,
если считать, что маггемит появляется в ре-
зультате последующего поверхностного окис-
ления.
Для бушвельдских руд имеются достаточные
доказательства того, что маггемит формиро-
вался из магнетита. Во многих случаях форми-
рование маггемита приурочено к трещинам,
и он явно замещает и разъедает магнетит.
Однако наблюдения Штраусса, на которых
базируется его вывод о более позднем характере
магнетита по сравнению с маггемитом, также
приложимы ко многим конкретным случаям:
характерный красновато-коричневый магнетит
обычно встречается вблизи трещин или вдоль
границ зерен, в то время как остальные зерна
сложены маггемитом. Взаимоотношения этого
магнетита с трещинами носят, однако, незаконо-
мерный характер. Местами он образуется по
обе стороны от трещины, а в других участках
того же шлифа он заполняет пространство,
ограниченное трещинами. Имеются также
шлифы, в которых центральное ядро сложено
коричневато-красным магнетитом и окружено
маггемитом, а вдоль трещин вновь образуется
кайма магнетита.
Эти, очевидно, противоречивые взаимоотно-
шения могут быть объяснены, если принять
во внимание факторы, способствующие маггеми-
тизации. Некоторые из них перечислены ниже.
1. Трещины, дающие доступ окислительным
агентам, должны способствовать нормальным
взаимоотношениям между маггемитом и заме-
щаемым магнетитом, причем процесс должен
протекать как вдоль трещин, так и от трещин
вглубь.
2. Выделения шпинели из твердого раствора
должны создавать более слабые структуры
и приводить к большей хрупкости вещества
внутрь от контактов зерен и трещин. Поэтому
маггемитизация будет развиваться в удалении
от контактов зерен и трещин. Ядра зерен маг-
нетита, содержащие распавшиеся выделения,
полируются значительно хуже, чем края зерен,
независимо от того, маггемитизировано ядро
или край зерна.
3. Разложение титапомагнетита с образова-
нием пятнистых сростков, содержащих рассеян-
ный ильменит, протекает неравномерно, и пред-
ставляется возможным, что местами маггеми-
тизация связана именно с этим явлением.
Участки сростков более подвержены маггеми-
тизации.
Сульфиды. Халькопирит и пирротин спора-
дически встречаются в рудах в форме неболь-
ших линзообразных каплеподобпых выделений.
СТРУКТУРНЫЕ ВЗАИМООТНОШЕНИЯ
МИНЕРАЛОВ
В ЖЕЛЕЗНЫХ РУДАХ
И В СВЯЗАННЫХ С НИМИ ПОРОДАХ
Спорадический магнетит в габброидных поро-
дах. Габброидные породы Главной зоны ком-
плекса Бушвельд обеднены окисными минера-
лами на значительных интервалах их мощности.
По данным буровых скважин в нижней части
Главной зоны магнетит содержится лишь в виде
акцессориев. Как правило, он бывает тесно
связан с биотитом и нередко образует в нем
включения, причем оба этих минерала являются
интерстициальными. В отличие от магнетита
ильменит в виде довольно идиоморфных зерен,
а также в форме интерстициального материала
присутствует в небольших количествах при-
мерно на 2500 футов выше рифа Меренского
в Восточном Трансваале. Рааль (Baal, 1965)
установил, что в габбро Бон Аккорд магнетит
фактически отсутствует. Это согласуется с дан-
ными Гренвельда (неоконченное исследование)
о том, что аналог этого горизонта в Восточном
Трансваале габбро из района Леоло Маунтинз
содержит менее 1% магнетита. Однако образец,
отобранный в полумиле от штока Мапоксгронде
143
(см. рис. 1), положение которого отвечает габ-
бро Леоло Маунтинз, обнаруживает богатую
вкрапленность магнетита, но следует иметь
в виду, что вмещающие трубообразные тела
породы обогащены этим минералом.
Вверх по разрезу от габбро Леоло Маунтинз
в районе Стоффберга (Восточный Трансвааль),
согласно Гренвельду, магнетит является замет-
ным и постоянным компонентом пород, слагая
в среднем около 7% габбро выше выделенной
им в этом районе зоны включений метаморфи-
зованных андезитовых лав и лептитов. Ксено-
литы этих лав и лептитов в стратиграфическом
разрезе залегают на 250—1500 футов ниже
Главного магнетититового пласта.
Полированные образцы габбро, отобранные
выше этой зоны включений лав вдоль главной
дороги на Лэрсдриф., показывают, что магнетит
присутствует в виде изометричпых зерен, вклю-
ченных в плагиоклаз, а также в интерстициях
между силикатами. Очевидно, что магнетит
начал кристаллизоваться раньше и продолжал
выделяться дольше, чем силикаты.
Довольно грубозернистый ильменит ассоци-
ирует здесь с интерстициальным магнетитом.
Он слишком грубозернист, чтобы быть продук-
том распада твердого раствора, и, по-видимому,
кристаллизовался независимо от магнетита
и раньше него., Последний содержит пластинки
ильменита, выделившегося при распаде твер-
дого раствора.
В анортозитах вблизи Главного пласта спо-
радические зерна магнетита образуют, как
и в других местах, включения в плагиоклазе,
и, кроме того, здесь встречается довольно
грубозернистый интерстициальный магнетит.
В этих анортозитах повсеместно отмечаются
следы гидротермальных изменений. Рааль
(Raal, 1965) подчеркивает, что эти изменения
характерны для анортозитов, залегающих под
магнетититовыми пластами. Значительная
часть магнетита замещается амфиболом и хло-
ритами, и лишь скелетные решетки ильменита
указывают на первоначальное присутствие маг-
нетита. С этой гидротермальной фазой, воз-
можно, связаны сульфиды меди, железа и ни-
келя, рассеянные в пределах нескольких футов
по мощности ниже Главного пласта в Восточном
и Западном Трансваале.
В то время как в троктолитах оливин обна-
ружен в подчиненных количествах в виде
нарастаний на полевом пшате, в самом верхнем
магнетититовом пласте из Дункерскарнса он
обилен и вместе с магнетитом, очевидно, кри-
сталлизовался раньше плагиоклаза.
В диорите из Таутесхоогте, т. е. выше самого
верхнего магнетититового пласта, магнетит
весьма обычен и местами является явно перво-
осажденным минералом. Однако он обволаки-
вает идиоморфный апатит. Присутствующий
здесь ильменит играет роль явно интерстици-
ального минерала. Магнетит в значительной
степени замещен амфиболом и биотитом, вслед-
ствие чего остаются лишь скелетные выделения
ильменита. Ильваит и пирротин слагают вто-
ричнне продукты в этой ассоциации.
Рис. 85. Зональность в основании Главного магнетито-
вого пласта, Магнет Хайтс.
А — плагиоклаз лежачего бока, В — симплектит плагиоклаза
и пироксена, С — слой магнетита и оливина, переходящий
в оливин, D — магнетитовый слой, Е — оливиновый слой,
F — массивный магнетит. X 10
Нижние контакты магнетитит овых пластов.
Как отмечалось выше, нижние контакты мно-
гих пластов носят резкий характер. Обычно
здесь встречается «ржавая» поверхность, ввиду
чего получить образец, включаюший контакт,
оказывается трудной задачей. Молинэ (Moly-
neux, 1964), однако, удалось изготовить шлиф
из нижнего контакта Главного пласта в районе
Магнет Хайтс. Изучение его дало очень инте-
ресную информацию. Удалось различить сле-
дующие зоны, начиная от подстилающего анор-
тозита (рис. 85): 1) незакономерно развитый
симплектит, состоящий из плагиоклаза и пиро-
ксена и контактирующий с анортозитом. 2) не-
прерывный слой зерен оливина и магнетит,
погруженный в оливин. Нижний контакт этого
слоя слегка «покороблен»; 3) тонкий интен-
сивно смятый слой магнетита; 4) слой зерен
оливина, перемежающийся с магнетитом. Слой
смят согласно с предыдущим слоем, нередко
микроскладчатость в нем еще более интен-
сивна; 5) массивный магнетитит.
Аналогичные взаимоотношения отмечаются
в основании Главного пласта в керне буровой
144
скважины из района Бритса (Западный Транс-
вааль). Различия связаны с гидротермальным
изменением пород, в результате которых вместо
оливина местами образуется тонкий пропласток
ортопироксена.
В основании Верхнего пласта 11 Молинэ
(Molyneux, 1964) также встретил две зоны -
симплектит плагиоклаза и пироксена в кон-
такте с анортозитом и оливина с магнетитом
в контакте с массивным магнетитом.
Симплектит плагиоклаза с пироксеном (ром-
бическим?) широко распространен и встре-
чается даже по краям рассеянных зерен магне-
тита в габбро. Местами между симплектитом
и магнетитом вклинивается биотит, или он
занимает место пироксена, ассоциирующего
с магнетитом. Данная структура, несомненно,
является результатом замещения плагиоклаза,
возможно, вследствие диффузии железа из маг-
нетита. Во многих случаях между плагиокла-
зом и магнетитом развивается в виде каемки
ромбический пироксен, очевидно, пирогенного
пр оисх ождения.
Чередующиеся слои, богатые оливином и маг-
нетитом, могут возникать в результате осажде-
ния кристаллов, но формирование их, по-
видимому, происходило в весьма своеобразных
условиях. Микроскладчатость на контакте оли-
виновых слоев с массивным магнетитом трудно
объяснима. Возможно, в данном случае про-
явилась одна из форм воздействия нагрузки.
Кроме этих резко базальных контактов Мо-
линэ (Molyneux, 1964) описывает также в осно-
вании средней части Верхнего пласта 6 магне-
тит и плагиоклаз в виде первовыделений,
а моноклинный пироксен в качестве интер-
стициального материала. Характер пласта
изменяется в этом случае кверху в результате
непрерывного и довольно значительного увели-
чения содержания зерен магнетита.
В двух буровых скважинах (к северу от
Претории и вблизи Бритса) имеются признаки
дробления подстилающего анортозита и цемен-
тация его магнетитом. В одной скважине апо-
физный прожилок, отходящий от Главного
пласта и имеющий мощность около 1 мм, вошел
в подстилающий анортозит, а дискообразный
обломок анортозита мощностью 7 мм в наиболее
широкой его части был, очевидпо, захвачен
внедрившимся магнетитом. В другой скважине
отмечается брекчирование анортозита с обра-
зованием беспорядочной смеси плагиоклаза
и магнетита мощностью около 6 — 7 см.
Массивные руды и постепенные верхние кон-
такты пластов. В отобранных образцах руды
верхней части достаточно массивны, вследствие
чего размеры и форма зерен неразличимы.
Местами руда распадается на зерна, дающие
10 Заказ 164
полиэдры, сходные с додекаэдрами или окта-
эдрами. Изотропность магнетита приводит
к тому, что контакты зерен оказываются не-
четко различимы, и это осложняется разно
образными трещинами. Нередко бывает
проявлено концентрическое и до некоторой
степени радиальное строение зерен,* в насто-
ящее время не имеющее удовлетворительного
объяснения.
В общем мы имеем здесь картину, сходную
с перлитовыми трещинами, но вряд ли их
можно объяснить усадкой при остывании, по-
скольку’ они характерны лишь для верхней
части пласта. Эта система трещин, очевидно,
является причиной появления многоугольных
зерен при выветривании.
Даже после травления сильно маггемитизи-
рованные руды из верхней части пластов не
проявляют первичной структуры. Однако в по-
лированных шлифах свежих или довольно све-
жих образцов магнетита из буровых скважин
травление двухлористым оловом позволяет раз-
личить первичные структуры достаточно четко.
В распоряжении автора был всего один образец
керна Главного пласта в виде обломков длиной
около 3 дюймов. Главные особенности структур
этих руд показаны на рис. 86.
Из этого рисунка ясно, что в большей части
керна зерна минералов почти изометричны
и имеют в диаметре около 0,5 см. Однако во
многих участках пласта отмечается изменчи-
вость размеров зерен. Зерна обычно дают тес-
ные заливообразные сростки без интерстициаль-
ного материала.
Если плагиоклаз становится важной состав-
ной частью породы, размеры зерен магнетита
уменьшаются. Это позволяет предположить,
что крупные зерна магнетита появились в ре-
зультате дорастания после отложения, а в тех
местах, где имелся плагиоклаз, дальнейший
рост зерен магнетита был невозможен. Воз-
можно и другое объяснение: более мелкие зерна
магнетита находились в гидродинамическом
равновесии с полевым шпатом в отличие от
случая, когда осаждался один магнетит.
Богатая полевым шпатом часть пласта, воз-
можно, является слоем внутри пласта с посте-
пенными контактами или представляет собой
гнезда диаметром около 2 см.
В гпездообразных выделениях раннее обра-
зование магнетита проявлено весьма отчетливо.
Плагиоклаз здесь представлен отдельными зер-
нами и, следовательно, не может быть резуль-
татом гетерадкумулятивного роста. Скорее
всего он формировался из агрегатов захвачен-
ных кристаллов.
В массивных магнетитах силикаты, в основ-
ном представленные плагиоклазом, имеют от-
145
четливо интерстициальный характер и, следо-
вательно, являются интеркумулятивными.
Там, где магнетитит постепенно переходит в вы-
шележащий анортозит, зерна плагиоклаза при-
обретают гипидиоморфный облик, и, по-види-
мому, здесь и магнетит, и плагиоклаз соста-
вляли первично кумулятивный материал.
Вследствие этого расположение удлиненных
зерен полевого шпата в окружении массивного
магнетита не отражает сущности наблюдаемых
взаимоотношений. Данные, отраженные на
рис. 11, показывают, что в полевошпатовом
магнетитите и плагиоклаз, и магнетит начали
кристаллизоваться одновременно, и не под-
тверждают более позднего выделения магне-
тита. Зерна полевых шпатов пластинообразной
формы в отличие от лейстообразной имеют
тенденцию к ориентированному расположению,
причем наиболее крупные кристаллографиче-
ские грани лежат в плоскости слоистости, но
в пределах этой плоскости закономерная ориен-
тировка отсутствует.
Взаимоотношения моноклинного пироксена
и магнетита следующие: магнетит нередко ока-
зывается включенным в пироксен. Это сви-
детельствует о том, что магнетит начал кристал-
лизоваться раньше.
Вновь возвращаясь к структурным взаимо-
отношениям, можно сделать заключение, что
в большинстве случаев и в магнетититовых
пластах, и в габбро магнетит кристаллизо-
вался значительно раньше других минералов.
Местами магнетитовые зерна до некоторой сте-
пени обрастают плагиоклазом, но ничто не
опровергает кумулятивную концепцию образо-
вания пластов. Объяснение мономинерального
характера пластов представляет собой такую
же трудную задачу, как и любого другого
мономинерального кумулята. Допускается
некоторое дорастание кристаллов на месте,
вытесняющих межзерновой материал.
Там, где кристаллизация магнетита в габбро-
идных породах продолжалась до поздней ста-
дии и он ввиду этого носит интерстициальный
характер, обычно присутствуют биотит и (или)
амфибол, что доказывает обогащение магмы
гидроксилом.
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
МАГНЕТИТОВЫХ РУД
Уже много лет назад было известно, что магне-
титовые руды Бушвельдского комплекса титано-
носны и, следовательно, являются не очень
Рис. 86. Зарисовка Главного магнетитового пласта.
Зарисовка выполнена Д. С. Пэйджем по представительным
частям протравленных полированных поверхностей керна бу-
ровой скважины, расположенной к северу от Претории. Магне-
тит — белое; плагиоклаз — крапленые участки.
146
ценными железными рудами. В период Второй
мировой войны началось более или менее си-
стематическое опробование выходящих на
поверхность пластов, показавшее наличие си-
стематических вариаций содержаний титана
и ванадия (Schwellnus, Willemse, 1943). Глав-
ный пласт характеризовался максимальными
содержаниями ванадия (V2O6 1,5%) * и самыми
низкими концентрациями титана (ТЮ2 около
14%). Вверх по разрезу содержания ванадия
снижаются, а титана увеличиваются. Самый
верхний из опробованных пластов имеет содер-
жание V2O5 0—0,4%, а ТЮ2 около 20%. Тогда
же проводилось опробование некоторых обна-
жений ниже Главного пласта, но природа этих
штокообразных тел в то время еще не была
распознана.
В ходе поисков магнетитовых месторождений,
являющихся источником ванадия, в течение
последнего десятилетия были выполнены много-
численные химические анализы руд. Согласно
отчету Англо-Американской корпорации сред-
ний химический состав Главного пласта, полу-
ченный в результате анализов нескольких объ-
единенных проб, взятых как в Восточном,
так и в Западном Трансваале, следующий
(в %):
Fe -55,8—57,5
TiOz—12.2—13,9
V2O5 1,40—1,66
SiO2 0,90—1,54
A12O3-2,53-3,5
CaO — менее 0,1
MgO - -0,24—1,26
Cr2O3-0,13—0,45
Cu—менее 0,02
Ni 0,03—0,08
P —менее 0,05
S —0,02—0,04
Интересно, что в базальной части Главного
пласта в районе Магнет Хайтс содержание
Се2О3 составило по двум определениям 2,32
и 2,42?о (Tesmer, 1965). В районе Магнет
Хайтс Молинэ (Molyneux, 1964) выделил че-
тыре группы магнетитовых пластов в соответ-
ствии с содержаниями в них V2O6 и положением
в расслоенной серии. Изменения содержания
ванадия в зависимости от стратиграфического
положения отражены на рис. 87.
Согласно Молинэ выявляется также четкая
зависимость между содержаниями ванадия
в штокообразных телах и в пластах одного
уровня (см. рис. 87). Эти взаимоотношения
показывают, что штокообразные тела имеют
локальное происхождение и представляют собой
пегматоидные сегрегации из окружающей
массы.
* Полученные в то время содержания ванадия следует
признать заниженными, так как современные анализы
магнетитовых руд Главного пласта с поверхности
земли обычно дают значительно более высокие вели-
чины.
Десять анализов руды из пластов и штоков,
залегающих к северу от широты 24° 30' (см.
рис. 76) (Coertze, 1964), в общем, согласуются
с выводами Молинэ, за исключением самого
верхнего пласта, где содержание V.2O5 соста-
вляет 0,56%, в то время как в районе Магнет
Хайтс он содержит V2O6 в количестве 0,3%.
Рис. 87. Содержание V2O5 в штокверках и пластах.
Исправленные данные Молинэ (Molyneux, 1964)
Кроме того, один шток, явно залегающий в под-
зоне D (Главная зона) содержит V2O5 всего
0,36%. Обычно штоки этой подзоны содержат
V2O5 около 2%.
Содержания ванадия в штоках и телах непра-
вильной формы Главной зоны расслоенной се-
рии представляются незакономерно варьиру-
ющими, например в районе Буффелшек —
Калкфонтейн (см. рис. 76) в некоторых местах
отмечаются концентрации V2O5 1,8%, а в дру-
гих — всего 0,48% (Hammerbeck, 1965). Со-
держания V2O5 в обломочных рудах из Кен-
недиз Вэйл колеблются от 1,82 до 2,35% (по
данным Англо-Американской корпорации),
а в магнетите из Де Гоеде Фервахтипг концен-
трации V2O5 составляют по двум определениям
0,9 и 0,2% (Schwellnus, Willemse, 1943). Керн
из трубки в Мапоксгронде содержит V2O5
от 1,74 до 1,83% (по данным Англо-Американ-
ской корпорации).
Вариации содержаний V2O3 в материалах
буровых скважин и мощности керновых под-
сечений вдоль простирания Главного пласта
показаны графически на рис. 79. Там, где сква-
10*
147
Жйны расположены достаточно близко, вычис-
лялось среднее взвешенное, и показывались
пределы колебаний. Поправки на величины
углов падения не вводились, так как последние
известны не для всех мест. Однако можно
отметить, что изменения углов падения в сосед-
них площадях невелики. В Западном Транс-
ваале они колеблются от 15 до 30е, в Восточном
Трансваале к югу от сброса Лэрсдриф от 20
до 25°, а к северу от этого сброса от 10 до 15°.
В буровых скважинах в Малекскраале (профиль
скв. 17) мощности пластов и содержания вана-
дия сильно варьируют, ввиду чего были ис-
пользованы данные лишь для тех скважин,
которые дают правдоподобные средние значения
(7 из 15). Имелись, например, содержания
V2O5, равные 1,63% для интервала в 201 дюйм,
а также равные 1,47% для интервала в 50 дюй-
мов. Анализы кернов относятся к полной мощ-
ности пласта, включая обычно присутству-
ющие полевошпатовые части. Вследствие этого
результаты анализов керна всегда дают пони-
женные значения содержания V2O5 по сравне-
нию с образцами обломков пласта, отобран-
ными на поверхности.
Хотя вариации содержаний V2O5 предста-
вляются весьма незакономерными (см. рис. 79),
различия составляют всего несколько десятых
процента, например дляГлавпого пласта боль-
шинство величин находится в пределах 1,40—
1,70%. Самый верхний пласт значительно отли-
чается в отношении содержаний ванадия от
Главного пласта. Кроме того, имеются неясные
указания на появление отдельных сегментов
вдоль простирания, которые в Западном Транс-
ваале разграничиваются Пилансбергским раз-
ломом, а в Восточном Трансваале — сбросом
Лэрсдриф и сбросом р. Стилпоорт. К востоку
от Пилапсбергского разлома содержания V2O5
выше, чем вблизи разлома. Для Восточного
Трансвааля известно, что к югу от Стоффберга
Главный пласт содержит V2O5 от 1,40 до 1,50%.
По мере приближения к сбросу содержания
ванадия становятся еще ниже (см. рис. 79).
К северу от сброса эти величины еще относи-
тельно высоки вплоть до сброса р. Стилпоорт,
где они вновь снижаются. За пределами сброса
содержания ванадия опять приближаются к вы-
соким средним значениям. Эти сбросовые зоны
и интрузия Пилансберга являются значительно
более молодыми структурами, чем Бушвельд-
ский комплекс, но они могут наследовать
более древние характеристики. Сброс р. Стил-
поорт, проходит там, где наблюдаются измене-
ния химического состава в хромититовых пла-
стах.
Нижние магнетититовые пласты в Западном
Трансваале, один из которых довольно широко
развит на 300—400 футов ниже Главного пла-
ста, богаче ванадием, чем последний, давая
содержания V20s около 2%.
Относительно содержаний TiO2 в магнетити-
тах новых сведений получено мало. Молинэ
(Molyneux, 1964) отмечает, что Главный пласт
содержит ТЮ2 в количестве 14%, а самый
верхний пласт — 18%, что, более или менее,
отвечает ранее известным и уже обсуждав-
шимся анализам. Анализы, проведенные Ко-
эртцем (Coertze, 1964), дают то же значение
для Главного пласта, но всего 12,6% TiO2
для предполагаемого самого верхнего пласта.
Однако материал для этого анализа содер-
жал заметное количество нерудных минера-
лов, на что указывает содержание SiO2, рав-
ное 9,94%.
Руды настолько изменчивы по минеральному
составу, особенно вблизи поверхности, что
результаты химических анализов малопри-
годны для характеристики состава той или
иной минеральной фазы.
Присутствие оливина в Верхней зоне под-
нимает целый ряд проблем. Летучесть кисло-
рода, без сомнения, играла важную роль в фа-
зовых взаимоотношениях между оливином
и магнетитом (Buddington, Lindsley, 1964).
В связи с этим представляется труднообъясни-
мым, почему железистость оливинов Верхней
зоны постепенно возрастает вверх по разрезу
независимо от наличия пластов магнетититов.
Это показывает, что концентрирование магне-
тита было связано с механическими причинами,
и мало зависело от физико-химических условий.
Последние не проявляли заметных колебаний.
Известен единственный пример — тонкие
слои в основании Главного пласта, когда состав
оливина достаточно четко определяется не-
посредственной средой его залегания. Удиви-
тельно низкая железистость этого оливина
(Fe2SiO4 — 15—20 мольн. %) может быть объ-
яснена появлением магнетита при локальном
избытке кислорода.
Выше отмечалось, что широкие пласты ильме-
нита являются сравнительно редким продуктом
распада твердого раствора магнетита рудных
пластов. С другой стороны, ульвошпинель при-
сутствует повсеместно, а в самых верхних
пластах она настолько обильна, что трудно
решить, какой из компонентов является мине-
ралом-хозяином — магнетит или ульвошпи-
нель.
Увеличение содержания титана вверх по
разрезу, подтверждаемое химическими анали-
зами, очевидно, связано с возрастанием коли-
чества ульвошпинели и вполне возможно, что
летучесть кислорода определялась количеством
Fe2TiO4, захваченным магнетитом. Тот факт,
148
что самые верхние пласты значительно богаче
оливином, чем нижние, включая Главный
пласт, в сочетании с более высокими содержа-
ниями ульвошпинели в самых верхних пластах
указывает на падение летучести кислорода
вверх по разрезу Верхней зоны.
Увеличение содержания ванадия вверх по
разрезу расслоенной серии и уменьшение содер-
жания титана показывает, что ванадий пред-
почтительнее входит не в титановые минералы,
а в магнетит. Исследования с помощью элек-
тронного микроанализатора, выполненные в На-
циональной металлургической лаборатории
по просьбе автора, показывают равномерное
распределение ванадия в зернах магнетита
и отсутствие зональности.
КОРРЕЛЯЦИЯ МАГНЕТИТИТОВЫХ
ПЛАСТОВ НА БОЛЬШИХ РАССТОЯНИЯХ
Распространено мнение, что внедрение магмы
при образовании комплекса Бушвельд проис-
ходило из нескольких центров. Любая подобная
теория должна, однако, объяснить сходный
порядок чередования слоев вблизи различных
центров поступления материала. Магнетитито-
вые пласты дают в наше распоряжение один
из критериев проверки соответствия расслоен-
ности в Восточном и Западном Трансваале.
В связи с этим уместно рассмотреть следующие
примеры.
1. Мощность Главного магнетититового
пласта, его взаимоотношения с породами вися-
чего и лежачего боков, присутствие полево-
шпатового прослоя в середине пласта, содержа-
ния ванадия и титана — все эти характеристики
весьма сходны в обоих районах.
2. Пласты, лежащие ниже Главного пласта,
т. е. нижние пласты 1—4, развиты только
в районе Магнет Хайтс. В 20 милях к югу от
этого пункта в Эварткопе нижний пласт 2
отсутствует. В Западном Трансваале в районе
Претории — Рустенбурга известен всего один
слой мощностью 2—4 фута. Он залегает на 300—
400 футов ниже Главного пласта. В пределах
зтой толщи Рааль (Raal, 1965) обнаружил
троктолитовый горизонт мощностью 10—
20 футов. В районе Нортхэма приблизительно
в 190 футах под Главным пластом находятся
два нижних пласта, отстоящие друг от друга
всего на 10 футов; мощность самого нижнего
пласта колеблется от I1/2 до 4 футов, а дру-
гого — от 3 до 5 футов.
3. Корреляция небольших пластов, залега-
ющих над Главным пластом, даже в буровых
скважинах, отстоящих друг от друга всего на
несколько миль, затруднена, но тем не менее
общая картина, более или менее определенная
(Raal, 1965), и, как показано па рис. 4, самый
первый из верхних пластов, отмечаемый в буро-
вых скважинах, отличим от главного пласта
на больших расстояниях.
4. Поскольку в большинстве случаев глу-
бина подсечения Главного пласта буровыми
скважинами составляет не более 500 футов,
информация относительно верхних пластов
весьма ограниченна, за исключением района Маг-
нет Хайтс. Однако в районе Стоффберга Грен-
вельдом (неоконченное исследование) в поверх-
ностных обнажениях кроме Главного пласта
выделено еще два магнетититовых горизонта.
Они, по-видимому, отвечают подзоне В района
Магнет Хайтс и Верхнему пласту 21. Послед-
ний прослеживается по простиранию на многие
мили.
В Западном Трансваале три горизонта были
известны уже давно, но средний из них дает
очень мало обнажений.
Ясно, что даже при ограниченном числе
обнажений в том или ином районе, пласты
Восточного и Западного Трансвааля могут быть
скоррелированы.
ПРОМЫШЛЕННОЕ ЗНАЧЕНИЕ
Главпая ценность магнетититовых пластов
Бушвельдского комплекса до настоящего вре-
мени состояла в содержавшемся в них ванадии.
В связи с этим самые богатые ванадием руды
должны быть рассмотрены наиболее внима-
тельно. Действительно, трубообразное тело
в районе Кеннедиз Вэйл до сих пор было глав-
ным источником руды и разрабатывалось на
протяжении нескольких последних лет.
СодержаниеV2OБ здесь приблизительно 2%.
Некоторое количество пятиокиси ванадия из-
влекалось из пластов к северу от Претории.
Рис. 88. Повторяемость выходов Главного магнетитп-
тового пласта (М), обусловленная наличием сбросов
и благоприятной топографией, в связи с чем на поверх-
ности в районе Магнет Хайтс обнажается огромное
количество руды. Другие пласты пронумерованы,
мелкие кружки — анортозит, крапленые участки —
троктолит
14а
Главный магнетититовый пласт интенсивно
разведывался в последние годы, и в настоящее
время идет строительство завода по извлечению
железа и ванадия (последний в виде шламов).
Исследования показали, что на расстоянии
приблизительно 30 миль по простиранию
между Магнет Хайтс и .Роос Сенека л коли-
чество руды на поверхности и вблизи нее пре-
вышает 200 млн. т при среднем содержании
V2O5, равном 1,6%. Наличие больших коли-
честв руды, лежащей на поверхности, объяс-
няется тем, что Главный пласт имеет широ-
кие склоны по падению, а в районе Магнет
Хайтс проходит несколько перпендикулярных
простиранию сбросов, что приводит к повтор-
ному появлению на поверхности «рудных мо-
стовых» (рис. 88).
Buddington A. F. and Lindsley D. Н.
1964. Iron-titanium oxide minerals and synthetic equi-
valents: Jour. Petr., v. 5, pp. 310—357.
Coertze F. J. 1958. Intrusive relationships and
ore deposits in the western part of the Bushveld Igneous
Complex: Trans. Geol. Soc. S. Afr., LXI, pp. 387—
392.
Coertze F. J. 1962. The Rustenburg fault as
a controlling factor of ore deposition southwest of Pila-
nesberg: Trans. Geol. Soc. S. Afr., LXV, pp. 253—
257.
Coertze F. J. 1964. The genesis and geological
environment of the Bushveld magnetite, southwest
of the Leolo Mountains: M. Sc. thesis, Potchefstroom
University.
Cousins C. A. 1958. Discussion on paper by
Coertze, F. J. 1958: Trans. Geol. Soc. S. Afr., XLI,
pp. 393—394.
Hammerbeck E. С. I. 1956. Die graniet van
Steelpoort Park (OOs — Transvaal) ’n intrusie trans-
greessief oor die gelaagdheid van die Bosveldkompleks:
M. Sc. thesis (unpublished) University of Pretoria.
Molyneux T. G. 1964. The geology and the
structure of the area in the vicinity of Magnet Heights,
Eastern Transvaal with special reference to the magnetic
iron ore: M. Sc. thesis (unpublished) University of Pre-
toria.
R a a 1 F. J. 1965. The transition between the Main
and the Upper Zone of the Bushveld Complex in the
Western Transvaal: M. Sv. thesis (unpublished) Uni-
versity of Pretoria.
Schwellnus С. M. and W illemse, J. 1943.
Titanium and vanadium in the magnetic iron ores of
the Bushveld Complex: Trans. Geol. Soc. S. Afr., XLVI,
pp. 23—38.
Strauss C. A. 1946. Notes on the microscopic
features of the magnetic iron ores of the Bushveld Com-
plex: Trans. Geol. Soc. S. Afr., XLIX, pp. 35—47.
Tesmer D. F. N. 1965. Die daarstelling van
geskikte chemiese skeidingsprosesse vir die elemente
teenwoordig in die magnetiet van die Bosveldstollings-
kompleks en hulle spektrografiese bepaling: M. Sc.
thesis (unpublished) University of Pretoria.
Van Biljon S. 1949. The transformation of the
Pretoria Series in the Bushveld Complex: Trans. Geol.
Soc. S. Afr., LII, pp. 1—98.
Van R e n s b u r g W. C. J. 1962. The geology
of the Dwars River fragment and the ore minerals of the
magnetite: M. Sc. thesis (unpublished) University of
Pretoria.
Vincent E. A. 1960. Ulvospinel in the Skaer-
gaard Intrusion, Greenland: N. Jb. Miner. Abh., 94,
pp. 992—1016.
Von Backstrom J. W., Fourie G. P.,
Morgan R. P. E., Coertze F. J., DiirrK.W.
and Schumann F. W. Die geologie van Rusten-
burg en die omliggende gebied: Expl. Sheet 4. Geol.
Surv. S. Afr.
ПРОИСХОЖДЕНИЕ МАГНЕТИТА
В ЗОНАЛЬНЫХ УЛЬТРАМАФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ
ЮГО-ВОСТОЧНОЙ АЛЯСКИ
В пределах нескольких ультраосповных ком-
плексов, обнажающихся вдоль линейного по-
яса длиной 350 миль в Юго-Восточной Аляске,
имеются значительные концентрации титано-
носного магнетита. Цель настоящей работы —
доказать принадлежность этих рудопроявлений
к категории магматических рудных месторожде-
ний, т. е. что они представляют собой скопления
железа (имеющие экономическое значение), пер-
воначально входившее в состав единой ультра-
основной магмы. В некоторых комплексах маг-
нетитсодержащие породы ассоциированы с оли-
виновыми пироксенитами и дунитами,
а происхождение железорудных месторождений
тесно связано с генезисом этих оливинсодержа-
щих ультраосновных пород. Таким образом,
в этом разрезе мы остановимся также на 'общей
проблеме существования и происхождения пе-
ридотитовых магм.
Главный ультрабазитовый пояс юго-восточ-
пой части Аляски имеет максимальную ширину
30 миль и включает 35 из известных 39 про-
явлений ультраосновных пород в этом районе
(рис. 89).
Вдоль слабо выраженного параллельного по-
яса в 60—70 милях к югу от Главной зоны
расположены четыре тела. Главный пояс был
описан Кеннеди и Уолтоном (Kennedy, Walton,
1946), Тэйлором и Ноблом (Taylor, Noble,
I960) и Тэйлором (Taylor, 1967), а геолого-
петрографические изучения проведены рядом
исследователей по семи наиболее крупным ком-
плексам пояса (Walton, 1951; Thorne and
Wells, 1956; Taylor arid Stebbins, 1956; Taylor
and Nielsen, 1956; Ruckmick and Noble, 1959;
Stebbins, 1957; Irvine, 1959, 1963, 1964, 1967).
Ультрабазитовые тела Главного пояса обла-
дают достаточным числом общих характери-
стик, указывающих на сходные механизмы их
формирования. Большинство тел предста-
вляют собой магнетитсодержащие роговообман-
ковые пироксениты и (или) горнблендиты
и имеют небольшие размеры (обнажения пло-
щадью одна квадратная миля или менее), но
в Клукване и Снеттисхэме встречены две круп-
пт,ie интрузии магнетитовых пироксенитов (см.
рис. 89). Восемь более крупных комплексов
включают олпвинсодержащие породы; к ним
относятся комплексы, расположенные на о-вах
Блашке, в заливе Юнион, в районе Пик Кэйн»
на о-вах Сикон, на о-ве Аннетты, на о-вах Перси
и два комплекса на о-ве Дьюк. Большинство
из перечисленных комплексов включают пери-
ферические зоны, сложенные наряду с оливи-
новыми пироксенитами, перидотитами и (или)
дунитами, а также и роговообманковыми пиро-
ксенитами. Если имеется дунит, то обычно
присутствует вся серия ультраосновных пород,
обнаруживающая грубозональное строение.
Дунитовое ядро, как правило, имеющее на
выходе диаметр около мили, окружено после-
довательно сменяющими друг друга зонами
перидотита, оливинового пироксенита, магне-
титового пироксенита и роговообманкового пи-
роксенита. Рудопроявления железа приурочены
к двум последним зонам, причем месторожде-
ния, представляющие наибольший промышлен-
ный интерес, расположены в заливе Юнион,
в Снеттисхэме, Клукване и на о-ве Дьюк.
Иногда отдельные зоны ультраосновных пород
слабо проявлены или полностью отсутствуют.
Причем эти зоны, как правило, прерывисты.
Ультраосновные комплексы обычно окружены
габбро, сильно соссюритизированным на кон-
тактах с ультрабазитами.
Ультрабазитовый пояс протягивается суб-
параллельно основным структурным элементам
Юго-Восточной Аляски, а ультраосновные тела
формировались после завершения складкообра-
зования и метаморфизма палеозойских и нижне-
мезозойских пород орогенического пояса. Гра-
нитные породы батолита Коаст Рэйндж (мело-
вой или раннетретичный?) секут ультраосновные
породы или ассоциирующие с ними габбро.
Таким образом, если все ультрамафические
тела имеют одинаковый возраст, то образование
их происходило позже регионального мета-
морфизма, но до начала внедрения главных
батолитов.
Ланфер и Эберлейн (Lanphere and Eberlein,
1966) провели детальные геохронологические
исследования ультраосновных тел и получили
минимальные значения калий-аргонового воз-
раста для роговых обманок и биотитов из пиро-
ксенитов. роговообманковых пироксенитов
и габброидных пегматитов в шести различных
комплексах, равные 100 млн. лет. Их данные
показывают, что ультраосновные тела Главного
151
О 10 20 30 40 50 мили
I__i___l_________J
УльтраосноВные
проявления
pt's* 3 ГаОдро, переходящий
\7s%,7A В диорит
Ш! !оналит, переходящий i-llfijlll)
| 6 грани т ggg Серпентиниты
Рис. 89. Региональные геологические карты, приведенные для сравнения ультрамафического
пояса юго-восточной части Аляски (а) с аналогичным поясом в Уральских горах СССР (б).
Составлено частичноподаннымБаддингтона и Чапина (Baddineton, Chapin, 1929), Дюпарка и Тихоновича <Dn-
рагс, Tikonovich. 1920) и с использованием геологического атласа Советского Союза
пояса возникли 100—110 млн. лет назад в ран-
не-среднемеловое время.
Пояс ультраосновпых пород в Уральских го-
рах (СССР) имеет очень много общих черт
с породами Юго-Восточной Аляски, поэтому
любая генетическая теория должна объяснять
происхождение зональных комплексов в обоих
районах. Ультраосновные породы Урала опи-
сывались Дюпарком и Тихоновичем (Duparc,
Tikonovich, 1920), Заварицким и Бетехтиным
(1937), Ноблом и Тэйлором (Noble and Taylor,
1960), Воробьевой (1961). Пятнадцать крупных
ультрабазитовых тел (десять из которых имеют
дунитовые ядра) расположены здесь в пределах
узкого, почти непрерывного пояса габброидных
пород вдоль протягивающейся с юга па север
оси Уральских гор. Сопоставление Уральского
пояса с ультрабазитовым поясом Юго-Восточ-
ной Аляски дано на рис. 89. Эти два пояса
представляют собой лучшие из известных при-
меров зональных ультрабазитовых комплексов
мира, хотя описывались и другие подобные
проявления. Так, комплекс Туламин в Британ-
ской Колумбии (Camsell, 1913; Findlay, 1964)
без сомнения относится к этому же типу.
ОБЩИЕ ОСОБЕННОСТИ ЗОНАЛЬНЫХ
УЛЬТРАОСНОВПЫХ КОМПЛЕКСОВ
ЮГО-ВОСТОЧНОЙ АЛЯСКИ
1. Зональное строение является неотъемлемой
характеристикой комплексов, включающих
оливинсодержащие породы. На рис. 90 пока-
заны схематичные геологические карты
главнейших ультрамафических комплексов
Юго-Восточной Аляски.
2. В качестве минералогических и структур-
ных характеристик, общих для всех описыва-
емых комплексов, можно перечислить следу-
ющие. А. Пироксен представлен исключительно
диопсидовым авгитом, состав которого довольно
близко соответствует диопсид-геденбергиту,
изменяясь от D7oH3o в магнетит-роговообмапко-
вых пироксенитах до в дунитах. Пиро-
ксены сравнительно богаты алюминием по срав-
нению с моноклинным пироксеном из усред-
ненного габбро и обычно содержат А12О3 от 4
до 7 вес.%. Ромбический пироксен не был
обнаружен ни в одной из разновидностей уль-
траосновных пород. Б. В большей части ультра-
основных пород плагиоклаз отсутствует даже
среди интерстициального материала, за исклю-
чением поздних габброидных пегматитов
и периферических частей горнблендитовых зон.
В последнем случае плагиоклаз представлен
высококальциевыми разностями (Ап90 — Лп98),
за исключением участков, где он превратился
в агрегат альбита, клиноцоизита и эпидота,
т. е. в местах соссюритизации. Этот тип изме-
нений встречается довольно часто, особенно
в краевых частях ультраосновных тел. В. Оли-
вин представлен высокомагнезиальной разно-
видностью, изменяясь от Fo75 в оливиновых
пироксенитах до Fo96 в дунитах. Г. В тех
местах, где отмечена серпентинизация, она
оказывается наложенной на породы после их
раскристаллизации; значительная часть оли-
вина не подверглась изменениям и примеры
раздавленных или цементных структур чрез-
вычайно редки. Д. Магнетит обычно присут-
ствует в пироксенитах и горнблендитах в боль-
ших количествах, чем это типично для акцес-
сорных минералов, слагая в среднем около
15—20% пород, причем содержания его очень
мало варьируют на площади крупных обнаже-
ний. Большая часть мелких горнблендитовых
тел содержит примерно 5 — 10% магнетита,
редко образующего локальные скопления.
Е. Хромит присутствует повсеместно, но в ду-
нитах он является редким минералом, кроме
того, хромит образует неправильные жилы,
скопления, а также встречается в виде отдель-
ных зерен. Ж. Большая часть роговой обманки
и пироксена представлена грубозернистыми
кристаллами, вследствие чего породы местами
прпобретают пегматоидный облик. Кри-
сталлы роговой обманки длиной до 1 фута до-
вольно часто встречаются в поздних габбро-
идных пегматитах и в краевых зонах рогово-
обманковых пироксенитов.
3. Химический состав породообразующих
минералов обычно закономерно изменяется
в пределах данного комплекса от пироксенита,
через оливиновый пироксенит и перидотит к ду-
ниту. Эти изменения состоят в увеличении
железистости оливинов и пироксенов, а также
в снижении отношений Al/Si, Fe3+/Si и Ca/Mg
в пироксенах. Химический состав роговых об-
манок из поздпих габброидных пегматитов
и роговообманковых пироксенитов весьма схо-
ден (табл. 23).
В отличие от обычных роговых обманок из
изверженных горных пород роговые обманки
из ультраосновных пород характеризуются вы-
сокими содержаниями А12О3 и низкими кон-
центрациями SiO2.
4. Каждая разновидность ультраосновных
пород характеризуется однородностью мине-
рального и химического составов как в пределах
всего пояса, так и в данном комплексе. Дунит
сложен обычно на 95 —98% оливином (из рас-
смотрения исключаются серпентинизирован-
ные участки) с акцессорным хромитом, диопси-
дом и магнетитом. Оливиновые пироксениты
обычно содержат 15—25% оливина, 70—75%
153
ПИК КЭЙН
О АННЕТТЫ
О-ВА ПЕРСИ
ЗАЛ. ЮНИОН и КЛИВЛЕНДСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
О-ВА БЛАШКЕ
И Перидотит
(Б(7% оливина, 4Р% пироксена)
МАСШТАБ
1 0,5 0 0,5 1 1.5 2 мили
>-1----1____।__।___। ‘
в=в=гаРоговоо6маиковый. пиро-
р, -~\ксенат и пироксенит
ь 1 J (менее 5% оливина)
Оливиновый пироксенит
(257аошвина, 75% пироксена)
J Лунит
l*.*.*J (менее 5% пироксена)
ИГчббро (включая гиперсте-
новое гадвр о и норит)
Метаморфические
вмещающие породы
Рис, 90. Схематичные геологические карты главных ультрамафических комплексов Юго-Восточной Аляски
Таблица 23
Химические анализы роговых обманок
из амфпболовых ппроксенптов и габброидных
пегматитов Юго-Восточной Аляски и Урала
Вес. % 1 2 3 4 5 6
SiO2 39,8 41,2 42,5 41,0 39,9 40,1
А120з 16,6 16,2 14,6 14,6 15,2 15,0
Ре2О3 4,4 4,1 3,9 4,1 3,4 4,5
FeO 8,9 7,0 9.5 10,5 8,5 6,6
Mg 12.6 14,0 11,6 13.2 13,5 15,1
CaO 12,1 12,6 12,4 11,6 12.1 12.4
Na20 1,6 2,3 2,5 2,7 1,1 1,5
K2O 1,0 0,6 0,4 6.4 0,8 0,8
тю2 1,2 1,4 1,4 2,7 1,2 1.7
MnO 0.2 0,0 0,3 — 0,1 0,1
Н2О+ 1,4 0,4 0,9 — 3,4 —
н2о- 0,3 0,3 0.2 — 0,5 —
1. Юнион Бэй, пироксеновый горнблендит (Ruckmick,
Noble, 1959).
2- Остров Дыок, горнблендит (Irvine, 1959).
3- Остров Дьюк, габброидный пегматит (Irvine. 1959).
4. Северный берег бухты Найт горнблендит (Buddington,
Chapin, 1929).
5. Массив горы Синен, среднее значение по трем ооразцам
габброидных пегматитов (Андреева, 1959).
6. Массив Качканар, амфибол овый пироксенит (Андреева,
1959).
моноклинного пироксена, а также акцессорные
роговую обманку и магнетит. Магнетит-рогово-
обманковые пироксениты содержат варьиру-
ющие в широких пределах количества роговой
обманки и пироксена, от почти чистого пиро-
ксенита до почти чистого горнблендита, но
крупные тела обычно сложены породами, бога-
тыми пироксеном и содержащими относительно
постоянные количества магнетита (15—20%).
Перидотиты — породы, промежуточные меж-
ду оливиновыми пироксенитами и дунитами, —
характеризуются изменчивыми отношениями
оливина и моноклинного пироксена, и значи-
тельно меньшим распространением, чем породы
упомянутых типов. Значительная часть пери-
дотитовой зоны комплекса залива Юнион, по-
казанного па рис. 90, представлена «структур-
ным перидотитом» (Ruckmick, Noble, 1959),
представляющим собой переслаивание дуни-
тов и оливиновых пироксенитов. Кроме того,
крупная зона, обозначенная на схеме массива
Пик Кэйн как перидотит (см. рис. 90), была
закартирована лишь в порядке рекогносци-
ровки; обнажена она плохо; но известно, что
здесь залегают значительные массы дунита.
Химический состав типичных образцов оливи-
нового пироксенита и магнетит-роговообманко-
вого пироксенита из комплексов залива Юнион,
о-ва Дьюк, о-вов Перси, Клукван и Снеттис-
хэма приведен в табл. 24 и 25.
Таблица 24
Химические анализы представительных образцов
олпвиновых пироксенитов из ультраосновных тел
Юго-Восточной Алнски, Урала и Кптаками (Япония)
Вес. % 1 2 3 4 5 6
SiO2 47,6 49,2 48,3 50,7 48,4 49,5
А12О8 4,8 2.4 3,0 1,6 2,9 2,0
Fe2O3 2,9 2,0 3,1 1,6 2,5 3,1
FeO 5,6 6,8 6,0 3,9 6,1 2,2
MgO 18.5 19,1 18,1 20,2 19,1 19,2
CaO 18,7 18,9 20,2 20,9 20,1 20,2
NasO 0,5 0,2 - - — 0,3 0,2
K2O 0,0 0,1 — — 0,1 0,1
TiO2 0,5 0,2 0,4 0,3 0,5 0,2
Cr2O3 0,2 — 0.2 0,5 -—. 0,4
MnO 0,0 0,2 0,2 0,1 - 0,1
H2O' 0,7 0,6 0,2 0,3 0,8 2,4
H2O 1. Остров Дь 2- Залив Юн 3. Каньяковс 4. То же. 0.2 юк (Ir VI ион (Rue жий Кам 0,2 пе, 1959 kmick, b ень (Вор 0,3 Joble, 1 обьева, 0-2 959). 1961)- 0,3
5. Средний оливиновый пироксенит Урала (Dupark, novich, 1920). Tiko-
6. Наименее серпентинизированный ОЛИВИНОВЫЙ к ли-
нопироксенвт интрузива Миямори. горы Китаками, Се- веро-Восточная Япония (Onuki, 1965)
Таблица 25
Химические анализы типичных образцов
магнетпт-роговообманковых ппроксенитов
из ультраосновных тел Юго-Восточной Аляски
и Урала
Вес. % 1 2 3 4 5 6 7 8
SiO2 38,3 37,5 39,5 35,1 40,0 36,9 39,5 38,0
А12О3 7,2 5,4 — 8,0 10,6 8,6 6,0 7.3
Fe2O3 13,3 15,5 — — — 17,5 13,7 13,6
FeO 9,7 9,6 .— — —- 8,0 8,1 9,3
Общее Fe 16,8 18,3 17.4 18,6 14,5 18,4 15,9 16,8
MgO 11,7 11,9 — 9,6 — 11,9 12,2 12,4
CaO 16.7 17,4 — 16,1 13,8 18,2 19,5 16,8
Ка2О 0,9 — — — - - — 0,3 0,5
K2O 0,2 —• — — —. — 0,3
TiO2 1,8 2,2 2,1 2,7 1,9 —- 0,5 1,7
MnO 0,1 0,2 — — — — 0,2 0,1
P2O5 — — 0,2 0,6 0,5 — — —
— — 0,3 — — — —
H2O+ 0.2 0,3 — — — 0,2 — —
H2O- — 0,3 — — — — — —
1. Остров Дьюк (Irvine, 1959).
2. Залив Юнион (Ruckmick and Noble, 1959).
3. Клюкван (Wells and Thorne, 1953).
4. Снеттисхэм (Thorne and Wells, 1956), объединенная
проба буровой скважины, пересчитано на безводную
основу.
5- О-ва Перси /Stebbins, 1957), объединенная проба.
6. Косьвинский Камень (Duparc, Tikonovich, 1920).
7. Качканар (Duparc, Tikonovich, 1920).
R. Туламии (Camsell, 1913), пересчитано на безводную
основу.
155
5. Зона оливиновых пироксенитов о-ва Дьюк
характеризуется четко выраженной расслоен-
ностью, представленной чередованием отсорти-
рованных пластов оливина и моноклинного
пироксена (Irvine, 1963). Размер зерен в осно-
вании типичного пласта составляет 4—10 мм,
а в верхней части 0,2—2 мм. Изменение от
грубозернистых к тонкозернистым разностям
пород постепенное, а от тонкозернистых к выше-
расположенным грубозернистым — резкое,
причем мощность среднего слоя составляет
5—8 см. Отсортированпость по размерам зерен
отмечается как для оливипа, так и для пиро-
ксена, но более грубозернистый пироксен
в большем количестве концентрируется в ниж-
них частях слоев. Этот тип расслоепности ана-
логичен почти во всех отношениях отсортиро-
ванной слоистости песчаников и, по мнению
Ирвайна (Irvine, 1964), образовался в резуль-
тате осаждения из потоков взвеси кристаллов
в подвижной магме, имевшего место вблизи
дна магматической камеры. Такой тип рас-
слоепности отмечается на значительных уча-
стках в западной части магматического тела;
минимальная мощность пластов составляет
здесь 5 тыс. футов, возможно, достигая 10—
15 тыс. футов. За исключением незначительного
накопления железа, изменения химического
состава вверх от основания толщи почти отсут-
ствуют. Кроме того, известны слои, сложенные
обломками отсортированных оливиповых пи-
роксенитов в основной массе сортированных
перидотитов, аналогичные пластам конгломе-
ратов. Эти слои весьма многочисленны выше
основания главного углового несогласия в рас-
слоенной толще и интерпретируются как ре-
зультат внедрения второй порции магмы, перво-
выделения из которой были но составу перидо-
титовыми. Такие перидотитовые горизонты
постепенно переходят вверх по разрезу в мощ-
ную серию более обычных отсортированных
оливиновых пироксенитов.
6. Отсортированная слоистость наиболее
хорошо представлена в оливиновых нироксе-
питах о-ва Дьюк, но она отмечена также и в ду-
нитовых телах этого острова и залива Юнион.
Она не наблюдалась ни в одном из других
комплексов, за исключением богатых магнети-
том слоев в роговообмапковых пироксенитах
о-ва Дьюк и залива Юнион, в которых слабо
проявлена ритмичная отсортированная рассло-
енность (см. рис. 92). Первичные переслаивания
дунитов и оливиповых пироксенитов встречены
в нескольких ультраосновных комплексах. Этот
тип расслоенности встречен в магматическом
теле лополитовой формы залива Юнион (Ruck-
mick and Noble, 1959), но значительная часть
слоев в восточном массиве о-ва Дьюк опроки-
нута и смята в складки, по-видимому, под
действием более позднего внедрения дунитов.
Во многих участках о-ва Дьюк небольшие
неправильной формы тела дунитов пересекают
отсортированную расслоенность без заметных
ее деформаций. По мнению Ирвайна (Irvine,
1959), они представляют собой тела замещения,
сформировавшиеся в результате воздействия
эманаций из перидотитовой магмы, находя-
щихся в равновесии с оливином, а не с пиро-
ксеном. Оливин в телах замещения является
более магнезиальным, чем из оливиновых пиро-
ксенитов. С этими дунитовыми массами, как
правило, ассоциируют пегматоидные пиро-
ксеновые линзы и жилы; они могут рассматри-
ваться как материал, высвободившийся при
замещении.
7. Несколько включений молочно-белого
жильного кварца в отсортированных оливино-
вых пироксенитах о-ва Дьюк являются един-
ственным чужеродным материалом из оливин-
содержащих пород всех рассматриваемых
ультраосновных комплексов (Irvine, 1959). По-
видимому, включения более сложного мине-
рального состава представляли собой легко-
плавкие фракции, ассимиляция которых оли-
вин-пироксенитовой магмой проходила более
легко. Чистый кварц в этих условиях не пла-
вится; включения его сохраняются благодаря
защитной реакционной каемке, состоящей из
моноклинного пироксена. Крупные сильно ме-
таморфизованные включения метаосадочпых по-
род и габбро наблюдаются в роговообманковых
пироксенитах Клуквана и залива Юнион.
8. Контактовые взаимоотношения между раз-
личными разновидностями ультраосповных по-
род аналогичны для всех рассматриваемых
случаев. В крупном масштабе контакты, как
правило, носят постепенный характер, особен-
но между роговообманкрвыми пироксенитами
и пироксенитами, а также между пироксени-
тами и оливиновыми пироксенитами, хотя при
детальном наблюдении могут быть обнаружены
и резкие контакты. Последние хорошо заметны
в зоне так называемого структурного перидо-
тита залива Юнион, представленного обособлен-
ными массами дунита, переслаивающегося с
оливиновым пироксенитом, и содержащего
включения последнего, причем зона в целом
представляет собой постепенный переход от
зоны оливиновых пироксенитов к дунитам.
Наблюдаются на первый взгляд противоречи-
вые возрастные взаимоотношения, когда дайки
и жилы большинства разновидностей ультра-
основных пород пересекают друг друга. Пиро-
ксеновые жилы, пересекающие дуниты, имеют,
однако, мало общего в отношении химизма
С распространенными породами роговообман-
156
ково-пироксеновых и магнетит-пироксенитовых
зон, но они сходны с телами грубозернистых
пироксенитов о-ва Дьюк, которые, как можно
показать, метасоматически замещали отсорти-
рованные слои оливиновых пироксенитов. Ги-
гантские блоки оливиновых пироксенитов за-
легают в пределах дунитовых и перидотитовых
зон в заливе Юнион и на о-ве Дьюк, что ука-
зывает на внедрение дунита после почти пол-
ного затвердевания оливиновых пироксенитов.
Габброидные пегматитовые дайки и жилы явля-
ются самыми молодыми породами в пределах
ультрамафических комплексов. Они пересе-
кают все другие типы пород, имея с ними рез-
кие контакты (хотя и не известны случаи пере-
сечений ими дунитовых ядер).
9. Зоны, сложенные габбро, окружают более
или менее полностью каждый из ультраоснов-
ных комплексов, и лишь в редких случаях
ультраосновные тела непосредственно контак-
тируют с вмещающими метаморфическими поро-
дами (см. рис. 90). В большинстве случаев
габбро являются более древними, чем ультра-
основные комплексы; габбро почти всегда сос-
сюритизировано и амфиболизировано на неко-
тором расстоянии от контакта с ультраоснов-
ными породами. Контакты между ультраоснов-
ными породами и габбро обычно резкие и
интрузивные, хотя местами они затушеваны
соссюритизацией или наличием поздних габбро-
идных пегматитов. Более ранние габбро обычно
среднезернисты и имеют однородные структуры,
за исключением тех мест, где они сильно изме-
нены с образованием роговой обманки, эпидота
и клиноцоизита.
Наибольшее распространение имеет гиперсте-
новое габбро, содержащее кальциевый плагиок-
лаз — лабрадорит, но наблюдаются и переходы
через нормальное габбро и норит к роговооб-
манковому габбро и диориту. Оливиновые габ-
бро очень редки. Габбро значительно отли-
чается по химическому и минеральному составу
от более богатых кальцием габброидных пегма-
титов, ассоциирующихся с ультраосновнымп
комплексами, но в полевых условиях устано-
вление различий между ними при наличии
сильной соссюритизации может быть затруд-
нено. Это привело к противоречивым заключе-
ниям относительно возрастных взаимоотноше-
ний между габброидными и ультрамафиче-
скими породами, но, насколько известно авто-
рам, все тела габбро, явно пересекающие уль-
траосновные породы, принадлежат к богатым
кальцием разновидностям габброидных пегма-
титов. Хорошо образованные дайки рогово-
обманковых пироксенитов и горнблендитов пе-
ресекают габбро в краевых частях нескольких
ультрамафических комплексов, особенно в за-
ливе Юнион и в Клукване. Последнее тело
обнажено особенно хорошо, и на фотографиях
виден резкий интрузивный контакт между
пироксенитами и габбро.
10. Вокруг ультрамафических комплексов об-
разовались эффектные контактово-метаморфиче-
ские и метасоматические ореолы. Метаморфизм
более высокой субфации эпидот-амфиболитовой
или амфиболитовой фации отмечается на рас-
стоянии сотен футов от контактов между рого-
вообманковыми пироксенитами более крупных
комплексов и либо габбро, либо метаморфиче-
ских вмещающих пород. В заливе Юнион регио-
нально метаморфизованные филлиты были де-
формированы и перекристаллизованы с образо-
ванием биотит-гранатовых сланцев и гнейсов
в ореоле шириной более 1 тыс. футов. На о-ве
Блашке, где четко проявленная магнетит-рого-
вообманково-пироксенитовая зона отсутствует,
вмещающие породы превращены в пироксено-
вые гранулиты габброидного состава на рас-
стоянии по меньшей мере 100 футов от контакта
с ультраосновным комплексом. Достаточно вы-
раженные контактово-метаморфические явле-
ния наблюдаются на расстояниях от нескольких
сотен до 1 тыс. футов от интрузива (Walton;
1951). Оба ультраосновных тела на о-ве Дьюк
образовались при внедрении в пироксеновое
габбро, измененное в амфибол-биотитовое габ-
бро вблизи контакта с гипербазитами (Irvine,
1959).
ОПИСАНИЕ
МАГНЕТИТ РОГОВ(Х)БМАНКОВО-
ПИРОКСЕНИТОВЫХ ТЕЛ
МАГНЕТИТОВЫЕ ПИРОКСЕНИТЫ
ЗОНАЛЬНЫХ КОМПЛЕКСОВ
Самое крупное на Юго-Восточной Аляске тело
ультраосновных пород, обнаруживающее наи-
более четко выраженное зональное строение,
залегает к востоку от залива Юнион в окрест-
ностях горы Барпетт. Наиболее характерной
особенностью этого комплекса является нали-
чие крупной массы магнетит-роговообманкового
пироксенита, слагающего северную и западную
его части (см. рис. 90). За исключением пере-
кристаллизованных линз, структуры этих по-
род относительно однородны с размерами зерен
от 1 до 5 мм. Породы данной зоны обычно содер-
жат менее 10% роговой обманки, но количе-
ство последней возрастает к краевым частям
ультраосновного тела, образуя краевую зону
роговообманковых пироксенитов и горнбленди-
тов (с интерстициальным клиноцоизитом). Вну-
тренние части зоны магнетитовых пироксенитов
157
Железо, Выщелачиваемое
кислотой ,6ес. % ——
Рис. 91. Гистограмма, показывающая содержание об-
щего железа и железа, выщелачиваемого кислотой,
в большом числе объединенных проб керна буровых
скважин (интервалы от 5 до 20 футов). Магнетит-
пироксенитовые тела Снеттисхама (Thorn, Wells, 1956),
залива Юнион и о-ва Дьюк (Irvine, 1959)
содержат 5—10% оливина и при относи-
тельно резком увеличении количества оливина
к центру массива зона переходит в нормаль-
ные оливиновые пироксениты, содержащие
лишь акцессорные количества магнетита. Ком-
плекс в целом обнаруживает как вертикаль-
ную, так и горизонтальную зональность, причем
различные зоны образуют сплошные оболочки
вокруг центральной части, сложенной пере-
слаивающимися дунитами и оливиновыми пиро-
ксенитами. Ракмик и Нобл (Ruckmick and
Noble, 1959) рассматривают ее как лополито-
вую апофизу от трубкообразного дунитового
ядра, расположенного в восточном окончании
комплекса.
Важной структурной особенностью тела за-
лива Юнион является то, что магнетитовые
пироксениты подстилают оливинсодержащие
породы лополита (Ruckmick and Noble,
1959).
В основании лополита мощность этой зоны
составляет 1—2 тыс. футов, а ее менее мощный
аналог слагает верхнюю граничную зону интру-
зива. В других комплексах Юго-Восточной
Аляски данные, определенно указывающие на
залегание магнетит-пироксенитовой зоны под
оливиновым пироксенитом, отсутствуют, хотя
отдельные части амфибол-пироксенитовых зон
па о-ве, Дьюк и в районе Пик Кэйн, возможно,
имеют такое же строение.
Зона магнетитовых пироксенитов в заливе
Юнион имеет исключительно однородный хими-
ческий состав. Частичные анализы составных
образцов по 5—10-футовым интервалам керна
буровой скважины несколько отличаются друг
от друга (в среднем 18,03% общего железа и
1,36% Т1О2). Эти величины сравнимы с циф-
рами, полученными для представительного об-
разца магнетитового пироксенита (полный хи-
мический анализ его приведен в столбце 2
табл. 25). Гистограммы, показывающие изме-
нение содержаний общего железа и железа,
выщелачиваемого кислотами, для 506 образцов
этой буровой скважины приведены на рис. 91.
Количество выщелачиваемого кислотами же-
леза приблизительно равно количеству железа,
присутствующего в виде железо-титанистых
окислов, поскольку именно они растворимы
в соляной кислоте. Пересчеты представленных
на рис. 91 содержаний растворимого в кислотах
железа на титанистый магнетит показывают,
что около 80% образцов керна из залива Юнион
содержат от 17 до 27 вес. % магнетита (или при-
близительно 12—19 объемн. %). Микрофото-
графия типичного образца магнетитового пиро-
ксенита показана на рис. 92.
Между количеством роговой обманки и маг-
нетита в магнетитовых и оговообманковых
пироксенитах выявляются приблизительно об-
ратные соотношения. Это иллюстрирует рис. 91,
где гистограммы «растворимого железа» по дан-
ным анализов некоторых кернов с о-ва Дьюк
сравниваются с гистограммой, полученной для
материала с залива Юнион. В среднем образцы
с о-ва Дьюк содержат «растворимого железа»
на 4% меньше, чем образцы из залива Юнион,
хотя пик гистограммы для первых выражен
даже более резко. Содержание роговой обманки
в магнетитовых пироксенитах с о-ва Дьюк зна-
чительно выше, чем в заливе Юнион; большая
часть магнетитового пироксенита на о-ве Дьюк
содержит от 30 до 50% роговой обманки (Irvine,
1959), в то время как такая же зона в ком-
плексе залива Юнион содержит менее 10%
роговой обманки.
Таблица 25 показывает, что представитель-
ные образцы магнетит-роговообманковых пиро-
ксенитов из залива Юнион и с о-ва Дьюк имеют
близкий химический состав, хотя во втором
158
образце роговой обманки на 16% больше,
а магнетита на 5®о меньше, чем в первом.
Таблица 23 показывает, что роговые обманки
из всех зональных ультрамафических комплек-
сов имеют относительно близкий химический
состав; они содержат значительно более высо-
кие концентрации железа п алюминия и мень-
шие количества кальция, чем моноклинные пи-
роксены. Химическую реакцию (с весовыми
коэффициентами) можно записать в следующем
виде:
87 роговая обманка -f- 7СаО —
= 76 моноклинный пироксен7 магнетит I-
+ 8AI,O3 -J-N^O + 0,ЗК2О + 1,7НгО.
При написании этой реакции были исполь-
зованы данные но химическому составу рого-
вых обманок, моноклинных пироксенов и маг-
нетитов из роговообманковых пироксенитов.
Полагая, что необходимые количества Al, Na,
К и Н2О поступают из сосуществующей магмы,
на основе приведенного выше уравнения мож-
но считать, что образование роговой обманки
в этих породах приводит к уменьшению содер-
жаний как диопсидового авгита, так и магне-
тита.
Избыточный кальций, возникающий за счет
этой реакции, может принимать участие в фор-
мировании пироксенов с очень высокими содер-
жаниями кальция или богатого анортитом пла-
гиоклаза (или эквивалентного ему клиноцои-
зита), которые появляются в богатых роговой
обманкой и бедных магнетитом периферических
зонах пироксенитовых тел. Апатит здесь также
более обилен.
Часть роговой обмапки в этих породах нахо-
дится в явно реакционных взаимоотношениях
с моноклинным пироксеном или образует реак-
ционные каемки между магнетитом и пироксе-
ном, но большая часть ее выполняет интерсти-
ции между зернами пироксена (рис. 93 и см. 92).
За исключением более высоких содержаний
роговой обманки и более низких концентраций
магнетита, пироксениты о-ва Дьюк почти во
всех отношениях сходны с пироксенитами соот-
ветствующих зон массива залива Юнион.
Однако участки наиболее широкого развития
этой зоны в массиве о-ва Дьюк залегают стра-
тиграфически выше зон переслаивания оливи-
новых пироксенитов и перидотитов (Irvine,
1963), и, кроме того, зона оливинсодержащих
магнетитовых пироксенитов на о-ве Дьюк от-
сутствует. В отличие от массива залива Юнион
общая обнаженная поверхность роговообман-
ковых пироксенитов на о-ве Дьюк небольшая
по сравнению с выходами оливиновых пирок-
Рис. 92. Микрофотография (без анализатора) типич-
ного шлифа магнетитового пироксенита из залива
Юнион.
Примечательно интерстициальное расположение агрегатов маг-
нетита (черное) в матрице субгедральных зерен диопсид-авгита
(светло-серое). Темно-серый минерал — акцессорная роговая
обманка
Рис. 93. Микрофотография (без анализатора) отсор-
тированного слоя магнетитового пироксенита из тела
залива Юнион.
Примечательно почти полное отсутствие магнетита в верхней
части слоя. Темно-серый минерал, интерстициальный по отноше-
нию к моноклинному пироксену в верхней части слоя, является
роговой обманкой
159
сенитов (Irvine, 1959). Роговообманковые пиро
ксениты слагают менее 20% ультраосновных об-
нажений о-ва Дьюк. Принимая структурные
концепции Ирвайна (Irvine, 1963), можно сде-
лать заключение, что они слагают менее 10%
от объема всего гипербазитового тела. Соответ-
ствующая зона в заливе. Юнион имеет размеры,
равные примерно половине размеров ультра-
основного тела (Ruckmick, Noble, 1959).
Наиболее отличительной особенностью ком-
плекса о-ва Дьюк является четко выраженная
отсортированная слоистость оливин-пироксени-
товых и перидотитовых пород. В роговообман-
ковых пироксенитах расслоенность встречается
редко и на о-ве, Дьюк и в заливе Юнион, но в
обоих интрузивах местами встречаются магне-
титовые слои с сортировкой материала (магне-
тит внизу, а пироксен наверху). На микрофото-
графии образца из зоны магнетитовых пирок-
сенитов из массива залива Юнион (см. рис. 93)
видно, как магнетитовый слой переходит в
почти чистый пироксенит. Можно предполо-
жить, что в данном случае проявились резуль-
таты сортировки минералов при одновремен-
ной кристаллизации из магмы магнетита и моно-
клинного пироксена. И в заливе Юнион, и на
о-ве Дьюк магнетитовые слои залегают пример-
но согласно с первичной расслоенностью приле-
гающей оливин-пироксенитовой зоны. Другой
тип магнетитовой слоистости встречен в заливе
Юнион, где проявлено рассланцевание и дро-
бление пироксенитов. Эти слои, очевидно, воз-
никли в результате послекристаллизационной
миграции магнетита в условиях локальных
градиентов давления (Ruckmick and Noble,
1959).
С магнетитом обычно ассоциируют зерна
ильменита, но они не образуют обособленных
выделений между кристаллами пироксена и
(или) роговой обманки, а встречаются всегда
на периферии зерен магнетита и, как правило,
со всех сторон окружены магнетитом. То же
можно сказать и о зернах герцинитовой шпи-
нели (различаются в шлифах как ярко-зеленые
выделения с показателем преломления около
1,75). Ильменит и шпинель образ уют тонкие
пластинки в зернах магнетита, распределенные
достаточно равномерно и, вероятно, явля-
ющиеся результатом распада твердого раствора
в случае шпинели и распада твердого раствора
с последующим окислением в случае ильменита.
Ильменит, как правило, имеет содержание 5—
8%, а шпинель 2—4% от суммы титано-желези-
стых окислов. Как будет пояснено более де-
тально ниже, предполагается, что и ильменит,
и шпинель первоначально входили в состав
твердого раствора в магнетите. R магнетитах,
слагающих зернистые агрегаты в породах, бога-
тых роговой обманкой и клиноцоизитом, шпи-
нель отсутствует; в некоторых образцах рогово-
обманковых пироксенитов можно наблюдать
переход шпинели в эпидот. R этих породах
содержится также сфен, а ильменит встре-
чается реже.
Относительно узкая зона роговообманкового
пироксенита залегает на о-вах Перси между
одивиновыми пироксенитами и габбро (Steb-
bins, 1957). Химический анализ объединенной
пробы, отобранной вдоль береговой линии про-
тяженностью IV2 мили на наиболее крупном
из о-вов Перси (см. рис. 90), приведен в табл. 25.
Он отличается от других анализов, приведен-
ных в этой таблице, так как объединенная про-
ба взята на площади с существенным количе-
ством горнблендита и соссюритизированного
габбро. Габбро, залегающее по периферии зоны
роговообманковых пироксенитов, местами со-
держат до 15% магнетита.
Роговообманковые пироксениты и горнблен-
диты встречены также в почти вертикальных
зонах вдоль одной стороны комплекса Пик
Кэйн, а также в пределах плохо обнаженной
площади мощностью всего 10—15 футов вдоль
западной границы дунитового штока на о-ве
Аннетты. R комплексе о-вов Плашке, однако,
такая зона полностью отсутствует, и оливино-
вые пироксениты контактируют непосредствен-
но с габбро (см. рис. 90).
ГЛАВНЫЕ ТЕЛА МАГНЕТИТОВЫХ
ПИРОКСЕНИТОВ
В Юго-Восточной Аляске имеется всего два
крупных интрузива амфиболсодержащих маг-
нетитовых пироксенитов, не ассоциирующих
с о ливинсо держащими породами. Оба этих
тела распространены на площади около 2 —
3 миль2 и залегают в северной части пояса
в Снеттисхэме и Клукване.
Краткое описание тела магнетит-роговооб-
манковых пироксенитов в Порт-Снеттисхэме
дается Торном и Уэллсом (Thorne, Wells,
1956). Изучение магнитных аномалий показы-
вает, что интрузив характеризуется овальной
формой, имея в длину около 2 миль, а в шири-
ну около I1/2 мили (см. рис. 90). Только юж-
ная треть тела имеет выход выше уровня моря,
где обнаруживаются интрузивные взаимоот-
ношения с роговообманковыми габбро и диори-
тами. R восточной части тела наблюдается
непосредственный контакт с метаморфизован-
ными осадками. В метаосадочные породы внед-
рены также дайки пироксенитов. Хорошие
обнажения встречаются только вдоль берего-
вой линии, поэтому было пробурено несколько
скважин, керн которых описан Торном и Уэлл-
160
сом (Thorne, Wells, 1956). Результаты бурения
показывают, что в юго-восточной части тела
пироксениты имеют с габбро крутой контакт,
падающий наружу.
Пироксениты в Снеттисхэме содержат раз-
личные количества роговой обманки и изредка
биотит; структуры этих пород сильно варьи-
рует, но обычно распространены магнетитовые
пироксениты от среднезернистых до грубозер-
нистых. Местами в данном массиве встречаются
габброидные пегматиты, сильно измененные,
с образованием эпидота и клиноцоизита. Тем
не менее химический состав и содержание маг-
нетита в пироксенитах довольно постоянны,
как показывают анализы керна на общее желе-
зо (Thorne, Wells, 1956). Частичный химиче-
ский анализ составной пробы из 6500 футов
керна приведен в табл. 25. Гистограмму, отра-
жающую результаты анализов на общее желе-
зо приблизительно 20-футовых участков керна,
можно сравнить с соответствующей гистограм-
мой для комплекса залива Юнион (см. рис. 91).
Обе гистограммы практически идентичны как
в отношении формы, так и в отношении поло-
жения пиков. Таким образом, по химическому
и минеральному составам это тело почти анало-
гично пироксенитовой зоне массива залива
Юнион.
Самое северное из тел гипербазитового пояса
расположено в Клукване в 20 милях к северу
от Хэйнса. Здесь тело роговообманковых пиро-
ксенитов размером 3x1 милю внедрилось
в габбро-диоритовый массив в краевой части
батолита в Коаст Рэйндж. Габбро рассланцо-
вано, и пироксенит сечет сланцеватость с кру-
тыми и очень резкими контактами. Дайки пиро-
ксенита секут габбро, причем последнее эпидо-
тизировано вблизи контактов с ультраоснов-
ными породами.
Ультраосновное тело Клуквапа почти не
отличается по структурным и минералогиче-
ским признакам от магнетит-роговообманковых
пироксенитов Снеттисхэма и соответствующей
зоны комплекса залива Юнион. Значительные
части тела содержат менее 10—15% роговой
обманки, а магнетита 15—20% при довольно
равномерном его распределении. Встречаются,
однако, крупные скопления магнетита, в кото-
рых содержания его достигают 60—80%. Био-
тит изредка встречается в различных частях
интрузива. Уэллс и Торн (Wells, Thorne, 1953)
сделали частичные химические анализы не-
скольких объединенных проб ультраосновного
тела, выявившие равномерное распределение
SiO2, TiO2 и суммарного железа по всему
интрузиву (см. табл. 25).
Массив Клуквап был закартирован Тэйло-
ром и Стеббинсом (Taylor, Stebbins, 1956);
составленная ими схематизированная геологи-
ческая карта приведена на рис. 90. Амплитуда
высот составляет здесь более 5500 футов, рас-
тительный покров почти отсутствует, вследст-
вие чего данный интрузив является наиболее
обнаженным ультраосновным комплексом Юго-
Восточной Аляски. Значительная часть пирок-
сенитов обнажена на 100% на расстоянии до
3 тыс. футов по вертикали; на протяжении
всего зтого интервала не отмечено существен-
ных изменений минерального состава. В цен-
тральной части тела обнажены два крупных
ксенолита, один из которых сложен габбро,
а другой — метаморфизованными осадочными
породами. В восточной части комплекса много-
численные кулисообразные анортозитовые дай-
ки секут как ультраосновной интрузив, так
и габбро; дайки значительно богаче полевым
шпатом, чем габброидные пегматиты других
комплексов, но во всех остальных отношениях
они полностью идентичны. Во многих случаях
они сильно изменены с образованием клино-
цоизита.
Содержания TiO2 в магнетитах из Снетти-
схэма и Клуквана сильно варьируют. В обоих
месторождениях скопления массивного магне-
тита значительно богаче титаном (обычно 4—5
вес. % Ti02), чем вкрапленный магнетит (2—
3 вес. %), как об этом можно судить на осно-
вании многочисленных анализов магнетитовых
концентратов, выполненных Уэллсом и Торпом
(Wells, Thorne, 1953; Thorne, Wells, 1956).
В обоих интрузивах ильменит и зеленая шпи-
нель присутствуют в виде отдельных зерен,
включенных в зернистые агрегаты магнетита, и
пластинок внутри отдельных магнетитовых зе-
рен. Ни ильменит, ни зеленая шпинель не встре-
чаются в качестве отдельных зерен, изолиро-
ванных от магнетита.
НЕБОЛЬШИЕ ТЕЛА ГОРНБЛЕНДИТОВ И
РОГОВООБЛОМКОВЫХ ПИРОКСЕНИТОВ
Большая часть гипербазитовых тел, показан-
ных на карте Юго-Восточной Аляски (см.
рис. 89), представлена небольшими телами горн-
блендитов или роговообманковых пироксени-
тов, совершенно не содержащих оливина. Раз-
меры их на карте в большинстве случаев для
ясности значительно увеличены. Ни одно из
этих тел не исследовалось в деталях, но приво-
димое ниже обобщение, основанное на полевом
и петрографическом изучении многих из этих
тел, представляет собой, вероятно, определен-
ное приближение к истине.
По сравнению с роговообманковыми пироксе-
питами залива Юнион в небольших телах содер-
11 Заказ 164
161
жится значительно больше роговой обманки,
клиноцоизита, эпидота, биотита, сфена, апа-
тита и пирита, но меньше магнетита и значи-
тельно меньше моноклинного пироксена. Судя
по более высоким содержаниям сфена, они
также должны быть беднее ильменитом и не
содержать совсем зеленой шпинели. Следует,
однако, отметить, что в периферических частях
крупных тел роговообманковых пироксенитов
встречаются породы, обладающие всеми пере-
численными выше характеристиками. Мине-
ральный состав ряда образцов (не всегда типич-
ных для массивов в целом) из нескольких более
мелких тел гипербазитов показан в табл. 26.
Ни в одном из этих тел содержание магнетита
не достигает высоких значений, наблюдаемых
в крупных телах, за исключением локальных
мелких скоплений. Во многих телах, особенно
в горнблендитах, магнетит имеет хорошие идио-
морфные очертания в отличие от типичных
интерстициальных ксеноморфных выделений в
крупных интрузивах. Химические анализы по-
род из рассматриваемых мелких тел отсутству-
ют, но, судя по их минеральному составу, они
Таблица 26
Минеральный состав амфпболовых пироксенитов
п горнблендитов (в объемн. %) из нескольких
мелких тел Юго-Восточной Аляскп
Минерал 1 2 3 4 5 6 7
Клинопироксен 5 40 10 —_ 65 55
Роговая обманка 65 40 60 90 85 — —
Биотит 8 Сле- — — 5 8 25
Магнетит .... 10 ДЫ 15 10 5 5 15 10
Апатит 7 5 7 3 5 1 3
Эпидот-клино-
ЦОИЗИТ .... 5 Сле- 5 Сле- Сле- - - 5
Кварц — ДЫ 3 ды ДЫ — —
Сфен Сле- Сле- 4 Сле- Сле- 1 2
Пирит ДИ То Ды То Сле- Ды 2 ды — —
Плагиоклаз . . же же ДЫ . . 10
Хлорит .... Сле- Сле- 1 Сле- Сле- — —
1. Горнблендит, По ды рт Фр ДЫ едериь , при ДЫ мерно ДЫ в 10 мил ях
к юго-востоку от J Гетер сбур га. 2- Амфиболовый пироксен, залив Портедж, в 30 милях
к северу от Кетчикана. 3- Горнблендит, в 4 милях к западу от Петерсбурга.
4. Горнолендит, Кловер Пасседж, в 10 милях к северо-Ео-
стоку от Кетчикана. 5. Горнблендит, пролив Зимовья (Buddington, Chapin,
1929).
6- Пироксенит, Солт Чак (Buddington, Chapin, 1929).
7- Пироксенит. Солт Чак , в 42 милях к северо-западу
от Кетчикана.
близки к магнетитовым пироксепитам крупных
тел по концентрациям SiO2 и общего железа,
содержат меньшие количества СаО и MgO и
более высокие концентрации А12О3, Н2О и
щелочей.
ФАКТЫ, ДОКАЗЫВАЮЩИЕ
НАЛИЧИЕ УЛЬТРАОСНОВНЫХ МАГМ
ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ
Из приведенного выше вытекают два главных
вывода.
1. Дифференциация габброидной магмы по-
средством фракционной кристаллизации на ме-
сте современного залегания пород не может
удовлетворительно объяснить происхождения
зональных ультраосновных комплексов и тел
магнетит-роговообманковых пироксенитов, и
они, следовательно, возникли в результате
кристаллизации ультраосновной магмы.
2. Должны были существовать магмы, при-
близительно отвечавшие по составу нескольким
группам ультраосновных пород, а образова-
ние зональных комплексов, как предполагается
происходило вследствие фракционной кристал-
лизации и многократного внедрения таких раз-
новидностей ультраосновной магмы.
ВЗАИМООТНОШЕНИЯ МЕЖДУ ГАББРО
И ТЕЛАМИ ГИПЕРБАЗИТОВ
Ниже приводятся данные, опровергающие пред-
положение о происхождении зональных тел
гипербазитов за счет фракционной кристаллиза-
ции той же магмы, из которой сформировались
смежные с ними габбро.
1. Поздние амфибол-анортитовые пегматиты
имеют значительно более основной состав (т. е.
в них входят значительно более кальциевые
плагиоклазы), чем тела массивных габбро,
ассоциирующих с ультраосновными комплек-
сами. Отсюда следует, что пегматиты не могут
быть прямыми магматическими дифференциа-
тами габбро. Почти несомненно, что пегматиты
кристаллизовались из богатой водой остаточ-
ной магмы, и их обычная приуроченность к зо-
нам роговообманковых пироксенитов показы-
вает, что они, по-видимому, связаны с этим
типом пород.
2. В состав габбро входит в большом количе-
стве ромбический пироксен, полностью отсут-
ствующий в ультраосновных породах.
3. Габбро содержат высококальциевые лаб-
радор или андезин и представлены гиперстено-
вым габбро, клинопироксеновым габбро, нори-
том, роговообманковым габбро и роговообман-
162
ковыми диоритами; оливиновые габбро весьма
редки и не обнаруживают пространственной
взаимосвязи с ультраосновными породами, за
исключением массива на о-вах Блашке. В пос-
леднем случае оливиновые пироксениты непо-
средственно примыкают к габбро; вероятно,
здесь происходила частичная оливинизация
габбро под воздействием ультраосновного мате-
риала (Walton, 1951).
4. В ультраосновных породах плагиоклаз
полностью отсутствует, за исключением крае-
вых частей зон роговообманковых пироксени-
тов. Даже в этих местах плагиоклаз весьма
обогащен анортитовым компонентом или пол-
ностью замещен клиноцоизитом и некоторым
количеством альбита. Это опровергает возмож-
ность существования промежуточного габброид-
ного расплава.
5. Во всех случаях, когда возрастные взаимо-
отношения выявляются достаточно отчетливо,
габбро оказываются, несомненно, более древ-
ними по сравнению с ультраосновными поро-
дами. Эти взаимоотношения, как правило, зату-
шевываются соссюритизацией и появлением
габброидных пегматитов, которые во всех слу-
чаях моложе и габбро, иультраосновных пород.
6. Имеются многочисленные признаки мета-
морфизма и метасоматического преобразования
габбро под воздействием ультраосновного мате-
риала. В частности, вблизи контактов с гипер-
базитами в габбро привнесены Н2О, Са, Fe,
Mg. Под воздействием таких эманаций габбро
претерпели анортитизацию, амфиболизацию и
(или) соссюритизацию; они превращены в эпи-
дотовые амфиболиты (например, залив Юнион
и Клукван) или в амфиболиты (на о-ве Дьюк),
что, по-видимому, определялось температурой
и летучестью Н20, характеризовавшими усло-
вия контактного метасоматоза.
7. Обычно габбро почти со всех сторон окру-
жает ультраосновные комплексы, а на о-ве
Дьюк габбро слагают подошву оливиповых
пироксенитов. Эти взаимоотношения не согла-
суются с предположением о формировании
ультраосновных комплексов за счет осаждения
кристаллов из габброидной магмы.
8. В нескольких комплексах Юго-Восточной
Аляски количества габбро по сравнению с объ-
емами ультраосновных пород незначительны.
В уральских зональных массивах наблюдаются
обратные взаимоотношения. Здесь известны
очень крупные массивы габброидных пород.
Тем не менее только на Урале ясно устано-
влены секущие взаимоотношения между дай-
ками дунитов и габброидами (Воробьева, 1961).
9. Контакты между ультраосновными поро-
дами и габбро имеют во всех случаях резкий
характер, за исключением мест, где эти взаимо-
отношения затушеваны соссюритизацией; не-
сомненных между ультраосновными породами
и габбро не найдено, а промежуточных типов
пород не существует. Внешние зоны магнетит-
роговообманковых пироксенитов резко отлича-
ются по химическому составу от габбро (см.
табл. 25), представленными высокоглиноземи-
стыми толеитами.
10. Изменения химического состава моно-
клинных пироксенов в ультраосновных комплек-
сах сильно отличаются от изменений, происхо-
дящих при кристаллизации габбро. Пироксены
ультраосновных пород значительно богаче каль-
цием, чем обычные авгиты, и они становятся
еще более кальциевыми по мере роста их желе-
зистости (Ruckmick, Noble, 1959; Irvine, 1963).
Роговые обманки ультраосновных пород (см.
табл. 23) химически также отличаются от рого-
вых обманок большинства диоритов и габбро.
11. Наконец, ниже приведены прямые дока-
зательства существования ультраосновных
магм, а также того, что такие магмы не могли
возникнуть при фракционной кристаллизации
габброидных расплавов.
В заключение можно отметить, что ультра-
основные комплексы Юго-Восточной Аляски
и Урала тесно ассоциированы с более или
менее нормальными типами габбро или габбро-
диоритов. Эти габбро древнее гипербазитов, и
они были частично или полностью консолиди-
рованы до начала внедрения ультраосновных
расплавов. Постоянная ассоциация этих типов
пород не может быть случайной, однако какие-
либо факты, доказывающие их происхождение
из общей магмы, за исключением их простран-
ственной связи, отсутствуют. Глубинная взаимо-
связь этих пород представляется тем не менее
весьма правдоподобной, и они явно внедрялись
вдоль одних и тех же ослабленных зон земной
коры в течение ранних стадий орогенического
цикла. Эти комплексы представляют собой по-
роды, образовавшиеся в результате многократ-
ных интрузий, в которых габбро- по-видимому,
всегда внедрялось раньше гипербазитов.
Другие доказательства того, что габбро в
основном не связаны с телами гипербазитов,
выявляются при изучении зонального комплек-
са Туламин (Канада, Британская Колумбия)
(Findlay, 1964). Здесь массив габброидов, в
который внедрялись ультраосновные породы,
представлен главным образом сиеногаббро и
сиенодиоритами. Они обладают значительно
более высокой щелочностью, чем габбро, кон-
тактирующие с ультраосновными комплексами
Юго-Восточной Аляски, в то время как типы
ультраосновных пород и характер зональности
в обоих районах близки. Маловероятно, чтобы
такие сильно различающиеся габброидные
11*
163
комплексы могли дать столь схожие ультраос-
новные породы в процессе их дифференциации
(Findlay, 1964).
ПОЛЕВЫЕ НАБЛЮДЕНИЯ И ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА, СВИДЕТЕЛЬСТВУЮЩИЕ
О МАГМАТИЧЕСКОМ ХАРАКТЕРЕ ВНЕДРЕНИЯ
Самым убедительным доказательством в пользу
наличия магмы являются факты, показыва-
ющие, что минералы осаждались из жидкой
фазы. Структурные и текстурные признаки
в изверженных породах, наличие которых во
всех других системах возможно при участии
флюидной среды, являются почти однозначным
доказательством кристаллизации из магмы.
Именно такие структуры хорошо развиты в за-
падном теле гипербазитов о-ва Дьюк (Irvine,
1959, 1964). Отсортированная слоистость оли-
виновых пироксенитов и перидотитов, наличие
обломков ранее закристаллизовавшегося рас-
слоенного материала, крупное несогласие, раз-
деляющее скопления кристаллов двух различа-
ющихся по составу магм, наличие базального
конгломерата обломков оливинового пироксе-
нита выше углового несогласия, а также не-
большие, локальные угловые несогласия — все
это указывает на осаждение из флюидной среды.
Таким образом, оливиновые пироксениты
о-ва Дьюк должны были формироваться в ре-
зультате осаждения кристаллов из силикатного
расплава, находившегося в этот момент в со-
стоянии течения, возможно, связанного с кон-
вективными циклами. Какова была природа
этого силикатного расплава? Мы уже указали
причины, позволяющие отвергнуть гипотезу
фракционной кристаллизации из габброидного
расплава. Остается единственное «подходящее»
объяснение — наличие ультраосновного рас-
плава того или иного типа. Ритмически рас-
слоенное габбро распространено по всему зем-
ному шару, причем предполагается, что оно
образовалось путем кристаллизации из габ-
броидного расплава. Поэтому кажется вполне
правильным вывод о кристаллизации ритмиче-
ски расслоенного оливинового пироксенита из
оливин-пироксенитовой магмы. Следует под-
черкнуть, что расслоенный оливиновый пиро-
ксенит на о-ве Дьюк обнаруживает очень не-
большие изменения химического состава на
протяжении около 12 тыс. футов от подошвы
к кровле (Irvine, 1959). Это лучше всего со-
гласуется с одновременной кристаллизацией
оливина и пироксена с образованием породы,
почти идентичной по составу самой магме.
Кроме того, состав оливиновых пироксенитов
на о-ве Дьюк остается относительно постоян-
ным, и он также очень близок к составу ана-
логичных пород из других комплексов (см.
табл. 24). Котектическая кристаллизация оли-
вина п пироксена является единственно пра-
вильным объяснением постоянства минераль-
ного состава пород этого типа (15—20% оли-
вина, 70—80% моноклинного пироксена). Да-
же при отсутствии отсортированной слоисто-
сти постоянство состава свидетельствует о маг-
матическом происхождении оливиновых пи-
роксенитов. Наличие в этих породах ксеноли-
тов только чистого кварца указывает, на то,
что оливиновые пироксениты кристаллизовались
при чрезвычайно высоких температурах, по-
скольку массивный жильный кварц является
одной из немногих разновидностей пород, со-
храняющих свою устойчивость и не претерпе-
вающих парциального плавления при 1100—
1300° С. Породы, первоначально вмещавшие
кварцевые жилы, по-видимому, полностью ас-
симилированы магмой.
Некоторые из приведенных выше доводов
приложимы также и к магнетит-рогообманко-
вым пироксенитам. Сродство химических со-
ставов этих пород на всей площади Юго-Вос-
точной Аляски и на Урале (см. табл. 25) сви-
детельствует о том, что образование их проис-
ходило при наличии простого равновесия кри-
сталлы + расплав. Практически невозможно,
чтобы породы с таким постоянством химиче-
ского состава могли получиться в результате
метасоматоза в твердом состоянии или в системе
твердое + пар (Thompson, 1959). Происхожде-
ние пород, имеющих постоянный состав, легко
объяснить кристаллизацией из расплава того
же состава (например, граниты очень близки
по составу к тройному минимуму в системе
ЛЬ —От—SiO2). Относительное постоянство
пропорций, в которых встречаются магнетит и
диопсид-авгит, указывает, что эти породы, ско-
рее всего, получились в результате котекти-
ческого соосаждения магнетита и пироксена.
Роговая обманка во всех случаях выделяется
позднее и отчасти, по-видимому, является вто-
ричной; это согласуется с обычно наблюдаемым
возрастанием летучести воды на поздних ста-
диях магматической кристаллизации. Там, где
роговой обманки очень мало, породы этого
типа содержат обычно небольшие количества
оливина, причем диопсид-авгит, магнетит и
оливин в основном находятся в отношении 75 :
: 20 : 5. Такой тип пород (косвит) особенно рас-
пространен в телах гипербазитов У ральских гор.
Отсортированные слои магнетит-роговооб-
манковых пироксенитов с магнетитом, концент-
рирующимся в нижних частях слоев, мало
распространены в рассматриваемых массивах,
но их можно интерпретировать аналогично
отсортированной слоистости оливиновых пи-
164
роксенитов, т. е. осаждением кристаллов из
магмы при одновременной кристаллизации маг-
нетита и диопсид-авгита.
Магнетитовые пироксениты Юго-Восточной
Аляски весьма сходны с щелочными пироксени-
тами, которые встречаются как в виде нодулей
в вулканических образованиях, так и в ин-
трузивах стабильных континентальных обла-
стей. В частности, породы, известные под на-
званием якупирангитов, химически почти тож-
дественны магнетитовым пироксенитам Аляски
(Upton, 1967) (различие состоит в присутствии
фельдшпатоидов и в более высоких содержаниях
К2О, ТЮ2 и Р2О5). Магнетитовые пироксениты
являются одним из главных типов пород ще-
лочно-ультраосновного массива Либби (Мон-
тана), и, за исключением повышенного содер-
жания в них Р2О5, они почти неотличимы от
магнетитовых пироксенитов Юго-Восточной
Аляски (Boettcher, 1967). Магнетитовые пиро-
ксениты Либби залегают в форме отчетливо
выраженных интрузивных даек, и, что интерес-
но, они весьма близки по возрасту к массивам
Аляски. Андрадитовый гранат является второ-
степенным, но повсеместно присутствующим
минералом щелочных пироксенитов, он также
был обнаружен в пироксенитовой дайке, секу-
щей ультраосновное тело на о-вах Блашке (Wal-
ton, 1951).
Следующие факты также свидетельствуют
о магматическом происхождении магнетит-ро-
говообманковых пироксенитов.
1. Четко выраженные дайки магнетит-рого-
вообманковых пород активно внедрены в габ-
бро. Особенно хорошо дайки обнажены в Клук-
ване; они, по-видимому, кристаллизовались из
магмы того же состава, что и массивы пород.
2. Ультраосновные массы представляются
единственным источником больших количеств
Н2О, привносимых в смежные с ними габбро
при соссюритизации и (или) амфиболизации.
Можно предположить, что большие количества
воды могли освобождаться на поздних стадиях
кристаллизации магмы роговообманковых пи-
роксенитов.
3. Поздние дайки габброидных пегматитов об-
ладают всеми признаками богатых водой оста-
точных магматических дифференциатов. Обыч-
ная приуроченность их к зонам роговообман-
ковых пироксенитов свидетельствует о том,
что они представляют собой поздние дифферен-
циаты пироксенитовой магмы. Это подтвер-
ждается и сходством химического состава ро-
говых обманок из обоих типов пород (см.
табл. 23).
Для ряда минералов из многих ультраоснов-
пых комплексов Юго-Восточной Аляски были
получены анализы изотопов кислорода (Taylor,
1968). Эти данные согласуются с магматическим
происхождением рассматриваемых пород.
1. Моноклинные пироксены имеют однород-
ные значения отношений О18 /О16 в различных
типах ультраосновных пород, причем величины
6О18 находятся в пределах 5,4—5,9%, прини-
мая в качестве стандарта среднюю океанскую
воду. Эти значения практически тождественны
с величинами, полученными для пироксенов из
других ультраосновных пород габбро и хонд-
ритовых метеоритов (Taylor and Epstein, 1962;
Taylor et al, 1965).
2. Магнетит из массивных скоплений в телах
залива Юнион, Клуквана и Снеттисхэма имеет
весьма мало изменяющиеся значения отношений
О18 /О18, при этом величины б укладываются
в интервал от 3,3 до 4,4%. Фракционирование
между сосуществующими диопсид-авгитом и
данным магнетитом колеблется от 1,5 до 2,1%
(в среднем 1,8%). Такое фракционирование
весьма незначительно по сравнению с боль-
шинством других изверженных пород, и, учи-
тывая наблюдаемую однородность изотопного
состава, можно прийти к заключению почти
полном достижении равновесия. Лабораторные
калибровки пироксен-магнетитового изотоп-
ного геотермометра пока отсутствуют, но по
аналогии с кварц-магнетитовым геотермометром
(O'Neyl, Clayton, 1949) приведенные выше дан-
ные согласуются с температурой магматиче-
ской кристаллизации, отвечающей приблизи-
тельно 1290° С (Taylor, 1968).
3. Магнетит, рассеянный в роговообмапко-
вых пироксенитах, содержит значительно
меньше О18, чем магнетит из массивных ско-
плений, и имеет значения б от 0,8 до 0,3%.
Это указывает на перекристаллизацию магне-
тита и обмен кислородом, видимо, между магне-
титом и водным флюидом при значительно более
низких температурах. Приведенные изотопные
данные сходны с результатами, полученными
для роговообманковых габбро, кварцевых дио-
ритов и гранитов (Taylor, Epstein, 1962).
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНО ИЗУЧЕННЫЕ
ФАЗОВЫЕ РАВНОВЕСИЯ В РАЗРЕЗЕ
ДИОПСИД — ФОРСТЕРИТ — ОКИСЕЛ ЖЕЛЕЗА
На основе полевого материала, свидетельству-
ющего о существовании ультраосновных магм,
представляется целесообразным рассмотреть
экспериментально изученные фазовые равнове-
сия в системах, наиболее сходных с ультраос-
новными породами зональных комплексов. Пре-
сналл (Presnall, 1966) изучил разрез форсте-
рит — диопсид — окисел железа в безводных ус-
ловиях при различных значениях летучести
кислорода. Этот разрез является частью пяти-
165
компонентной системы СаО — MgO — FeO —
Fe2O3, другие порции которой были исследо-
ваны ранее Боуэном (Bowen, 1914), Боуэном
и Шэйрером (Bowen, Schairer, 1933, 1935),
Муаном и Осборном (Muan, Osborn, 1956),
Филлипсом и Муаном (Phillips, Muan, 1959),
Осборном и Муаном (Osborn, Muan, I960),
Куширо и Шэйрером (Kushiro, Schairer, 1963).
Изучение Пресналлом (Presnail, 1966) фа-
зовых равновесий при давлении кислорода
0,21 атм (т. е. на воздухе) показывает,что котек-
тическая кривая, разделяющая поля первич-
ной кристаллизации оливина и диопсида, про-
тягивается в плоскости «тройного» разреза фор-
стерит — диопсид — окисел железа от точки,
в которой диопсид и форстерит образуются в от-
ношении 89/11 (при 1389° С), к реакционной
точке, в которой диопсид, магнезиоферрит (эк-
вивалент магнетита) и оливин сосуществуют
в пропорции 76 : 22 : 2 (при 1299° С).* Эти ас-
социации близки к двум главным типам пород
в зональных ультраосновных комплексах —
оливиновым пироксенитам и магнетитовым пи-
роксенитам. В оливиновых пироксенитах со-
держания оливина несколько выше, чем зто
следует из рассмотренной фазовой диаграммы,
но Куширо (Kushiro, 1964) показал, что при
высоких давлениях оливин-диопсидовая котек-
тика смещается в сторону оливина. Кроме
того, природные ассоциаций образовались, по-
видимому, при высоких давлениях воды, что
также должно изменить форму фазовой диа-
граммы. Пресналл (Presnail, I960) изучил эту
систему при летучестях кислорода 10” 8 и
10”8 атм и нашел, что положение котектической
кривой при этом почти не изменяется по срав-
нению с вышеприведенными данными.
Пресналл (Presnail, 1966) проследил путь
фракционной кристаллизации (при постоянной
летучести кислорода) типичного ультраоснов-
ного расплава в рамках этой экспериментальной
системы при составе исходной жидкости, отве-
чающем трем частям оливинового пироксенита
и одной части магнетитового пироксенита. Он
пришел к выводу, что, если осаждаемые кристал-
лы, накапливаются послойно, начиная от дна
камеры, без захвата жидкой фазы поровым про-
странством, то должны возникнуть три мине-
ральные ассоциации. Снизу вверх по разрезу
они должны сменяться в следующей последова-
тельности: 100% оливина; 10% оливина, 90%
диопсида; 20% магнезиоферрита, 80% диоп-
сида.
* Авторы выразились неточно. Указанные фазы могут
сосуществовать в реакционной точке с жидкостью
в любых пропорциях, но отношения соответствующих
к омпонептов в расплаве таковы, как это приведено.
(Прим, переводчика).
Таким образом, экспериментальные данные
по изучению фазовых равновесий в соответст-
вующих силикатных системах согласуются с ре-
зультатами полевых и минералогических на-
блюдений свидетельствующих о том, что зо-
нальные комплексы ультраосновных поясов
Урала и Юго-Восточной Аляски произошли
из ультраосновных магм. Описанный выше, путь
кристаллизации включает три минеральные ас-
социации, весьма близкие к трем главным типам
пород ультраосновных комплексов: дунитам,
оливиновым пироксенитам и магнетитовым пи-
роксенитам. Габброидные пегматиты предста-
вляют собой, по-видимому, самые поздние диф-
ференциаты в этой последовательности, однако
экспериментальные данные по фазовым равно-
весиям в ультраосновных системах при вы-
соких давлениях Н2О, необходимых для стаби-
лизации роговой обманки в условиях ликвиду-
са, пока отсутствуют. Приведенные выше тем-
пературы кристаллизации, по-видимому, ниже
на 100—150° С для ультраосповных распла-
вов, содержавших некоторые количества А12О3,
TiO2 и Na2O и кристаллизовавшихся при высо-
ких давлениях воды. Богатые роговой обманкой
пироксениты и горнблендиты кристаллизова-
лись, вероятно, при еще более низких темпе-
ратурах.
ПРИЗНАКИ ВТОРИЧНОЙ
ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИИ
МАГНЕТИТА
Выше были рассмотрены многочисленные дока-
зательства происхождения магнетитовых пиро-
ксенитов в результате магматической кристал-
лизации. Предполагается, что они произошли
в результате котектической кристаллизации
диопсид-авгита и магнетита в отношении при-
близительно 80/20. Магнетит, однако, присут-
ствует в виде зернистых агрегатов, интерстици-
альных по отношению к зернам моноклинного
пироксена (см. рис. 92). Такие структуры скорее
свидетельствуют о кристаллизации магнетита
после пироксена (см. рис. 92). В контакте с ро-
говой обманкой магнетит обычно имеет правиль-
ные кристаллографические очертания, а в не-
больших телах горнблендитов он чаще всего
присутствует в виде хорошо образованных ок-
таэдрических кристаллов.
Таким образом, структурные признаки сви-
детельствуют в пользу предположения о вто-
ричной перекристаллизации Гмагнетита. Из-
менения содержаний железа, показанные на
гистограммах (см. рис. 91), частично являются,
вероятно, результатом миграции и перерас-
пределения металла в магнетите в ходе пере-
166
1
кристаллизации. Ниже приведены другие со-
ображения, подтверждающие эту точку зре-
ния.
1. Поздние стадии кристаллизации, несом-
ненно, характеризовались высокими значени-
ями летучести воды, на что указывает обилие
роговой обманки и клиноцоизита, а также ши-
рокое развитие габброидных пегматитов и пег-
матоидных выделений пироксенитов и горн-
блендитов. Содержания магнетита в пегматоид-
ных линзах сильно изменчивы.
2. Ильменит и шпинель, обычно ассоцииру-
ющие с магнетитом, рассматриваются как про-
дукты «распада» твердого раствора серии маг-
нетит-ульвопшинель, образовавшегося при вы-
соких температурах. На это указывает присут-
ствие их только в виде пластин в зернах магне-
тита или в виде самостоятельных зерен, вклю-
ченных в зернистый агрегат магнетита. Они
никогда не встречаются в виде отдельных зерен,
окруженных матрицей пироксена и (или) ро-
говой обманки. Кроме того, соотношения шпи-
нели, ильменита и магнетита в одном образце
более или менее одинаковы для каждого скопле-
ния зерен магнетита.
3. В настоящее время общепринято, что ме-
ханизм формирования закономерно распре-
деленных пластин ильменита в магнетите со-
стоит в окислении магнетит-ульвошпинелевого
твердого раствора (Vincent, Phillips, 1964; Bud-
dington, Lindsley, 1964). Кроме того, было
показано, что «распад твердого раствора» во
внешних частях зерен может привести к по-
явлению ильменита по периферии зерен магне-
тита. Предположение об одновременной кри-
сталлизации отдельных зерен ильменита с пер-
вичным магнетитовым твердым раствором пред-
ставляется невероятным, поскольку низкое со-
держание TiO2 (менее 5 вес. %) в магнетите
должно отвечать в этом случае слишком
низким температурам образования данной ми-
неральной ассоциации (Buddington, Lindsley,
1964).
4. При высоких температурах шпинель мо-
жет входить в магнетит в довольно больших
количествах, и это должпо происходить в связи
с высокими содержаниями глинозема в пироксе-
нах и роговых обманках. Часть шпинели вы-
деляется из твердого раствора при охлаждении.
Шпинель по характеру выделений в магнетито-
вых пироксенитах почти не отличается от иль-
менита, т. е. она встречается как в виде пласти-
нок распада, так и в виде отдельных зерен.
В ходе вторичных процессов, наложенных на
породы после выделения зерен шпинели, она
превращается в эпидот, а ильменит — в сфен,
что наблюдается в породах, богатых роговой
обманкой и клиноцоизитом..
5. В массивных магнетитах Клуквана и Спет-
тисхэма наблюдаются значительно более вы-
сокие содержания TiO2, чем во вкрапленной
разновидности, что, по-видимому, можно свя-
зать с большей степенью взаимодействия между
водным флюидом и магнетитом последнего ти-
па, поскольку флюидная фаза должна блыа
иметь более свободный доступ к рассеянным
зернам, и крупные зерна ильменита и (или) сфен
при этих условиях могли возникать в большем
количестве. Эти минералы отделяются от маг-
нетита в ходе его обособления, чего нельзя
ожидать для тесно сросшихся массивных руд
(Buddington et al. 1955). Кроме того, в ходе
подобного процесса окись титана могла мигри-
ровать в роговую обманку.
6. В массивной магнетитовой руде отмеча-
ются значительно более высокие отношения
О18 /О16, чем во вкрапленном магнетите, осо-
бенно если последний находится в пироксени-
тах, богатых роговой обманкой, или в габбро-
идных пегматитах. К данному случаю прило-
жимо такое же объяснение, как и для распре-
деления Ti02, а именно, между водным флюи-
дом и вкрапленным магнетитом происходил
повышенный изотопный обмен до более низких
температур. Самые высокие значения б для
магнетита (т. е. наиболее характерные для пер-
вичномагматического магнетита) были получены
для образца массивного магнетита из Снеттис-
хэма (4,4%), в котором и ильменит, и шпинель
присутствуют почти полностью в виде законо-
мерно распределенных пластинок в крупных
зернах магнетита; это указывает на наличие
корреляции между степенью кислородного об-
мена и степенью «распада» твердого раствора.
7. В магнетитовых слоях района залива Юни-
он, в которых проявлено расслатщевапие и дро-
бление, ясно обнаруживается поздпемагмэти-
ческая перекристаллизация и миграция магне-
тита.
ПРОИСХОЖДЕНИЕ
УЛЬТРАОСНОВНЫХ КОМПЛЕКСОВ
ПРОБЛЕМА ЗОНАЛЬНОСТИ
Если бы наблюдалось не такое необычное зо-
нальное расположение различных типов ульт-
раосновных пород, то для объяснения вариа-
ций химического и минерального состава тел
гипербазитов Юго-Восточной Аляски и Урала
была бы приложима довольно простая гипотеза
фракционной кристаллизации. Но и в этом
случае мы должны объяснить, почему ультра-
основные комплексы как будто кристаллизова-
лись от центра к краям. Для такого направле-
167
ния кристаллизации, очевидно, требуется не-
обычное сочетание условий, хотя при формиро-
вании большого числа ультраосновных масси-
вов действовал, по-видимому, один механизм.
Некоторые исследователи высказывали пред-
положение, что зоны роговообманковых и оли-
виновых пироксенитов возникли в результате
метасоматических реакций между перидотито-
вой магмой и вмещающими габбро (Высоцкий,
1913; Заварицкий, 1928), но эта точка зрения
неприемлема, если принять во внимание данные,
показывающие, что эти породы образовались
в результате магматической кристаллизации.
Для комплекса о-вов Блашке Уолтон (Wal-
ton, 1951) допускал крупномасштабную диф-
фузию (Si, Са, и Н2О к краям, a Mg внутрь
массива) в надкритической газовой фазе, про-
никающей по интерстиции в кристаллизующей-
ся перидотитовой магме. Это, однако, также не-
совместимо с концепцией, утверждающей, что
магмы состава оливиновых и магнетитовых пи-
роксенитов были развиты во всех участках ульт-
рамафического пояса. Имеются многочислен-
ные доказательства течения вещества внутри
магматических камер (например, отсортиро-
ванная слоистость в массиве о-ва Дьюк), кото-
рое должно было нарушать градиенты, необ-
ходимые для крупномасштабной диффузии.
Весьма возможно, с другой стороны, что
распределение Н2О в гипербазитовых комплек-
сах контролировалось диффузией, направлен-
ной изнутри к краям массивов вдоль темпера-
турных градиентов. Незакономерное распре-
деление роговой обманки, обогащение ею внеш-
них зон, формирование ее на поздних стадиях
и обилие пегматоидных структур с участием
этого минерала — все это позволяет предполо-
жить, что существенно водный газ мог отделять-
ся от ультраосновных магм на поздних стадиях
их кристаллизации и что вода накапливалась
в более холодных частях магматического тела
(Kennedy, 1955). Это также может объяснить
широкое развитие соссюритизации в краевых
частях зон роговообманковых пироксенитов.
В отличие от иных зон ультраосновных пород
узкие почти мономинеральные зоны горнблен-
дитов, обычно окаймляющие комплексы, имеют
признаки мета соматически измененных зон, сфор-
мировавшихся на самых поздних стадиях кри-
сталлизации ультраосновного тела.
ФРАКЦИОННАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ
Простая фракционная кристаллизация, по-ви-
димому, может объяснить образование поздних
амфибол-анортитовых пегматитов. Этот меха-
низм, очевидно, также приложим к объяснению
таких особенностей, как постепенный переход
снизу вверх от перидотитов к оливиновым пи-
роксенитам в восточном теле о-ва Дьюк. Лю-
бой ультраосновной комплекс, в котором пред-
полагаемые поздние дифференциаты лежат вы-
ше более ранних выделений, что, например,
наблюдается в зоне магнетит-роговообманковых
пироксенитов о-ва Дьюк, легко объяснимы
с позиций магматической дифференциации.
Мы, однако, сталкиваемся с более трудной
проблемой в случае лополитовой части комплек-
са залива Юнион, где предполагаемые поздние
дифференциаты (т. е. участок магнетитовых пи-
роксенитов) подстилают оливиновые пироксе-
ниты и перидотиты. Эти взаимоотношения явно
не соответствуют обычному механизму фракци-
онной кристаллизации, для которого характер-
но накапливание кристаллов снизу вверх от дна
магматической камеры, если только не допускать
каких-либо необычных явлений. Одной из не-
обычных особенностей рассматриваемых ком-
плексов является чрезвычайно высокая обо-
гащенность железом гипотетических магнетит-
пироксенитовых магм. Содержание суммарного
железа в них достигает почти того же уровня,
что и в поздних фаялитовых феррогаббро Скэр-
гаардской интрузии (Wager, Deer, 1939). Сред-
няя плотность магнетитовых пироксенитов со-
ставляет 3,6—3,7 г/см3, и отвечавшие им жид-
кости могли иметь больший удельный вес, чем
оливинсодержащие породы этих комплексов.
Возможно, что подобные тяжелые расплавы
могли мигрировать на дно вдоль краев интру-
зивного тела и кристаллизоваться там, но до-
казательства этого предположения отсутствуют.
Можно только полагать, что очень плотные позд-
ние жидкие дифференциаты могли вести себя
необычно, особенно в массивах изверженных
пород, претерпевающих деформации в связи
с поступлением новых порций магмы.
МНОГОКРАТНЫЕ ИНТРУЗИИ
Таким образом, взаимное расположение раз-
личных типов ультраосновных пород в зональ-
ных комплексах трудно, если не невозможно,
объяснить с помощью простого механизма фрак-
ционной кристаллизации на месте. Это заста-
вило ряд исследователей (Ruckmick, Noble,
1959; Irvine, 1959; Taylor, Noble, 1960) для
объяснения происхождения ультраосновных
комплексов и ассоциирующих с ними габбро
предполагать последовательные многократные
магматические внедрения.
Практически все наблюдаемые полевые, хи-
мические и минеральные взаимоотношения в
зональных ультраосновных телах могут быть
объяснены с помощью последовательного внед-
рения магм в следующем порядке: магнетито-
вые пироксениты — оливиновые пироксени-
ты — перидотиты и (или) дуниты. Магмы такого
168
состава должны быть связаны между собой на
глубине либо посредством фракционной кри-
сталлизации в более глубинной камере или
в самом подводящем канале, либо посредством
первичного фракционного выплавления источ-
ника этих магм, по-видимому, лежащего в верх-
ней мантии. Различить результаты фракцион-
ной кристаллизации и фракционного плавле-
ния на основе одних химических и минерало-
гических данных практически невозможно, по-
скольку оба процесса дают сходные взаимоот-
ношения между типами пород разного состава.
С первого взгляда кажется маловероятным,
чтобы многократные внедрения могли проис-
ходить в одной и той же последовательности
в большом числе различных мест, и это является
единственным серьезным возражением против
рассматриваемой гипотезы. Однако, если ульт-
раосновные магмы формировались посредством
плавления в верхней мантии или путем фрак-
ционной кристаллизации на более глубоких
уровнях подводящего канала, то вполне допу-
стимо, что они интрудировали в приведенном
выше порядке, при котором первая порция
отвечает самым поздним дифференциатам кри-
сталлизации или самым пизкоплавким фрак-
циям. Следует предположить, что ультраоспов-
ные расплавы обладают относительно низкой
вязкостью; вследствие этого осаждение кри-
сталлов могло происходить еще в подводящем
канале и последовательно поступающие пор-
ции магмы, содержащей взвешенные кристаллы,
должны характеризоваться закономерными из-
менениями химического состава. Ниже при-
ведены другие соображения в пользу гипотезы
многократных интрузий.
1. Признаки по меньшей мере двух отдель-
ных внедрений магмы в каждом из комплексов,
сначала габброидной, а затем ультраосновной
несомненны. Следует подчеркнуть, что габбро
должно быть самым ранним выделением при
фракционном плавлении мантии.
2. Как указывалось выше, наличие несогла-
сия в отсортированной слоистости массива о-ва
Дьюк и деформация слоев, окружающих ду-
нитовое ядро, являются почти неопровержи-
мыми доказательствами, по меньшей мере для
части массивов, последовательности много-
кратных внедрений ультраосновной магмы. В
этом случае вначале произошла инъекция оли-
вин-пироксенитовой магмы, которая кристал-
лизовалась в течение длительного времени,
а затем поступила более магнезиальная пери-
дотитовая магма (Irvine, 1959).
3. Наблюдаются заметные вариации отно-
сительных размеров ультрамафических зон в
различных комплексах. Подобные вариации
вполне объяснимы с позиций схемы много-
кратных поступлений магмы, но их труднее
понять с точки зрения фракционной кристал-
лизации единой магмы.
4. Различные зоны редко бывают полностью
непрерывными; в ряде случаев они встречаются
лишь спорадически или отсутствуют, но не-
смотря на это отмечается относительное по-
стоянство их пространственного взаимораспо-
ложения. Это обстоятельство можно считать
неизбежными отклонениями при многократных
внедрениях от совершенно идеального зональ-
ного строения.
5. Макроскопически постепенные переходы
между породами последовательных зон при
тщательном их изучении обнаруживают де-
тали контактов резкого и интрузивного ха-
рактера; такие наблюдения согласуются с пред-
ставлениями о последовательном внедрении но-
вых порций магмы в камеру, заполненную
к этому моменту другой магмой, полностью еще
не раскристаллизованной. В данной ситуации
можно ожидать противоречивых признаков воз-
растных взаимоотношений пород, слагающих
зоны.
6. За исключением приуроченности к оро-
геническим поясам и отсутствия карбонатных
и фельдшпатоидных минералов, рассматрива-
емые ультраосновные комплексы весьма по-
хожи на щелочные ультраосновные комплексы
с карбонатитами. Эти щелочные ультраоснов-
ные комплексы нередко характеризуются хо-
рошо выраженным зональным строением, и не-
которые исследователи подчеркивали важное
значение многократных магматических внед-
рений при их формировании.
7. Наиболее магнезиальный оливин всегда
приурочен к дупитовым ядрам зональных ком-
плексов. Весьма вероятно, что все ультраоснов-
ные магмы транспортировались вдоль осевых
трубообразных подводящих выполненных ка-
налов, в настоящее время дунитом. В этом
случае, последняя порция внедряющейся магмы
имела перидотитовый или дунитовый состав,
поскольку структурные взаимоотношения обыч-
но показывают, что дунитовые штоки интруди-
рованы в другие оливинсодержащие породы
ультраосновных комплексов. Такая дунитовая
магма состояла из перидотитовой жидкости
с большим количеством взвешенных кристал-
лов оливина.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Железорудные месторождения, ассоциирующие
с зональными ультраосновными интрузиями
Юго-Восточной Аляски, характеризуются мно-
гими уникальными особенностями, убедительно
168
подтверждающими их происхождение из
богатых железом ультраосновных магм. Пер-
вичной источник этих магм, по-видимому, ле-
жит в верхней мантии, что подтверждается
приуроченностью рудоносных ультраосновных
пород к узкому линейному поясу длиной около
350 миль. Богатые оливином тела гипербазитов
сосредоточены в южной половине пояса, а маг-
нетитовые пироксениты с однородным химиче-
ским и минеральным составом встречаются во
всех крупных ультрамафических комплексах.
На Урале имеется пояс такой же длины (см.
рис. 89), что приводит к мысли о том, что пояс
Аляски сходен с более глубоко эродированным
Уральским поясом. Последний характери-
зуется значительно большими площадями раз-
вития габброидов, тела гипербазитов в нем
значительно крупнее, а доля дунитов в них
намного больше.
Необычный химический состав ультраоснов-
ных пород (очень высокие содержания железа
и кальция и низкие концентрации кремния)
остается загадкой, и пока можно только ут-
верждать, что породы сходного состава должны
находиться на больших глубинах. Объяснение
аномально высокой железистости источника рас-
сматриваемых пород можно получить из срав-
нения их состава с некоторыми ультраоснов-
пыми породами сходного минерального состава
Японии (Onuki, 1965). Некоторые из японских
ультраосновных пород по химическому и ми-
неральному составу почти не отличаются от
пород Юго-Восточной Аляски (см. табл. 24,
столбец 6), за исключением более низкого
содержания суммарного железа в японских
породах. В этой связи интересно отметить, что
в Японии не найдены тела магнетитовых пиро-
ксенитов.' Габбро и диориты Юго-Восточной
Аляски, наоборот, характеризуются аномально
высокими концентрациями магнетита по срав-
нению с аналогичными породами из других
частей земного шара.
Андреева Е. Д. 1959. Габброидные пегматиты
в пироксенитах горы Синей, Средний Урал. Изв. АН
СССР, серия геол., № 9.
Воробьева О. А. 1961. О магматической при-
роде платиноносного комплекса габбро-перидотитовой
формации Урала. Иав. АН СССР, серия геол., № 7.
Высоцкий Н. 1913. Платиновые месторождения
Иаовского и Нижне-Тагильского районов Урала. Тр.
Геол. Ком., т. 62.
Ефимов А. А., К у у п с а л у Т. И. 1962.
Природа анортитовых габбро Серебрянского Камня
и связанной с ними медной минерализации. Докл. АН
СССР, т. 145.
Заварицкий А. Н. 1928. Главнейшие плати-
новые месторождения Урала. Геол. Ком. Мат-лы общей
и прикладной геологии, т. 108.
Заварицкий А. Н., Бетехтин А. Г.
1937. Нижне-Тагильский дунитовый массив. Путе-
водитель 17-го Межд. геолог, конгресса, Уральская
экскурсия, северная часть, с. 66—67.
Романов Б. М. 1949. Габбро-перидотитовая
формация Урала. Сов. Геология, т. 40.
Boettcher A. L. 1967. The Вашу Creek alka-
line — ultramafic complex near Libby, Montana: Jour.
Geol., v. 75, pp. 526—553.
Bowen N. L. 1914. The ternary system: diop-
side — forsterite—silica: Am. Jour. Sci., v. 38, pp. 207—
264.
Bowen N. L. and Schairer J. F. 1935.
The system MgO—FeO—SiO2; Amer. Jour. Sci., v. 29,
pp. 151—217.
Buddington A. F. and Chapin T. 1929.
Geology and mineral deposits of southeastern Alaska:
U. S. Geol. Surv. Bull. 800, 398 p.
Buddington A. F., Fahey J. and Vli-
s i d i s A. 1955. Thermometric and petrogenetic signi-
ficance of titaniferous magnetite: Amer. Jour. Sci.
v. 253, pp. 497—532.
Buddington A. F. and Lindsley D. H.
1964. Iron — titanium oxide minerals and synthetic
equivalents: Jour. Petrology, v. 5, pp. 310—357.
170
C a m s e 11 C. 1913. Geology and mineral deposits
of the Tulameen District: British Columbia, Geol. Surv.
Canada Mem., 26, 188 p.
D u p a r c L. and Tikonovich M. N. 1920.
Le Platine et les Gites Platiniferes de 1’Oural et du Monde,
Geneve, 542 p.
Findlay D. C. 1964. Petrology of the Tulameen
ultramafic complex, British Columbia: Geol. Soc. Amer.
Spec. Paper 76, 58 p. (abstract).
Irvine T. N. 1959. The ultramafic complex and
related rocks of Duke Island, southeastern Alaska: unpub,
Ph. D. Thesis, California Institute of Technology, 320 p.
Irvine T. N. 1963. Origin of the ultramafic
complex at Duke Island, southeastern Alaska: Min. Soc.
Amer. Spec. Paper 1, pp. 36—45.
Irvine T. N. 1964. Sedimentary structures in
igneous intrusions with particular reference to the Duke
Island ultramafic complex: Primary Sedimentary Stru-
ctures and their Hydrodynamic Interpretation. Amer.
Assoc. Petrol. Geol. Spec. Puhi. No. 12, pp. 220—232.
Irvine T. N. 1967. The Duke Island ultramafic
complex, southeastern Alaska: Chapter in Ultramafic
and Belated Bocks, ed. P. J. Wyllie: John Wiley, N. Y.,
pp. 84—97.
Kennedy G. C. and Walton M. S. 1946.
Geology and associated mineral deposits of some ultra-
mafic rock bodies in southeastern Alaska: U. S. Geol.
Surv. Bull. 947-D, pp. 65—84.
Kennedy G. C. 1955. Some aspects of the role
of water in rock melts, in Poldervaart, A., ed., Crust
of the Earth, Geol. Soc. Amer. Spec. Paper, v. 62,
pp. 489—503.
Kushiro I. and Schairer J. F. 1963.
New data on the system diopside —- forsterite — silica,
in Carnegie Inst. Washington Year Book, 62, pp. 95—103.
Kushiro I. 1964. The system diopside — forste-
rite — enstatite at 20 kilobars, in Carnegie Inst. Was-
hington Year Book, 63, pp. 101—108.
L a n p h e r e M. A. and Eberlein G. D.
1966. Potassium — argon ages of magnetite — bearing
ultramafic complexes in southeastern Alaska: Geol. Soc.
Amer. Spec. Paper 87, 94 p. (abstract).
Muan A. and Osborn E. F. 1956. Phase
equilibria at liquidus temperatures in the system
MgO—FeO—Fe2O3—SiO2: Amer. Ceramic Soc. Jour.,
v. 39, pp. 121—140.
Noble J. A. and Taylor H. P. Jr. 1960.
Correlation of the ultramafic complexes of southeastern
Alaska with those of other parts of North America and
the world: Int. Geol. Cong., XXI Session, Part XIII,
pp. 188—197.
O’Neil J. R. and Clayton R. N. 1964.
Oxygen isotope geothermometry, in Isotopic and Cosmic
Chemistry (Urey vol.), ed. H. Craig et al., North-Holland,
Amsterdam, pp. 157—168.
О n u к i H. 1965. Petrochemical research on the
Horoman and Miyamori ultramafic intrusives, northern
Japan: Sci. Rept. Tohoku Univ., Ser. Ill, v. 9, pp. 217—
276.
Osborn E. F. and Muan A. 1960. Phase
equilibrium diagrams of oxide systems. Plate 2. The
system CaO—MgO—SiO2: Columbus, Ohio, Amer. Cera-
mic Soc.
Phillips R. and M u a n A. 1959. Phase
equilibria in the system CaO—iron oxide — SiO2 in
air: Am. Ceramic Soc. Jour., v. 42, pp. 413—423.
Presnall D. R. 1966. The join forsterite —
diopside — iron oxide and its bearing on the crystal-
lization of basaltic and ultramafic magmas: Amer. J our.
Sic., v. 264, pp. 753—809.
Ruckmick J. C. and Noble J. A. 1959.
Origin of the ultramafic complex at Union Bay, sout-
heastern Alaska: Geol. Soc. Amer. Bull., v. 70, pp. 981—
1018.
Stebbins R. H. 1957. Field description of the
Percy Islands ultramafic complex, southeastern Alaska:
unpub. M. A. Thesis, Columbia University.
Taylor H. P. Jr. and Nielsen R. N.
1956. Geological map of the Annette Island dunnite
body: unpub. report.
Taylor H. P. and Stebbins R. H. 1956.
Geological map of the Klukwan pyroxenite body: unpub.
report.
Taylor H. P. and Noble J. A. 1960. Origin
of the ultramatic complexes in southeastern Alaska:
Int. Geol. Cong., 21st session, Part 13, pp. 175—187.
Taylor H. P. and Epstein S. 1962. Rela-
tionship between 018/01® ratios in coexisting minerals
of igneous and metamorphic rocks: Geol. Soc. Amer.
Bull., v. 73, pp. 461—480, 675—-694.
Taylor H. P., Duke M. B., Silver L. T.
and Epstein S. 1965. Oxygen isotope studies of
minerals in stony meteorites: Geoch. Cosmoch. Acta,
v. 29, pp. 489—512.
Taylor H. P. 1967. The zoned ultramafic intru-
sions of southeastern Alaska: Chapter in Ultramafic
and Related Rocks, ed. P. J. Wyllie: John Wiley, N. Y.,
pp. 97—121.
Taylor II. P. 1968. The oxygen isotope geoche-
mistry of igneous rocks: Contr. Mineral. Petrol., v. 19,
pp. 1—71.
Thayer T. P. 1960. Some critical differences
between alpine — type and stratiform peridotite —
gabbro complexes: Int. Geol. Cong., 21st session, v. 13,
pp. 247—259.
Thorne R. L. and Wells R. R. 1956. Stu-
dies of the Snettis ham magnetite deposit, southeastern
Alaska: U. S. Bur. Mines Rept. Invest. 5195, 41 p.
Thompson J. B. Jr. 1959. Local equilibrium
in metasomatic processes: Chapter in Researches in
Geochemistry, ed. P. H. Abelson, Wiley, N. Y., pp. 427—
457.
Upton B. G. J. 1967. Alkaline pyroxenites: Chap-
ter in Ultramafic and Related Rocks, ed. P. J. Wyllie:
John Wiley, N. Y., pp. 281—288.
Vincent E. A. and Phillips R. 1954,
Iron — titanium oxide minerals in layered gabbros of the
Skaergaard intrusion, East Greenland: Geoch. Cosmoch.
Acta, v. 6, pp. 1—26.
Wager L. R. and Deer W. A. 1939. Geolo-
gical investigations in East Greenland. Part III, The
petrology of the Skaergaard intrusion, Kangerdlussuaq:
Medd. Gronland, v. 105, pp. 1—353.
Walton M. S. 1951. The Blashke Islands ultra-
basic complex: Ph. D. Thesis, Columbia University.
Wells R. R. and Thorne R. L. 1953. Con-
centration of Klukwan, Alaska, magnetite ore: U. S.
Bur. Mines Rept. Invest, 4984, 15 p.
РИФ МЕРЕНСКОГО
В ИЗВЕРЖЕННОМ КОМПЛЕКСЕ БУШВЕЛЬД
ВВЕДЕНИЕ
Почти всю добычу платины в Южной Африке,
которая наряду с Россией и Канадой является
крупнейшим производителем платиновых метал-
лов, получают за счет разработки платинонос-
ного рифа (пласта) Меренского в Бушвельдском
изверженном комплексе. Здесь действуют два
рудника, принадлежащие компании «Рустен-
бург Платинум Майнз Лимитед» (Beath et al,
1961), причем это единственные в мире раз-
работки коренных пород, проводимые в первую
очередь для извлечения платиноидов.
Другие месторождения рассматриваемого ком-
плекса, как, например, найденные в трех трубо-
образных телах обогащенного железом дунита,
давали платину в прошлом, но запасы руд
в этих месторождениях очень ограниченны,
и ни одно из них в настоящее время не разра-
батывается. Концентраты, обогащенные иридо-
смином, поступающие с некоторых золотых
рудников Витватерсранда, являются вторым
(и других нет) источником платиноидов в Юж-
ной Африке.
Риф Меренского имеет установленную длину
по простиранию более 130 миль и подсечен бу-
ровыми скважинами на глубинах (по вертикали)
свыше 6 тыс. футов; он является наиболее цен-
ным и отличается наиболее правильной формой
от всех месторождений платиноидов. Он содер-
жит огромные запасы руд, составляющие боль-
шую часть всех разведанных запасов платинои-
дов в мире.
Риф Меренского, подобно другим платинонос-
ным рудным месторождениям, содержит наря-
ду с платиной пять других металлов группы
платины — осмий, иридий, палладий, родий
и рутений. С платиноидными минералами тесно
связано золото, а также сульфиды никеля, же-
леза и меди. Золото, никель и медь извлекаются
в качестве побочных продуктов.
Поскольку риф Меренского входит в состав
расслоенной серии основных иород изверженно-
го комплекса Бушвельд, необходимо дать опи-
сание условий его залегания в этой замечатель-
ной ассоциации изверженных пород.
Комплекс Бушвельд кроме рифа Меренского
включает также стратифицированные хромито-
вые пласты, являющиеся крупнейшим в мире
промышленным месторождением хрома, и вана-
диеносные титаномагнетитовые пласты, включа-
ющие огромные запасы ванадия, титана и желе-
за. Эти рудные месторождения ставят рассмат-
риваемый комплекс на одно из первых мест
среди величайших в мире рудных полей.
ИЗВЕРЖЕННЫЙ КОМПЛЕКС БУШВЕЛЬД
Мафическая зона обнажается вдоль двух широ-
ких изогнутых поясов, лежащих в краевой ча-
сти крупного осадочного бассейна, относящего-
ся к трансваальской системе. Эти пояса назы-
вают восточным и западным поясами мафиче-
ской зоны (рис. 94). Кроме того, северное крыло
зоны протягивается к северу от Потгиетерсруста,
пересекая полный разрез трансваальской систе-
мы и подстилающие архейские породы. В пре-
делах этого крыла разведывались и разра-
батывались на платиноиды породы, похожие
на риф Меренского, однако их отождествление
с рифом Меренского остается сомнительным.
К западу от западного пояса протягивается
отделенный от него антиклиналью, сложенной
пластами трансваальской системы, и протяги-
вающийся до западной границы провинции
Трансвааль менее мощный пласт пироксенито-
вых пород. Поскольку все породы, сохранив-
шиеся в этом самом западном продолжении ком-
плекса, лежат значительно ниже рифа Мерен-
ского, факты доказывающие его наличие или
отсутствие в этом районе в прошлом, отсутствуют
вследствие эрозии.
Породы мафической зоны представлены пре-
имущественно габброидами, и мощность их пол-
ного разреза составляет свыше 18 тыс. футов.
Вблизи основания наряду с редкими обнажения-
ми гарцбургитов присутствуют мощные пирок-
сенитовые пласты. В ряде стратиграфических
горизонтов разреза найдены расслоенные плас-
ты анортозитов. Мафические породы комплекса
удобно разделить па три зоны (снизу вверх по
разрезу): Расслоенную (Cousins, 1964) (которую
также называют Критической, или Дифферен-
цированной), Главную и Верхнюю.
172
Рис. 94. Геологическая карта Бушвельдского комплекса с нанесенным рифом Меренского
В Расслоенной зоне, названной так потому,
что она включает наиболее разные по составу
и отчетливо расслоенные породы, найдены хро-
митовые пласты правильной формы, протягива-
ющиеся на большие расстояния. Вблизи верха
Расслоенной зоны находится риф Меренского.
Главная зона, хотя и содержит отдельные хо-
рошо заметные расслоенные маркирующие под-
зоны, характеризуется значительно менее вы-
раженной сменой состава пород. В Верхней
зоне содержится несколько непрерывных тита-
номагнетитовых пластов, ей также свойственна
правильная расслоенность. Вся мафическая зо-
на закономерно расслоена, и отдельные Слои,
очень похожие по внешнему виду и минераль-
ному составу, могут быть непрерывно просле-
жены в пределах обоих поясов комплекса. Еще
более удивительно, что одна и та же последова-
тельность смены слоев может быть прослежена
в обоих поясах на расстоянии по простиранию
более 200 миль (рис. 95). Гравиметрические
исследования показывают, что два рассматри-
ваемых пояса, возможно, представляют собой
изолированные подразделения (Cousins, 1959),
и почти точное дублирование последовательной
смены пород в их разрезе должно учитываться
любой теорией происхождения комплекса.
Ряд геологических колонок (см. рис. 95) по-
казывает, что последовательность смены пород
в висячем боку (изученная весьма детально бу-
рением и геологическим картированием для
интервала 5—7 тыс. футов вверх от рифа Ме-
ренского) обнаруживает лишь небольшие вариа-
ции мощностей и остается почти идентичной
в восточном и западном поясах. В лежачем боку
рифа Меренского изменчивость мощностей и по-
следовательности смены пород выражены не-
сколько сильнее. В части Расслоенной зоны
ниже средней и нижней групп хромитовых слоев
развиты две различные фазы с резким пере-
ходом.
К югу от р. Стилпоорт в восточном поясе
и к юго-востоку от р. Рустенбурга в западном
поясе чередуются мощные пласты пироксенитов
173
РустенЬург
Футы
15000
Магнетито-
вая зона
Главный магне
/патовый пласт
Пестрый
анортозит
Пестрый
анортозит
ГадЬро
Риф Мерен
скоги
Верхняя хрома
глодая гриппа
Средняя хроми-
товая группа /
Нижняя 7
хромитовая
группа
Умкоанешгпадт
Mag
— Mag
Mag
Mag
An
Ап
Ап
Шилдпиднест
Св Джордж
IIIIII
10000
-5000
An
5000
Тонкозернистый
мафическую
Рис. 95. Геологические
разрезы через
Сг
Сг
Тонкозер-
нистый
Сг
Сг
Сг
Сг
Ал — .
-тт---Пилансоерг
Турфпан
Ап
Ал
Фельзическая
зона
ГадЬро, норит
Лейконорит
Анортозит{ А п)
Пироксенит
Гарцдургит
----Мао Магнетитовый
----Сг Хромитовый шшст
„ пласт
......... Риф Меренского
зону
iiiiliiiliili
Л
и анортозитовых норитов, в то время как к се-
веру от этих мест разрез представлен преиму-
щественно пироксенитами с подчиненными про-
слоями анортозитовых пород. В пределах юж-
ной фации нижняя и средняя группы хромито-
вых пластов образуют единую группу, пласты
в которой разделены весьма узкими интерва-
лами (Cousins, Feringa, 1964). В отличие от
южной фации в пределах северной фации ниж-
няя и средняя группы разделены силикатными
породами мощностью сотни футов и отчетливо
разделяются на две отдельные группы. Вблизи
тех мест, где проявлена смена фаций, проходят
добушвельдские тектонические нарушения,
что может быть либо случайным, либо за-
кономерно связанным с наблюдаемой сменой
фаций.
Риф Меренского сохраняет при этом свойствен-
ные ему особенности, обогащенность минерала-
ми платиноидов и имеет выдержанное положе-
ние в разрезе. Все различимые горизонты —
отдельные хромитовые и магнетитовые пласты
и слои силикатных пород — сохраняют непре-
рывность на всем протяжении рассматриваемой
площади. Расслоенные породы ведут себя как
типичные осадки. Ни одип из пластов не пере-
секает другие. В некоторых месторождениях,
однако, были закартированы трансгрессивные
несогласия (Feringa, 1959).
Комплекс внедрялся в смятое в складки и эро-
дированное основание, сложенное пластами
трансваальской системы. Это, почти несомненно,
является причиной локальных и региональных
несогласий между двумя формациями. Непра-
вильные поверхности дна камеры обусловили
значительные вариации мощности нижней час-
ти Бушвельдского комплекса, в результате чего
в некоторых районах риф Меренского лежит
более чем на 6 тыс. футов выше дна, а в дру-
гих местах это расстояние значительно меньше.
Па флангах мафических поясов риф Меренского
отсутствует и слои, лежащие выше по разрезу,
перекрывают породы трансваальской системы.
Очевидно, что в тех местах, где поверхность
дна камеры поднималась достаточно высоко,
нижние части разреза бушвельдской серии не
образовывались. Контакты между бушвельд-
скими породами и дном магматической каме-
ры весьма напоминают границу между морем
и сушей вдоль береговой линии, которая
местами оказалась затопленной. Так, напри-
мер, бушвельдские породы примыкают к подня-
тым частям несогласно залегающих более древ-
них формаций.
РИФ МЕРЕНСКОГО
Платиноносность рифа Меренского была обна-
ружена проспектором А. Ф. Ломбаардом на
ферме Маандагшек в восточном поясе в 1924 г.,
а позже этот пласт был назван в честь
д-ра Ганса Меренского, руководившего раз-
ведкой.
Риф Меренского был прослежен и разведан
на расстоянии 80 миль в западном поясе и на
75 миль в восточном поясе. В пределах извест-
ных обнажений протяжением 155 миль риф Ме-
ренского в настоящее время разрабатывается
на 12 миль по простиранию и до 1500 футов
в глубину по вертикали в двух рудниках, при-
надлежащих компатгии «Рустенбург Платинум
Майнз Лимитед». В других местах также были
пройдены неглубокие подземные выработки и
пробурены более глубокие скважины, но все
эти работы не вышли за рамки стадии предва-
рительной разведки. Резкое падение цен па
платину в 1929—1930 г. привело к разорению
большей части мелких компаний и способство-
вало концентрированию разработок в тех ме-
стах, где могут добываться только высокосорт-
ные руды.
Риф Меренского состоит из двух пироксени-
товых слоев, в которых платиноиды, ассоцииро-
ванные с сульфидами никеля, железа и меди,
сконцентрированы в отдельных частях, практи-
чески всегда связанных с узкими полосами хро-
митов (рис. 96).
В западном поясе платиноиды сконцентриро-
ваны вблизи верхнего и нижнего контактов
устойчивой полосы пегматоидного пироксенита,
слагающего нижнюю часть пироксенитового
слоя. Хромит концентрируется обычно в виде
тонких пластов в обоих контактах этого слоя —
в верхнем с порфиритовым пироксенитом и в
нижнем — с анортозитом. Нижний пласт раз-
вит почти повсеместно и имеет резкий контакт
с подстилающим анортозитом. Верхняя зона
также всегда обогащена хромитом, реже он
образует пласты, причем зона может разви-
ваться не на самом контакте, а немного ниже
него. Этот верхний контакт, как правило, не
является резким, а имеет на коротких расстоя-
ниях постепенные переходы.
В восточном поясе платиноиды также кон-
центрируются в верхней части пироксенита
между двумя тонкими полосками хромита, но
обычно они не связаны с пегматоидным пирок-
сенитом, хотя последний может здесь и присут-
ствовать. В секторе между реками Стилпоорт
и Олифанте хромитовый пласт, входящий в со-
став рифа Меренского, подстилается непрерыв-
ным тонким слоем пегматоидной фазы, но этот
пегматит, как правило, лишен платиноидов.
В южной части и в круто падающем секторе
к востоку от сброса Вондеркоп в северо-запад-
ной части восточного пояса пироксенит рифа
Меренского подстилается пестрым анортозитом,
причем контакт между этими породами носит
резкий характер. На контакте, как правило,
развит тонкий хромитовый пласт, сопровожда-
емый невысокими промышленными содержания-
ми платиноидов в базальной части пироксенита.
В некоторых местах содержания платиноидов
увеличиваются и могут достигать и даже пре-
вышать содержания их в верхнем слое рифа.
В пределах обоих поясов пироксенит рифа
Меренского переходит вверху в норит, перехо-
дящий в пятнистый анортозит и затем в пест-
рый анортозит. Последовательность- смены по-
род в висячем боку весьма характерна и устой-
чива, и весь этот комплекс пород от пироксе-
нита рифа Меренского и выше может быть наз-
ван циклом Меренского. Циклическая пачка
Меренского перекрывается почти идентичным
циклом, состоящим из пироксенита, норита, пят-
нистого и пестрого анортозита, причем каждый
из слоев имеет несколько большую мощность,
чем его аналог в рифе Меренского. Этот верх-
ний пироксенит носит название рифа Бастрад
(побочный риф), всю ассоциацию пород можно
назвать циклом Бастрад, а верхняя часть пест-
рого анортозита определяет верхний предел
распространения Расслоенной зоны (Cousins,
1964). Пестрый анортозит цикла Бастрад всегда
включает центральную менее пеструю часть,
в которой гнезда пироксена обнаруживают
осадкоподобную стратификацию. Эту породу
часто используют в качестве маркирующего го-
ризонта для выявления обнажений рифа Мерен-
ского.
Пироксенит рифа Бастрад почти не отличает-
ся от пироксенита рифа Меренского, а вдоль
его нижнего чрезвычайно резкого контакта
с анортозитом обычно встречается топкий хро-
митовый пласт, мощность которого обычно
меньше 1 мм. Хромит сопровождается сульфи-
дами, а также низкими непромышленными со-
держаниями платиноидов.
Двойная ассоциация пород является весьма
устойчивой характеристикой, ввиду чего слу-
жит очень надежной основой для распознавания
рифа Меренского.
Корреляция повышенных содержаний плати-
ноидов с пегматитовым слоем в западном поясе
весьма определенна, а в восточном поясе менее
определенным оказывается отсутствие подоб-
ной корреляции: в обоих поясах повышенные
содержания платиноидов встречены в по-
роде между тонкими хромитовыми пластами.
Автор полагает, что присутствие пегматитового
слоя может быть не связано непосредственно
175
о о Пестрый анортозит
। Пятнистый анортозит
о Полосчатый анортозит
1 । Лейканорит
। । । Норит
л л Пироксенит
Il | Пегматоидный пироксенит
—— Хромит (э) §
А
<о
@ ®
„ о к
Рудник G
Анион J-
Рис. 96. Идеализированные геологические разрезы через зону рифа Меренского
20 миль .X 125 миль 10миль
60
№
25
е
27
с генезисом платиноидных руд, а обусловлено
какой-то реакцией, протекающей в ходе внедре-
ния рифа. Возникновение пегматита могло, од-
нако, изменить химизм руд.
В руднике Рустенбург, где подземные выра-
ботки, пройденные по рифу, составляют многие
мили пегматоидный пироксенит, несущий пла-
тиноиды, имеет мощность всего 7—15 дюймов.
В основании этого пегматита лежит хромито-
вый пласт мощностью от 1/10 до 1 дюйма и бо-
лее, обладающий чрезвычайно резким контак-
том с анортозитом. Полоса породы, состоящей
из почти чистого плагиоклаза мощностью от
J/4 до 1 дюйма и более, развита непосредственно
под этим контактом. Контакт между хромито-
вым пластом и анортозитом обычно смят, обра-
зуя систему миниатюрных куполов и вмятин
с амплитудами от V 2 до 2 дюймов и диаметра-
ми порядка 2—-3 дюйма. Эти «ямочные» структу-
ры весьма изменчивы в отношении формы,
амплитуды и размеров. Полоска хромита обыч-
но более мощная над куполами, чем во впади-
нах. Сульфиды, с другой стороны, имеют тен-
денцию концентрироваться во впадинах. При-
чина появления подобных контактов неясна.
Полоска чистого анортозита, лежащего под ниж-
ним контактом рифа, хотя, очевидно, и являет-
ся частью пород лежащего бока, характеризует-
ся залеганием, приблизительно параллельным
складкам базального контакта рифа. Имеющие-
ся данные показывают, что появление этого слоя
связано с контактовыми изменениями, но остает-
ся неясным, были ли эти изменения одновремен-
ными или более поздними по отношению ко вре-
мени внедрения рифа.
Пегматит рифа обычно содержит небольшие
неправильные пятна пироксенита, идентичного
по структуре пироксениту висящего бока.
СТРУКТУРА РИФА МЕРЕНСКОГО
В поверхностных обнажениях риф Меренского
повторяет слабо изогнутые очертания мафиче-
ской зоны. В пределах западного пояса от точ-
ки, расположенной примерно в 20 милях к во-
стоку от г. Рустенбурга, до Боскоппие риф
падает на север или северо-восток под углами
от 8 до 10°. К северу от Пилансберга породы
погружаются на юго-восток под более крутыми
углами, достигающими 20—25°.
В восточном поясе углы падения в западном
направлении составляют 12—17°, за исключе-
176
иием вытянутого участка длиной около 7 миль
в северо-западной части пояса. Этот район от-
делен от остальной части пояса антиклиналью,
выполненной осадками трансваальской системы
и сбросом Вондеркоп. Здесь риф Меренского,
а также вся мафическая зона вместе с ее подош-
вой, сложенной трансваальскими пластами,
иадает на юг под углами 60—80°.
Падение и простирание весьма постоянны на
большом протяжении, причем глубокие сква-
жины (свыше 6 тыс. футов ио вертикали), прой-
денные на расстоянии 5—6 миль от обнажений,
подтверждают постоянство этих характеристик
по падению.
На больших пространствах сбросовые нару-
шения, образовавшиеся позже рифа Меренско-
го, отсутствуют, по в некоторых местах, напри-
мер, вблизи Бритса па юго-востоке западного
пояса, вдоль Стилпоортской долины в восточ-
ном поясе и сброса Вондеркоп в северной части
этого пояса были закартированы иостбушвельд-
ские сбросы с большой амплитудой. Значитель-
ные иостбушвельдские сбросы распространены
также вблизи пилансбергского щелочного ком-
плекса. К западу от этого тела были найдены
только короткие разорванные фрагменты рифа
Меренского, а нижняя часть разреза бушвельд-
ской серии раздроблена и разбита тектонически-
ми нарушениями.
В северной части западного пояса отмечены
два крупных нарушения непрерывности рифа
Меренского. Вдоль этих нарушений разрез по-
род Расслоенной зоны заканчивается на кон-
такте с породами Верхней зоны, простирание
которых направлено почти под прямым углом
к простиранию пород Расслоенной зоны. Коэртц
(Coertze, 1958) считает такие взаимоотношения
результатом несогласия между дайкоподобным
магматическим телом Верхней зоны и нижними
слоями комплекса Бушвельд. Феринга (Feringa,
1959) и Каузинс (Cousins, 1958) полагают, что
наблюдаемая картина связана со сбросами.
Вблизи северного и южного окончаний восточ-
ного пояса риф Меренского примыкает к смя-
тым в синклинальные складки слоям трансва-
альской серии. В западном поясе такое же явле-
ние имеет место в нескольких милях к востоку
от Бритса. По мере приближения к этому
месту на расстоянии нескольких миль нижние
слои Бушвельда последовательно примыкают
к постепенно поднимающейся подошве массива.
Северное окончание восточного пояса скрыто
под сброшенными внизпостбушвельдскими слоя-
ми. В Рустенбургском руднике были обнаруже-
ны два интересных «пластообразных» тектони-
ческих нарушения. Горизонтальное перемеще-
ние с амплитудой 20—30 футов отмечается
вдоль узкой полосы пестрого анортозита, лежа-
щего на 30 футов ниже рифа. Этот слой изве-
стен под названием «донного маркирующего
горизонта»; вдоль этого уровня проходит ниж-
няя граница горных выработок. Второй «пла-
стообразный» сброс приурочен к нижнему кон-
такту рифа Бастрад примерно на 35 футов
выше рифа Меренского. Перемещения вдоль
этих сбросов привели к образованию прослоев
глинок трения в обеих сбросовых плоскостях.
ДАЙКИ
Детальные исследования петрологии и поведе-
ния даек, секущих риф Меренского, не прово-
дились. В руднике Рустенбург отмечаются дай-
ки по меньшей мере трех различных возрастов.
Основные дайки относятся к двум генерациям,
причем более древние нарушены «донным мар-
кирующим» сбросом, описанным в предыдущем
разделе.
Более поздние сиенитовые дайки, отходящие
от пилансбергского комплекса, не смещаются
«донным маркирующим» сбросом. Многие из
этих сиенитовых даек пересекают риф Мерен-
ского без какого-либо его смещения. Другие
смещают риф на расстояние до нескольких со-
тен футов.
Основные дайки найдены в выработках руд-
ника Юнион. В Восточном поясе к северу и
к югу от р. Стилпоорт они местами весьма мно-
гочисленны.
ЛОКАЛЬНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ НАРУШЕНИЯ
Локальные структуры нарушают регулярность
плоскости рифа Меренского на ограниченных
площадях в пределах обоих платиновых руд-
ников. Здесь имеются два главных типа струк-
тур, один из которых называется «рытвинами»,
а другой «кочками». «Рытвины» представляют
собой локальные блюдцеобразные прогибы рифа
Меренского обычно круглой или эллиптической
формы, хотя были закартированы и более удли-
ненные структуры. «Кочки» представляют со-
бой локальные куполообразные части рифа Ме-
ренского. Первоначально они были выявлены
в рифе Меренского, но впоследствии было пока-
зано, что они встречаются и в рифе Бастрад,
и в различных хромитовых пластах верхней,
средней и нижней группы. Такие структуры
развиты не только на платиновых рудниках.
Одна из подобных структур была отмечена Ваг-
нером (Wagner, 1928) на ферме Елена в восточ-
ном поясе, другая была обнаружена в неглу-
боких горных выработках в Эландсфонтейне
в 12 милях к северу от рудника Юнион (Taylor,
1928). Почти несомненно, что они развиты на
всем протяжении рифа Меренского.
12 Заказ 164
177
Интересно было бы выяснить, имеются ли
подобные структуры в других расслоенных ком-
плексах, кроме Бушвельда.
Типичные «рытвины» обычно имеют прибли-
зительно круглую или эллиптическую форму
с диаметром от 3 до 1000 футов. Глубина их
может варьировать от 1 до 200 футов и более.
Хотя полное соответствие глубины диаметру
отсутствует, обычно чем больше диаметр, тем
больше глубина. По краям типичных «рытвин»
в пределах обоих платиновых рудников паде-
ние пегматоидного рифа резко становится кру-
тым вниз и риф выклинивается, а на контакте
остается только пироксенит. На отдельных
участках края этот контакт обычно перевер-
нут, и ненарушенный риф Меренского может
перекрывать нижний контакт края «рытвины».
На других участках края контакт сечет ниже-
лежащие слои под углами от 40 до 70°. Наблю-
дения показывают, что края «рытвин» обычно
асимметричны. Отдельные участки крутые или
перевернутые, а остальные имеют более поло-
гое падение внутрь структуры.
В основании структуры контакты приобре-
тают падение, почти параллельное падению не-
нарушенного рифа, окружающего «рытвину».
При этом вновь появляется пегматоидный риф
Меренского, но теперь он смещен вниз на рас-
стояние от нескольких футов до сотни футов
и больше. В базальных частях более крупных
и более глубоких «рытвин» развиваются вто-
ричные «рытвины», а в них в свою очередь мо-
гут развиваться «рытвины» более высоких поряд-
ков. В подземных выработках наблюдалось не-
сколько тройных «рытвин» такого рода.
Подстилающие породы вдоль края «рытвины»
и ниже нее обычно не нарушены, в них отсут-
ствуют синклинальные структуры, найденные
в рифе. С другой стороны, расслоенные породы
висячего бока вплоть до рифа Бастрад и выше
него повторяют эти обращенные вниз складки,
амплитуда которых постепенно уменьшается
с увеличением расстояния над рифом.
На плоском дне «рытвин» риф Меренского
явно различим, но он отличается по ряду при-
знаков от рифа в ненарушенных площадях.
Здесь риф также представлен пегматоидным
пироксенитом и содержит платиноиды, связан-
ные с рассеянными сульфидами, так же как
и в ненарушенных площадях. Распределение
хромита, однако, изменяется. Базальная полоса
хромита может отсутствовать, в то время как
верхняя хромитовая полоса может быть выра-
жена лучше, чем в ненарушенном рифе. Пятна
и прослои хромита могут быть распределены
по всему рифу и обычно следуют вдоль крае-
вого контакта вверх от донной части. Обычный
«вдавленный» контакт основания рифа в этих
местах развивается редко, и «примерзание»
рифа к его подошве в отличие от ненарушенных
частей рифа здесь отсутствует. Неправильные
пятна непегматоидного пироксенита, как пра-
вило, присутствующие в ненарушенном рифе,
в «рытвинном» рифе обычно редки. Неправиль-
ные тела «инородного» пегматита, обычно с се-
кущими взаимоотношениями, как правило, при-
сутствуют в «рытвинах» и вблизи них. Барри
(Баггу, 1964) обнаружил тесную связь этих
пегматитов с рытвинами; его наблюдения по-
казывают наличие генетических взаимоотноше-
шений между «рытвинами» и «кочками».
«Кочки» являются сводовыми участками ри-
фа, краевые части которых имеют значительно
более пологий характер, чем краевые части
«рытвин». Пегматиты иногда с секущими взаи-
моотношениями также присутствуют в пределах
«кочек» или вблизи них. Шмидт (Schmidt,
1952) предположил, а впоследствии к нему
присоединились Фергюсон и Бота (Ferguson,
Botha, 1964), что «рытвины» являются резуль-
татом «водоворотов» в магматической камере
Каузинс (Cousins, 1964) считал такие структуры
оползневыми, но не мог объяснить, куда исче-
зает вещество при формировании пустот, в ко-
торые сползает риф. Коэртц (Coertze, 1963)
считал их складками, подверженными действию
сбросов. Барри (Баггу, 1964) предположил,
что эти структуры связаны с формированием
измененных пегматитов и с последующим пере-
распределением подвижной породы под дей-
ствием дифференциальных давлений. Его ис-
следования показали, что глубокие «рытвины»
не испытывают смещения, когда они проходят
через донный маркирующий сброс. «Пластовый»
сброс в этом месте пересекает некоторые основ-
ные дайки, которые в свою очередь секут риф
Меренского без нарушений. Эти данные пока-
зывают, что риф затвердел до формирования
«рытвин», что опровергает гипотезу Шмидта
(Schmidt, 1952). Верхний возрастной предел
определяется наблюдениями Барри (Баггу, 1964)
который нашел, что дайка пилансбергского сие-
нита сечет «рытвину».
Автор настоящей работы привел детальное
описание этих интересных и необычных струк-
тур не потому, что они важны в экономическом
отношении, а ввиду их геологического интере-
са. Следует подчеркнуть, что эти нарушения
носят локальный характер. Строение рифа во-
круг них остается ненарушенным. Они лишь не-
много затрудняют проходку горных выработок.
РАЗРЕЗ ЛЕЖАЧЕГО БОКА РИФА МЕРЕНСКОГО
В то время как последовательность смены по-
род в висячем боку рифа Меренского остается
неизменной как в западном, так и в восточном
178
поясах Бушвельда, разрез лежачего бока мо-
жет резко изменяться от одного района к дру-
гому.
На некотором расстоянии ниже рифа Мерен-
ского в пределах верхней группы хромитовых
пластов залегает один хорошо распознаваемый
хромитовый горизонт. Он заключен в пироксе-
нитовом слое мощностью от 40 до 80 футов.
В восточном поясе расстояние от этого пласта
до рифа Меренского варьирует от 440 футов па
руднике Рустенбург до 70 футов в районе руд-
ника Юнион. В восточном поясе на протяже-
нии около 40 миль этот же хромитовый пласт
лежит на 1200 футов ниже основания рифа Ме-
репского, но дальше к югу это расстояние умень-
шается до 550 футов. Феринга считает, что
в районе рудника Юнион риф Меренского зале-
гает несогласно па подстилающих слоях, но
во всех остальных местах данные для объясне-
ния вариаций мощности явпо недостаточны.
В районе рудника Рустенбург на 110 футов
ниже рифа Меренского залегает необычный
слой, состоящий из сфероидальных «валунов»
грубозернистого пироксенита в анортозитовом
пласте. Валунообразные обособления разбро-
саны, но обе их длинные оси ориентированы
параллельно напластованию; диаметрыих варьи-
руют от 1 дюйма до 1 фута и более. Этот гори-
зонт непрерывно прослеживается в пределах
всего рудника.
РАЗРАБОТКА РИФА МЕРЕНСКОГО
В настоящее время риф Меренского разрабаты-
вается всего двумя рудниками. Более крупным
является рудник Рустенбург, расположенный
в 10 милях к востоку от г. Рустенбурга. Рудник
Юнион расположен приблизительно в 50 ми-
лях к северу, вблизи деревни Нортхэм.
Рудник Рустенбург
В руднике Рустенбург небольшая ширина пла-
тиноносного рифа (от 7 до 15 дюймов) позволяет
извлекать его целиком. Боковая пустая поро-
да, идущая в очистную выемку, представлена
в висячем боку пироксенитами мощностью не-
сколько дюймов и в лежачем боку анортозитами
мощностью 14—16 дюймов. Тщательный кон-
троль позволяет поддерживать ширину очист-
ной выемки в пределах всего 28 дюймов (Beath
et al, 1961). Слои погружаются к северу под
средним углом 9,5°, причем правильность их
формы и незначительное развитие сбросовой
тектоники позволяют проходить чрезвычайно
ровные подземные выработки.
Рудник Юнион
В руднике Юнион пегматоидный пироксепит,
несущий платиноиды, имеет очень большую
мощность от более 20 футов в северной части
рудника до 9 футов в южной части. Платиноиды
концентрируются вблизи верхней хромитовой
полосы, которая развита в переходной зоне,
в пределах которой происходит резкое измене-
ние характера пород от пироксенитов висячего
бока до пегматоидного рифа. Обогащение пла-
тиноидами наблюдается также выше и в преде-
лах нижней хромитовой полосы, которая ле-
жит в основании пегматита и образует чрезвы-
чайно резкий контакт с подошвой пестрого
анортозита.
В большей части рудника промышленные кон-
центрации приурочены к верхней хромитовой
полосе, поэтому разрабатывается именно эта
часть рифа. Содержания платиноидов в базаль-
ном хромите обычно ниже промышленных, вви-
ду чего он разрабатывается лишь в редких слу-
чаях. Между этими участками обогащения от-
мечаются очень низкие содержания платинои-
дов и вкрапленность сульфидов в пределах всего
пегматита.
В руднике Юнион риф падает под углом 23°
к юго-востоку и характеризуется такой же пра-
вильностью строения, как и в руднике Рустен-
бург.
Обработка руды
Руда, добываемая из рифа, после дробления
и тонкого измельчения сначала подвергается
гравитационной концентрации, а затем концен-
трат тяжелых минералов, богатый платиноида-
ми, поступает непосредственно на рафинирова-
ние. Пульпа обрабатывается на флотационной
фабрике, флотационный концентрат превращает-
ся в штейн, а медь и никель извлекают электро-
литически. Анодный шлам, содержащий плати-
ноиды, затем передается металлургам (Beath
et al, 1961).
Распределение полезного материала в руде
Статистическая обработка данных по вариа-
циям содержаний полезных компонентов в рифе
Меренского показывает, что 95% результатов
анализов попадают в интервал между 1/3 сред-
ней величины и удвоенным значением. Очень
высокие и очень низкие значения чрезвычайно
редки. Блоки запасов двух рудников весьма
однородны ио качеству руды и не имеют види-
мых обогащений или обеднений. В ряде извест-
ных обнажений отдельные места дают более
12*
179
высокие средние содержания платиноидов, и
действующие рудники, естественно, располо-
жены в более богатых участках.
МИНЕРАЛОГИЯ РИФА МЕРЕНСКОГО
Данные по минералогии платипоидных минера-
лов весьма ограниченны. После первых исследо-
ваний Шнейдерхена (Wagner, 1928), весьма
ограниченных вследствие недостатка подходя-
щего материала из пеокисленного рифа Мерен-
ского, платиноидная минералогия изучалась
очень мало.
Силикатные жильные минералы изучались
или упоминались в работах Вагнера (Wagner,
1928), Холла (Hall, 1932), Шмидта (Schmidt,
1952) и Ван Зила (Van Zyl, I960).
Пегматоидный пироксенит рудников Рустен-
бург и Юнион содержит кристаллы ромбиче-
Номер
одразца
Пироксенит
Пегматоидный пироксенит
Пятнистый, анортозит
- Содержание платиноидоё
- Содержание Сг20з
- Содержание никеля
- Содержание меди
Рис. 97. Корреляция между содержаниями тяжелых
минералов в породах рифа Меренского
ского пироксена длиной более 1 дюйма. Пла-
гиоклаз является интерстициальным по отно-
шению к пироксену.
Пироксенит, образующий висячий бок рифа
в Западном поясе, и сам риф в Восточном поясе,
имеет порфиритовую структуру и очень сход-
ный минеральный состав.
Петрологический анализ показывает, что в Ру-
стенбурге риф содержит 73% ромбического пи-
роксена, 2% моноклинного пироксена и 25%
плагиоклаза (битовнита) (Schmidt, 1952). В пре-
делах рудника Юнион Ван Зилом (Van Zyl,
1960) установлено 64% ромбического пироксена
17% моноклинного пироксена и 16% плагиок-
лаза (Ап уз 75). Акцессорные силикатные ми-
нералы представлены биотитом, оливином и
кварцем. Другие акцессорные минералы вклю-
чают хромит, магнитнукГразновидность хроми-
та, магнетит, ильменит, касситерит, рутил, ни-
келистый пирит, кубанит, маккиновит и валле-
риит. Найдены платиноидные минералы, рент-
геновским методом установлены браггит (Pt,
Pd, Ni) S, ферроплатина, сперрилит (Pt, As2),
лаурит (Ru, Os, Ir)S2 и различные редкие ила-
тиноидпые минералы, как, например, бисмуто-
теллуриды платины и палладия (Kingston, 1966)
и недавно открытый платиновый теллурид
(PtTl2) (Zermatten, 1966). Присутствует,по-види-
мому, неизвестный минерал, содержащий родий.
Куперит (PtS), хотя и упоминался в числе
присутствующих минералов, выделен не был.
Предполагается наличие других редких плати-
ноидпых минералов, что, однако, еще не под-
тверждено. Присутствует золото в виде сплава
с серебром, медью и цинком (до 12%).
Хромит присутствует как в виде акцессор-
ного минерала в пироксенитах, так и формирует
один или несколько пластов, занимающих опре-
деленное положение в пределах рифа. Хромит
рифа Меренского имеет следующий состав:
Сг2О3 40,5%; FeO 32,6%; А12О3 15,2%; MgO
9,7%; TiO2 2,0%; Cr/Fe 1,1. В этот хромит
входит небольшая доля магнитной разновид-
ности (притягиваемой к ручному магниту),
имеющей следующий состав: Сг2О3 37,2%;
FeO 42,0%; А1гО3 9,8%; MgO 8,2%; TiO2 2,8%;
Cr/Fe 0,8.
Риф содержит несколько процентов сульфид-
ных минералов — пентландит, пирротин, халь-
копирит и пирит (в порядке убывания содержа-
ний). Относительные содержания сульфидов
были оценены из анализов на никель, железо,
медь и серу.
Микроскопические исследования подтвер-
ждают эти приблизительные пропорции, но вы-
деляют больше пирротина, чем пентландита.
Зерматтен (Zermatten, 1966) на основе изуче-
ния полированных шлифов пришел к выводу,
180
что первичным минералом, по-видимому, был
никелистый пирротин, впоследствии перекрис-
таллизованный с выделением пентландита и не-
которого количества очень твердого никели-
стого пирита. Халькопирит также обнаружи-
вает вторичное перераспределение.
Сульфиды в основном концентрируются в со-
держащей платиноиды части пироксенита —
в пегматоидном слое в Западном поясе и вблизи
хромитовых полос в Восточном поясе. Деталь-
ное опробование рифа Меренского в руднике
Рустенбург (рис. 97) показывает, что макси-
мальные содержания платиноидов обычно встре-
чаются в базальной хромитовой полосе, а мак-
симальные количества сульфидов — непосред-
ственно выше нее. Перераспределение сульфи-
дов приводит к некоторому изменению этой
картины.
В образцах рифа установлена четкая корре-
ляция между содержаниями никеля, меди и
хромита и концентрациями платиноидов. Точ-
ки на соответствующих графиках дают умерен-
ный разброс. Содержания хромита показывают
значительно больший разброс (рис. 98).
Распределение концентраций платиноидов,
хромита и сульфидов в рифе Меренского ясно
указывает на действие механизма гравитацион-
ной дифференциации.
Повышение содержания платиноидов в ряде
случаев обнаруживается в пятнистом анорто-
зите лежачего бока рифа. Во всех этих случаях
оно проявлено совместно с сульфидной минера-
лизацией, и между никелем, медью и платинои-
дами отмечается очень четкая корреляция. На-
личие такой корреляции между сульфидами
и платиноидами также свидетельствует о том,
что минерализация возникла в результате гра-
витационного концентрирования (Cousins, 1956),
а не перераспределения под действием гидро-
термальных или химических агентов.1 Различ-
ная подвижность сульфидов никеля и меди
должна была бы сильно нарушить подобную
корреляцию.
В пироксените, залегающем выше рифа, так-
же присутствуют сульфиды, но здесь они не
обязательно связаны с платиноидами. Содер-
жания платиноидов здесь обычно низки даже
в местах заметного скопления сульфидов. Это
показывает, что корреляция сульфидов с пла-
тиноидами не является следствием химической
связи пли формирования твердого раствора, как
это предполагал Вагнер (Wagner, 1928). Име-
ющиеся данные указывают на то, что тяжелые
минералы выделялись из магмы независимо
друг от друга, но они подверглись действию
общего фактора — силе тяжести с последу-
ющей небольшой ремобилизацией в пределах
тела рифа.
Платиноиды
Платиноиды
Рис. 98. Взаимосвязи между содержаниями платино-
идов в рифе Меренского и содержаниями меди, никеля
и хрома
Состав и минералогия платиноидов
Типичные пропорции различных платиноидных \
металлов и золота в руде отвечают следующим
величинам: Pt — 60%, Pd — 27%, Ru — 5%,
Rh — 2,7%, Ir — 0,7%, Os — 0,6%, Au — 4%.
Весьма важные исследования концентратов тя-
желой фракции из двух рудников, главным
образом химическими методами (Lever, Todd,
Powell, 1952), показали, что тяжелые минера-
лы Рустенбурга содержат больше браггита и ку-
перита, но меньше ферроплатины, золота и лау-
рита, чем соответствующие концентраты рудни-
ка Юнион.
Минералы флотационных концентратов из
обоих рудников еще не изучались, хотя они
содержат большую часть выделяемых платинои-
дов.
Постоянное соотношение между осмием, ири-
дием и рутением показывает, что лаурит
181
(RuS2) может содержать и осмий, и иридий
приблизительно в следующей пропорции Ru —
84%, 1г — 9%, Os — 7%. Присутствие ири-
дия и осмия в лаурите было подтверждено
Кингстоном (Kingston, 1966) с помощью элект-
ронного микроанализатора. Родий не был об-
наружен в тяжелой фракции, хотя он соста-
вляет почти 3% от платиноидов. Поскольку
тяжелые фракции включают золото, ферро-
платину, браггит, куперит, сперрилит, лау-
рит, хромит и сульфиды цветных металлов,
то неизвестным минералом-концентратором ро-
дия, по-видимому, должен' быть какой-либо
другой минерал. Его присутствие в флота-
ционной фракции свидетельствует о том, что
это должен быть сульфид одного родия или
в комбинации с палладием. Браггит из тяже-
лой фракции был проанализирован Кингсто-
ном с помощью электронного микроанализа-
тора (Kingston, 1953), Результаты анализа
показывают, что этот минерал содержит около
8% никеля и имеет отношение Pt/Pd, равное
1,8. Флотационные концентраты, особенно с
рудника Юнион, имеют значительно более
высокое содержание палладия, чем это можно
объяснить наличием браггита. Либо здесь при-
сутствует богатый палладием браггит, либо
значительные количества одного или несколь-
ких неидентифицированных богатых палла-
дием минералов.
Проведенные исследования показывают, что
платиноиды рифа Меренского представлены
преимущественно сульфидами, хотя могут при-
сутствовать также арсениды, теллуриды, ан-
тимониды, селениды, бисмутиды и станниды,
но только в виде малых или редких составля-
ющих. Металлическая платина (ферроплатина)
присутствует в подчиненных количествах по
отношению к сульфидам платиноидов. Были про-
ведены анализы па отдельные платиноидные
элементы ряда опробованных разрезов через
тело рифа Меренского. Эти результаты пока-
зывают изменение отношения Pt/Pd в различ-
ных частях рифа. Золото имеет ярко выражен-
ные минимумы в обеих хромитовых полосах.
Хотя Багнер (Wagner, 1929) приводит анализы
окисленных руд, позволяющие предположить
селективное выщелачивание палладия в зоне
окисления, эти анализы были выполнены для
гравитационных концентратов окисленной руды,
но получаемые в настоящее время гравита-
ционные концентраты сульфидной руды дают
аналогичные низкие содержания палладия. Ана-
лизы образцов из ряда обнажений показывают,
что если и существует какой-либо селектив-
ный вынос палладия, то он выражен значи-
тельно слабее, чем это предполагалось Вагне-
ром (Wagner, 1928), Данные цо составу пла-
.182
тиноидов рифа, полученные по материалам
глубоких буровых скважин, показывают от-
сутствие заметных вариаций состава платинои-
дов в сульфидной зоне даже на больших глу-
бинах.
ГЕНЕЗИС РИФА МЕРЕНСКОГО
Генезис рифа Меренского связан с мафической
зоной Бушвельдского комплекса. Любая тео-
рия происхождения комплекса может быть
убедительной лишь в том случае, если она
способна логически объяснить факты, каса-
ющиеся рифа Меренского.
Серия пород, лежащих между основаниями
рифа Меренского и пироксенита Бастард, при-
надлежит одному циклу. Как выше, так и
ниже этих пород наблюдаются резкие петро-
логические переходы (Van Zyl, 1960). То же
самое относится и к циклу Бастард, который
продолжается вплоть до верхней границы рас-
слоенной серии. Феринга (Feringa, 1959) при-
водит доказательства несогласного залегания ос-
нования рифа Меренского на подстилающих
его породах, по меньшей мере, в нескольких
районах, что свидетельствует о наличии пе-
рерыва в процессе формирования пород.
Шмидт (Schmidt, 1952) и Ван Зил (Van
Zyl, 1960) приводят для рудников Рустенбург
и Юнион петрологические факты, свидетель-
ствующие о наличии магматической дифферен-
циации в пределах цикла Меренского. Ван
Зил (Van Zyl, 1960) показал, что в цикле Ба-
стард проявлены те же петрологические осо-
бенности. Измерение плотности пород обоих
циклов показывает, что и в том и в другом
случае плотности увеличиваются с глубиной.
Наличие корреляции между содержаниями
тяжелых минералов — платиноидов, хромита,
магнетита и сульфидов — свидетельствует о
гравитационной сегрегации, возможно, свя-
занной с осаждением кристаллов. Все эти дан-
ные ясно указывают на магматическую диф-
ференциацию при оформлении пород цикла
Меренского, а сходство строения пород с цик-
лом Бастард наводит на мысль, что здесь
имели место две независимые порции магмы,
дифференцированные in situ после внедрения.
Регулярность расслоенности, одинаковая по-
следовательность смены пород и отсутствие
секущих взаимоотношений исключают, по-ви-
димому, возможность обычных процессов инъ-
екции.
Неразрешенной остается проблема концент-
рирования платиноидов в рамках цикла Ме-
ренского, отличающегося от перекрывающих
и весьма сходных пород цикла Бастард с низ-
кими содержаниями. Ключ к этой загадке
возможно лежит во времени внедрения. Хотя
риф Бастард, по-видимому, лежит согласно
на рифе Меренского, последний залегает транс-
грессивно па подстилающих его породах. Это
указывает на существование перерыва, и, воз-
можно, весьма длительного между внедрением
пород, предшествующих рифу Меренского, и
пород этого рифа, в то время как порция
магмы, отвечающая рифу Бастард, появи-
лась вслед за формированием рифа Мерен-
ского после весьма короткого промежутка
времени.
Сульфидные минералы рифа Меренского не-
обычайно богаты никелем и медью по сравнению
с существенно пирротиновыми скоплениями
сульфидов, обычно ассоциирующими с маг-
матическими рудными месторождениями.
Происхождение пегматитовых прослоев рифа
Меренского в Восточном поясе и деформи-
рованная форма его базального контакта оста-
ются необъясненными, так же как и детали
механизма формирования «рытвинных» струк-
тур.
Исследования различных экономических, гео-
логических и минералогических аспектов в на-
стоящее время проводятся весьма интенсивно.
Можно надеяться, что эти исследования по-
могут решить проблемы происхождения рифа
Меренского, а следовательно, и Бушвельд-
ского комплекса в целом.
В а г г у J. А. 1964, Unpublished reports on «potho-
les» and their origin.
Beath С. B., Cousins C. A. and West-
wood R. J. 1961. The exploitation of the platini-
ferous ores of the Bushveld Igneous Complex with par-
ticular reference to the Rustenburg Platinum Mines:
7th Commonwealth Congress Min. Metall. Johannesburg,
v. 1, 217 p.
Coertze F. J. 1958. Intrusive relationships and
ore deposits in the western part of the Bushveld Igneous
Complex Trans. Geol. Soc. S. Afr., v. 61, 387 p.
Coertze F. J. 1963. Structures in the Merensky
Reef at the Rustenburg Platinum Mine: Annals of the
Geol. Surv., v. 2, Pretoria, 69 p.
Cousins C. A. 1956. The value distribution
of economic minerals with special reference to the Wit-
watersrand gold reefs: Trans. Geol. Soc. S. Afr., v. 59,
95 p.
Cousins C. A. 1958. Discussion on paper by
F. J. Coertze: Trans. Geol. Soc. S. Afr., v. 61, 393 p.
Cousins C. A. 1959. The structure of the ma-
fic portion of the Bushveld Igneous Complex: Trans.
Geol. Soc. S. Afr., v. 62, 179 p.
Cousins C. A. 1959 B. Discussion on paper by
G. Feringa: Trans. Geol. Soc. S. Afr., v. 62, 233 p.
Cousins C. A. 1964. Additional notes on the
chromite deposits of the eastern part of the Bushveld
Complex. Geology of some ore deposits of Southern
Africa: Geol. Soc. S. Afr., v. 2, 169 p.
Cousins С. A. 1964A. The platinum deposits
of the Merensky Reef — Geology of some ore deposits
of Southern Africa: Geol. Soc. S. Afr., v. 2, 234 p.
Cousins C. A. and Feringa G. 1964. The
chromite deposits of the western belt of the Bushveld
Complex. Geology of some ore deposits of Southern
Africa: Geol. Soc. S. Afr., v. 2, 183 p.
Ferguson J. and Botha E. 1964. Some
aspects of igneous layering in the basic zones of the Bush-
veld Complex: Trans. Geol. Soc. S. Afr. (in press).
Feringa G. 1959. The geological succession of
a portion of the north-western Bushveld (Union Section)
and its interpretation: Trans. Geol. Soc. S. Afr., 62.
H a 1 1 A. L. 1932. The Bushveld Igneous Complex
of the Central Transvaal. Mem. Geol. Surv. S. Afr. 28.
Kingston G. A. 1953. Personal Communication.
Kingston G. A. 1965. The occurrense of pla-
tinoid bismuthotellurides in the Merensky Reef at Ru-
stenburg platinum mine in the Western Bushveld:
Mineralog. Soc. of France and Great Britain (in press).
Kingston G. A. 1966. Discussion: Trans. Instit.
Min. and Metall. (Sect. B) 75, B98 p.
Lever Todd and Powell 1952. Mineral
constituents of South African concentrates: Johnson-
Matthey Research Lad. (unpublished).
Schmidt E. R. 1952. The structure and compo-
sition of the Merensky Reef and assciated rocks of the
Rustenburg Platinum Mine: Trans. Geol. Soc. S. Afr.,
v. 55, 233 p.
Taylor J. H. 1928. Personal Communication and
unpublished Reports.
Wagner P. A. 1929. Platinum deposits and Mines
ef South Africa: Oliver and Boyd, Edinburgh.
Van ZylJ. P. 1960. Die petrologie van die
Merensky rif en geassosierde gesteentes in n aantal
boorgate en mynprofiele op Swartklip 988, Rustenburg:
M. Sc. dissertation, Potchefstroom University (limi-
ted publication).
Zermatten J. 1966. Personal Communication.
СУЛЬФИДНЫЕ РУДЫ САДБЕРИ.
ОСОБЕННОСТИ ИХ ВЗАИМООТНОШЕНИЙ
С ХАРАКТЕРНЫМИ, СОДЕРЖАЩИМИ ВКЛЮЧЕНИЯ, ФАЦИЯМИ
НИКЕЛЕНОСНОГО ЭРУПТИВА
ВВЕДЕНИЕ
Округ Садбери провинции Онтарио (рис. 99)
занимает первое место в мире по добыче ни-
келя. Руды, содержащие 12 млрд, фунтов
никеля и примерно такое же количество меди,
были добыты на 40 рудниках до конца
1965 г. Рудные тела, залегающие исключи-
тельно в пределах 25 миль от Садбери, тесно
связаны с расслоенным комплексом извер-
женных пород, известным под названием ни-
келеносного эруптива.
Эруптив обнажается в виде протягивающе-
гося на северо-восток эллиптического кольца
шириной от 1 до 4 миль, длинная и короткая
оси которого соответственно равны 37 и 17 миль.
Он состоит из концентрических полос микро-
пегматита и норита, а также из прерывающейся
краевой фации (субгоризонта), включающей
дайки кварцевого диорита, называемые апофи-
зами (offsets). Внешний контакт имеет обычно
падение внутрь массива, но иногда он падает
наружу. Медно-никелевые месторождения за-
легают вдоль периферии норита и в апофизах.
Главные сбросы (см. рис. 102) делят эруптив
и вмещающие его породы на участки, назы-
ваемые Нортрэйндж и Саутрэйндж по названию
холмов, образующих окаймления бассейна Сад-
бери.
В пределах бассейна породы представлены
кварцитовыми брекчиями, вулканическими
брекчиями, туфами, сланцами и аркозами,
относимыми к серии Уайтуотер. К югу и юго-
востоку от бассейна встречаются метаморфизо-
ванные крутопадающие эффузивы и осадки,
в которые внедрились основные интрузии и
граниты. В других местах вмещающими по-
родами бассейна является комплекс гнейсов,
гранитов и перекристаллизованных основных
пород. Окружающие бассейн формации, объ-
единяемые под термином «подстилающие по-
роды», повсеместно претерпели дробление (брек-
чии Садбери), которое не захватывает никеле-
носный эруптив и серию Уайтуотер.
Геологическое изучение рудных месторожде-
ний Садбери началось вскоре после их откры-
тия в 1883 г., а к 1920 г. стали известны раз-
личные мнения относительно деталей геоло-
гии Садбери и генезиса руд. Колеман (Coleman,
1905, 1913) и Коллинз (Collins, 1934, 1935,
1936, 1937) могут считаться главными созда-
телями классической гипотезы дифференциации
магмы на месте с образованием микропегма-
тита, норита и руды. Найт (Knight, 1917),
Фемистер (Phemister, 1925, 1937), Йэйтс
(Yates, 1938, 1948) и другие исследователи
выдвинули альтернативные теории — внедре-
ние эруптива согласно механизму многократ-
ных интрузий и формирование руд из гидро-
термальных растворов.
В течение последнего десятилетия многие
авторы (Wilson, 1956; Thompson, 1956; Wil-
liams, 1956; Dietz, 1964; Hawley, 1962, 1965,
Sudbury Guide Book, 1957) неоднократно об-
суждали различные старые проблемы в более
современном свете; ряд геологов (Stevenson,
1961; Speers, 1957; Sopher, 1963; Fairbairn et
al, 1965; Kullerud, Yoder, 1962—1963; Lochhead
1955; Zurbrigg, 1957; Thode et al, 1962) изу-
чали отдельные аспекты бассейна.
ГЕОХРОНОЛОГИЯ
Для выяснения взаимоотношений между рудо-
носными фациями и другими горизонтами эруп-
тива были получены новые изотопные анализы
(табл. 27 и 28). Для микропегматита был опре-
делен возраст в 1,72 млрд, лет (Fairbairn et
al, 1965) на основании рубидий-стронциевых
анализов породы в целом. Новые данные для
микропегматита попадают на изохрону Фэйр-
бэрна (рис. 100). Данные изотопных отноше-
ний стронция для двух апатитовых концентра-
тов из богатой апатитом зоны, переходной
между норитом и микропегматитом, подтвер-
ждают рассчитанное Фэйрбэрном первоначаль-
ное отношение. Однако новые валовые ана-
лизы норита и субгоризонта не согласуются
с изохроной микропегматита, почти все они
ложатся выше нее, указывая на относительный
избыток Sr87, особенно в образцах из Саутрэйндж.
Три анализа норитов из Нортрэйндж, один
из которых принадлежит Фэйрбэрну, ложатся
на диаграмме слишком близко друг к другу,
чтобы по ним получить надежное датирование.
На основе этих данных, однако, возраст опре-
184
Рис. 99. Геологическая карта района Садбери
деляется в 2,0 млрд, лет (ARbS7 = 1,39 X
X 10“11 лет-1).
Нижние нориты из Саутрэйндж и породы
субгоризонта содержат заметные количества
циркона. Было проанализировано четыре цир-
коновых концентрата (см. табл. 28). Два кон-
центрата имеют изотопное отношение, попа-
дающее выше кривой взаимосогласованных воз-
растов (рис. 101), что показывает содержание
в них примесей. Два анализа однородных
цирконов (один из нижнего норита, другой
из рудоносного норита субгоризонта) на гра-
фике очень близко друг к другу. Линия, про-
веденная через эти точки и начало коорди-
нат, дает минимальный возраст 1,9 млрд. лет.
Таким образом, изотопные анализы показы-
вают, что хотя норит и субгоризонты могут
быть одновозрастными, они, возможно, древ-
нее микропегматита.
СТРУКТУРНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
На формирование современной формы эруптива
оказали большое влияние крупные смещения
вдоль двух сбросовых систем и интенсивная
складчатость. В пределах западного оконча-
ния бассейна (рис. 102) проявлена падающая
к югу система рассланцевания, в которой
самый северный сброс вдоль р. Камерун Крик
четко разделяет эруптив на две части — Норт-
рэйндж и Саутрэйндж. В пределах восточного
окончания аналогичное разграничение отме-
чается в 2 милях от рудника Макленнан
вблизи сброса Аэропорт.
185
На основании выводов разведочных отче-
тов эти структуры рассматриваются как часть
одной крупной падающей к югу сбросовой си-
стемы, вертикальный компонент смещения вдоль
которой превышает 3 мили, причем южная
часть перемещается вверх относительно се-
верной.
Другие крупные сбросы секут Нортрэйндж
между поселками Левак и Макленнан и иред-
Таблица 27
Данные по Rb и Sr для пород и минералов
никеленосного эруптпва
Образцы нь, г/т Sr, г/т Sr86/Sr8e Sr87/Sr86 (без поправок)
Микропегма- тит, Н . . . Лейкократо- вый норит, Н 104,0 189 0,1193 0,7468 + 0,0015
53,03 481 0,1192 0,7164 ±0,0012
Меланократо- вый норит, Н 37,3 276 0,1192 0,7187 + 0,0012
Норит, С . . . 22,8 551 0,1187 0,7166 + 0.0010
Нижний норит, С 37,0 513 0,1194 0,7116 + 0,0014
Базальный но- рит, С . . . 46,3 436 0,1197 0,7205 + 0,0020
Базальный но- рит, С . . . 92,5 350 0,1196 0,7377 + 0,0015
Норит субгори- зонта, С . . Кварцевый ди- орит, С . . . 82,3 282 0,1193 0 7550 + 0,0017
80,8 270 0,1198 0,7482 + 0,0015
Кварцевый ди- орит, С . . . 75,6 312 0,1193 0,7282 + 0,0014
Апатит, Н . . — — 0,1194 0,7064 + 0,0011
Апатит, С . . — — 0,1195 0,7086 + 0,0009
Стандарт Е. и А. (среднее из трех опре- делений) . . — — 0,1194 0,7091
Н—Нортрэйндж; С—Саут райвд ж.
Таблица 28
Данные по U и РЬ для норита
и концентрата циркона из субгоризонта
Образцы и, г/т РЬ, г/т РЬ, атомн. %
204 206 207 2 08
Базальный норит, С Базальный норит, 648 302 0,409 53,04 11,68 34-86
С 473 391 0,721 47.36 14,11 37,82
Норит субгори- 'зонта, С ... Кварцевый ди о- 621 260 0,445 57,72 12,71 29,12
рит, С .... 442 757 1,073 34,76 18,42 45,74
Стандарт В-200 — 1,536 22,51 22,68 53,27
С— Саутрэйндж.
Рис. 100. ВЬ — Sr изохрона для никеленосного эруп-
тива с учетом новых определений и анализов Фэйр-
бэрпа и др.
Рис. 101. График взаимосогласованных урап-свинцо-
вых изотопных отношений для цирконовых концентра-
тов из нпжнпх норитов и пород субгоризонта
ставлены почти параллельными структурами,
простирающимися к северу и падающими вер-
тикально или очень круто в западном напра-
влении. Суммарный вертикальный компонент
смещения для этой серии оценивается в пол-
мили, причем западная часть передвигалась
вверх относительно восточной.
Таким образом, блок Макленнан оказыва-
ется стратиграфически самой верхней частью
эруптива. Разведка в районе Саутрэйндж, стра-
тиграфически самом нижнем сегменте, велась
в некоторых местах до глубины 2 миль. Все
это показывает, что вариации высот до образо-
вания сбросов, возможно, превышали 5,5 мили.
Проводимые палеомагнитные исследования
подтверждают данные Софера (Sopher, 1963),
который показал, что после затвердевания эруп-
тива угол между северным и южным оконча-
ниями уменьшился на 30°. Средние взвешенные
близповерхностных углов падения в напра-
186
влении к центру бассейна для северного и
южного крыльев составляют соответственно
42 и 65°. В районе Саутрэйндж породы эруп-
тива пересечены большим количеством сбро-
сов, а пласты серии Уайтуотер в южной части
бассейна подверглись изоклинальной склад-
чатости и перевернуты, поэтому угловые из-
менения в основном были связаны, по-видимому,
с вращением южного блока.
ПЕТРОЛОГИЯ
НОРИТ И МИКРОПЕГМАТИТ
Некоторые петрологические взаимоотношения
между норитом и микропегматитом иллюстри-
руются описанием двух разрезов (см. рис. 102):
Уизнер в районе Нортрэйндж и Блезард в рай-
оне Саутрэйндж,
В разрезе Уизнер изменения минерального
состава имеют сложный характер (рис. 103);
разрез можно разделить на несколько частей.
Базальная часть норита состоит из тонкого
слоя меланократового норита, переходящего
на коротком расстоянии вверх по разрезу
в лейкократовую разновидность, слагающую
главную часть норитового слоя в районе Норт-
рэйндж. Лейкократовый норит имеет резкий
контакт с вышележащей габброидной фазой,
относительно обогащенной рудными минера-
лами и апатитом, и по-видимому, являющейся
иереходной зоной к микропетматиту.
Меланократовый норит характеризуется на-
личием грубозернистого пойкилитового поле-
вого шпата, включающего пироксен. Он со-
держит 50% гиперстена и небольшое количе-
ство авгита. В лейкократовом норите полевые
шпаты имеют листоватую форму и более мелко-
187
О 500 WOO 1500 2000 (руты
Рис. 103. Модальные составы и содержания меди,
никеля и серы в разрезе эруптива в районе г. Уизнер
(Нортрэйндж).
Нанесенные линии отвечают трендам анализов образцов, ото-
бранных через 10-футовые и 50-футовые интервалы. Показана
только нижняя часть микропепиатита. Содержания ыеди и ни-
келя одинаковы и показаны одной и той же линией
Рис. 104. Модальные составы и содержания меди,
никеля и серы в разрезе эруптива в районе города
Блезард (Саутрэйндж).
Нанесенные линии отвечают трендам анализов образцов, ото-
бранных через 50-футовые интервалы
зерннсты, а содержание гиперстена не превы-
шает 15%. Габброидная фаза, перекрывающая
фельзитовый норит, еще более тонкозерниста
и содержит кумулятивные апатит и ильменит.
Микропегматит состоит из гипидиоморфного
натрового полевого шпата, включенного в ос-
новную массу гранофира и кварца.
Среднее содержание никеля в меланократовом
норите составляет 170 г/т, в лейкократовом
норите — 60 г/т и в микропегматите — 20 г/т-
В разрезе Блезард (рис. 104) норитовый
слой имеет большую мощность и является
относительно однородным. Верхняя и нижняя
границы характеризуются возрастанием коли-
чества кварца и снижением содержания плагио-
клаза. В центральной зоне однородность на-
рушается в основном вследствие вариации
степени вторичного изменения, главным об-
разом амфиболизации пироксена. Неизменён-
ный норит содержит гиперстен, авгит и интер-
стициальный кварц. Норит перекрывается маг-
нетит-, ильменит- и апатитсодержащей габ-
броидной фазой, которая, как и в случае раз-
реза Уизнер, является переходной зоной.
Концентрации никеля в неритовом слое
изменяются от 100 г/т вблизи основания до
50 г/т в верхней части.
Как в районе Нортрэйндж, так и в Саутрэйндж
содержание никеля в норите незначительно
увеличивается к базальной части, но оно ни-
когда не превышает нескольких сотен частей
на миллион, что на порядок меньше средней
концентрации никеля в породах субгоризонта.
СУБГОРИЗОПТ
Ниже норита залегает прерывистый слой но-
ритовой породы, богатой сульфидами и включе-
ниями, который мы назвали субгоризонтом
(на рис. 4 он показан черным). Субгоризонт
залегает в обстановках трех типов — в районе
Нортрэйндж, в районе Саутрэйндж и в апо-
физах, каждая из которых характеризуется
особой группой разновидностей норита.
В районе Нортрэйндж преобладающим ти-
пом является богатый включениями норит
от среднезернистого до тонкозернистого, слабо
минерализованный сульфидами и содержащий
округлые экзотические обломки перидотитов,
пироксенитов, габбро и угловатые кусочки
подстилающих пород. Основной норит может
постепенно переходить в более тонкозернистую
богатую сульфидами лейкократовую фазу, с
местным названием гранитная брекчия, или
пересекаться ею. Эта фаза характеризуется
наличием обильных включений подстилающих
пород, заключенных в серой основной массе,
сложенной разновидностью пород эруптива,
которые содержат изменчивые количества кап-
леобразных выделений сульфидов. Контакт меж-
ду субгоризонтом и вышележащим норитом
обычно имеет резкий характер.
В районе Саутрэйндж, как и в пределах
Нортрэйндж, фации субгоризонта отличаются
от базального норита главным образом содер-
жанием включений и сульфидов. Включения
встречаются от плотно упакованных до сильно
разобщенных. Здесь они также представлены
двумя типами — включениями подстилающих
пород и экзотической группой (габбро, пиро-
ксенит и перидотит). Основная масса состоит
из норитового материала и сульфидов, предста-
вленных в варьирующих пропорциях: от пород
188
фактически лишенных сульфидов, до массивных
сульфидных руд. Обычно субгоризонт и норит
имеют резкий контакт.
В пределах апофиз встречаются крутопа-
дающие (и вертикальные) дайки кварцевых
диоритов, протягивающиеся от основания но-
рита до базальной части системы апофиз. По
сравнению с базальным богатым кварцем но-
ритом Саутрэйндж кварцевый диорит более тон-
козернист и содержит вместо пироксена пер-
вичный амфибол.
Петрографические исследования показывают,
что при учете только силикатной части мине-
рализованные и неминерализованные кварце-
вые диориты из одной и той же местности
практически идентичны, т. е. присутствие суль-
фидов не влияет на пропорции силикатных
минералов.
РУДЫ
Рудные тела несколько отличаются друг от
друга в зависимости от условий их простран-
ственного расположения, но в отношении боль-
шинства признаков они поразительно сходны.
Мы начнем описание типичных месторождений
с Крейтона, где отмечается наибольшее раз-
нообразие типов руд.
ЮЖНОЕ КРЫЛО
Рис. 105. Обобщенный разрез через рудную зону
Крейтон (в западном направлении)
Рис. 106. Детальный разрез через рудную зону Крей-
тон (в западном направлении)
Крейтон. Рудная зона Крейтон имеет падение
к северо-западу и приурочена к трогообраз-
ной депрессии в основании эруптива. Руды
были детально изучены до глубины \г12 мили
(рис. 105). Богатый кварцем норит имеет рез-
кий, но неправильный контакт с нижележащей
рудной зоной или с субгоризонтом. В боль-
шинстве мест. норит содержит небольшие или
ничтожные количества сульфидов, но в ряде
участков, характеризующихся наличием вклю-
чений, содержания сульфидов повышаются до
такой степени, что мы имеем здесь низкосорт-
ные сульфидные руды.
Детальное изображение рудной зоны дано
на рис. 106. Висячий бок сложен тесно упа-
кованными включениями в основной массе
сульфидов или норитовых пород, имеющих
подчиненное значение. Основная масса пред-
ставлена месяцеобразными выделениями, вы-
полняющими пространство между включениями.
Включения являются преимущественно габ-
броидными, имеют близкие к округлым очер-
тания и размеры от долей дюйма до несколь-
ких дюймов. Эта разновидность пород, сла-
гающих висячий бок субгоризонта, носит на-
звание угловатой сульфидной вкрапленности.
Доля сульфидов в основной массе возрастает
к лежачему боку одновременно с увели-
чением отношения массы матрицы к массе
включений. Размеры включений увеличива-
ются, достигая нескольких футов, и наблю-
дается резкое возрастание доли перидотито-
вых и пироксенитовых обломков по сравнению
с габброидными, в результате чего появляются
так называемые сульфидные руды с габбро-
перидотитовыми включениями.
Сульфидная вкрапленность и сульфидные
руды с габбро-перидотитовыми включениями
содержат неправильные массы минерализован-
ного норита. Этот норит, обычно значительно
менее измененный, чем главный тип норита
эруптива, содержит небольшие количества
микроклина и переменные количества сульфи-
дов, выполняющих интерстиции между идио-
морфными зернами плагиоклаза и пироксена.
Минерализация этого типа называется интер-
стициальными сульфидными рудами.
Сульфидные руды с габбро-перидотитовыми
включениями переходят в базальной части
в массивные сульфидные руды, включающие
угловатые обломки подстилающих пород.
Эта разновидность называется массивными
189
сульфидными рудами с включениями и харак-
теризуется наибольшей изменчивостью. Такие
руды залегают с перерывами вдоль нижнего кон-
такта и в породах лежачего бока в виде
прожилков и линзочек.
Рудная зона Крейтон (см. рис. 105) занимает
полностью вертикальный интервал почти в
2 мили даже в местах развития интенсивной
сбросовой тектоники. Влияние рассланцева-
ния на рудоносные фации в основании ин-
трузива иллюстрируется планом горизонта
3400 (рис. 107). Руды, называемые сульфид-
ными рудами с включениями «скрученных» слан-
цев, характеризуются наличием «скрученных»
обломков сланцев и включений кварца, за-
легают вдоль зон рассланцевания, секущих
подстилающие породы, и соединяют смещен-
ные блоки руды. Сланцеватость в рудах выра-
жена весьма нечетко, но продолжение этих
зон рассланцевания в пределах рудных участ-
ков подчеркивается полосами сульфидных руд
с включениями «скрученных» сланцев. Суль-
фиды в пределах этих полос, как правило,
более тонкозернисты, чем в «Соседних» рудах,
и содержат пылевидные частицы пород. «Скру-
ченная» и изогнутая сланцеватость, харак-
терная для обломков, резко контрастирует
с недеформированной сланцеватостью ближай-
ших вмещающих пород. Обломки могут также
отличаться по составу от смежных боковых
пород.
Меррэй. В Меррэе, так же как и в Крейтоне,
рудные зоны с сульфидами и включениями
приурочены к депрессии подошвы эруптива.
Рудная зона (рис. 108) характеризуется рез-
ким, но неправильным контактом с вышеле-
жащим норитом, обогащенным кварцем.
Главные типы руд — угловатая сульфидная
вкрапленность, интерстициальные сульфиды
(в микроклинсодержащем норите), сульфидные
руды с габбро-перидотитовыми включениями
и массивные сульфиды с включениями — очень
сходны по своему облику и распространению
с соответствующими типами руд в Крейтоне.
Однако сульфидные руды со «скрученными»
включениями в Меррэе редки. Интенсивная
зона рассланцевания, пересекающая рудные
зоны, оказывается не связанной с внедрением
РУДЫ.
Гарсон. Рудник Гарсон расположен в юго-
восточной части бассейна Садбери, где контакт
эруптива рассланцован и круто падает наружу.
Как показано на разрезе рудника (рис. 109),
руды ассоциированы с заливообразными струк-
турами и локальными зонами рассланцевания,
которые окаймляют долькообразные тела бо-
гатого кварцем норита. Вкрапленные сульфид-
ные руды, составляющие 1/5 часть от извест-
Рис. 107. План горизонта 3400 Крейтона, показы-
вающий взаимоотношения между рудами и расслан-
цеванием. Вдоль зон рассланцевания расположены
сульфидные руды с включениями скрученных сланцев
Поверхность
Рис. 108. Обобщенный разрез через рудную зону
Меррэй (в западном направлении)
Поверхность
800<руты
Массивные сульфидные руды
с Включениями
Вмещающие пароды
Зона рассланцевания
Рис. 109. Обобщенный разрез через рудную зону Гар-
сон (в западном направлении)
\/7Д Норит
Вкрапленные сулыридные
190
пых запасов рудника Гарсон, залегают в ос-
новании и частично тяготеют к верхам флангов
каждого блока. Различаются два типа вкраплен-
ных руд, интерстициальные сульфиды, со-
держащие анортозитовые включения, и типич-
ные угловатые вкрапленные сульфидные руды.
Главный тип руд Гарсона — сульфидные ру-
ды со «скрученными» включениями — зале-
гают в зонах рассланцевания, прилегающих
к блокам норита. Массивные сульфидные руды
с включениями приурочены к трещинам во
вмещающих породах южной части. Эти два
типа руд составляют 4/5 части от известных
запасов. Среди пироксенитов присутствует не-
большое количество обломков габбро и перидо-
титов, а также неправильной формы выделения
порита.
Апофизы кварцевых диоритов
Условия, характерные для апофиз, проиллю-
стрированы па примере краткого описания
рудного тела Фруд и месторождений апофизы
Коппер-Клифф.
Фруд. Рудное тело Фруд (рис. 110) составляет
юго-восточную часть апофизы Фруд-Стоби, за-
легающей в 1 миле к югу от контакта порита
Поверхность
Сульфидная вкрапленность —
6 кварцевом диорите с включен ~
Массивные сульфидные -
руды с включениями
Сульфидные руды с включена -
HIIIIHIII ями„скрученных"сланцев
Вмещающие пароды
Зона рассланцевания
0 400 футы
Рис. 110. Обобщенный разрез через рудное тело Фруд
(в юго-западном направлении)
и почти параллельно ему. Залежь является
весьма крупной, с размерами 4300 футов в дли-
ну, 3500 футов в глубину и 900 футов в попе-
речнике в самой широкой его части. Рудное
тело имеет клинообразную форму, содержит
включения кварцевого диорита с пятнами суль-
фидов и частично окаймляется содержащими
включения сульфидными рудами. Могут быть
выделены три главных типа руд: сульфидная
вкрапленность, массивные сульфидные руды
с включениями и сульфидные руды с включе-
ниями «скрученных» сланцев.
Сульфидная вкрапленность представлена кап-
леобразными выделениями в кварцевом дио-
рите, весьма редкими вблизи поверхности,
но более обильными в грубозалегающих частях.
Необычная разновидность руд, представленная
округлыми каплями кварцевого диорита в
сульфидной массе, найдена в нижней половине
сульфидной зоны кварцевого диорита. Хоули
(Hawley, 1965) называет этот тип «ликвацион-
ной силикатно-сульфидной брекчиевой ру-
дой» и утверждает, что «округлые, эллиптиче-
ские и подчас пальцеобразные частицы, окай-
мленные черными окислами железа, . . ., по-
видимому, сформировались из несмесимых си-
ликатных глобуль в сульфидной жидкости».
В нижней части рудника сульфидная вкрап-
ленность переходит в направлении к внешней
и нижней частям комплекса в массивную суль-
фидную руды с включениями. Сульфидные
руды со «скрученными» включениями сланцев
приурочены к локальным зонам расслапцева-
ния, периферическим по отношению к вкрап-
ленным рудам, и к нескольким ответвляющимся
зонам рассланцевания, пересекающим послед-
ние.
Включения в кварцевом диорите представлены
габбро, пироксенитами, перидотитами и фраг-
ментами вмещающих пород. Обычно они не
содержат сульфидов. Ксенолиты вмещающих
пород представлены угловатыми обломками,
имеющими в поперечнике от 1 до 2 футов.
Ксенолиты габбро, пироксенитов и перидотитов
обычно имеют округлые очертания, а размеры
их колеблются от нескольких дюймов во мно-
гих футов; самая крупная перидотитовая масса
имеет в диаметре 150 футов. В самой широкой
части рудного тела присутствует зона длиной
800 футов, шириной 500 футов и распространя-
ющаяся от поверхности на глубину нескольких
сотен футов. Она сложена плотно упакован-
ными ксенолитами основных и ультраосновных
пород, сцементированными сульфидами и не-
большим количеством кварцевого диорита. Эти
руды сходны с сульфидными рудами, имеющими
включения габбро-перидотитов, месторожде-
ний Меррэй и Крейтон.
191
Рудные тела апофизы Коппер-Клифф. В про-
тивоположность апофизе Фруд-Стоби апофиза
Коппер-Клифф протягивается к внешней части
от контакта с норитом и ориентирована почти
вертикально. Рудные тела расположены в пре-
Сульфидная вкрап-
ленность в кварае
вом диорите
Сульфидные руды
с включениями
Зоны
рассланцевания
О 800 футы
в основном норите представлены в виде скопле-
ний, интерстициальных по отношению к сили-
катным минералам. Содержания сульфидов, как
правило, низки, но руды из некоторых богатых
ксенолитами участков обогащаются с достиже-
нием промышленных концентраций. В гранит-
ной брекчии сульфиды встречаются в виде
капель, местами концентрирующихся в линзы
или прожилки. Руды гранитной брекчии, 061.1ч-
Рис. 111. Геологическая карта апофизы Коппер-Клифф
и планы двух типичных рудных тел па уровне 1400
футов
Рпс. 112. Обобщенный разрез через типичное рудное
тело рудника Левак (в восточном направлении)
делах дайки, а форма их варьирует от маломощ-
ных пластов, размеры которых в глубину обычно
превышают протяженность в длину, до круто-
падающих, иногда вертикальных трубок.
Рудные тела в северной и южной частях
апофизы Коппер-Клифф изображены на рис. 111.
Каждое тело имеет ядро сульфидных руд с вклю-
чениями, окаймленное зоной кварцевого дио-
рита с рудной вкрапленностью и включениями.
Рудные зоны с ксенолитами основных и уль-
траосновных пород, а также подстилающих
вмещающих пород постепенно переходят в без-
рудпый или слабо минерализованный, относи-
тельно бедный включениями кварцевый дио-
рит на расстояниях от нескольких дюймов до
первых футов.
СЕВЕРНОЕ КРЫЛО
Левак. Главные типы руд северного крыла
представлены па месторождении Левак. Их
распределение показано на разрезе через одно
из рудных тел (рис. 112), которое расположено
в конце крупного носообразного выступа пород
субгоризонта.
Меланократовый норит, перекрываемый лей-
кократовым норитом, погружается к югу, пере-
секая переднюю часть выступа и следуя регио-
нальному направлению контакта эруптива. Под-
стилающий подслой сложен основным норитом,
содержащим сульфиды и ксенолиты, сульфид-
содержащей гранитной брекчией и массивной
сульфидной рудой с включениями. Сульфиды
по называемые вкрапленными, слагают две
трети руд месторождения Левак. Массивные
сульфидные руды с включениями, составляющие
одну треть, слагают окончание несообразного
выступа. Они содержат рассеянные угловатые
ксенолиты подстилающих пород и сегрегации
лейкократового норита, обогащенного щелоч-
ным полевым шпатом.
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ РУДНЫХ МИНЕРАЛОВ
Все месторождения округа Садбери характери-
зуются большим постоянством ассоциаций руд-
пых минералов. Главные составляющие — пир-
ротин, халькопирит и пентландит — слагают
95% от общего количества рудных минералов.
Второстепенными составляющими являются
кубанит, магнетит, ильменит и пирит, местами
образующие заметные скопления.
Анализ продукции рудников (табл. 29) пока-
зывает, что в среднем руды Садбери содержат
почти равные количества пентландита и халь-
копирита. Однако соотношения между главными
сульфидными минералами могут заметно варьи-
ровать даже для соседних рудников.
В каждом из месторождений отмечаются две
тенденции зонального изменения минерального
состава: общее увеличение отношения пентлан-
дита и халькопирита к пирротину в направлении
к лежачему боку и одновременное возрастание
содержания халькопирита по отношению к пен-
тландиту. В пределах нескольких милей раз-
веданного вертикального разреза не было отме-
192
Таблица 29
Отношения рудных минералов,
рассчитанные из цифр добычи
Местор ож дение Рп+Ср Ср
Po-j-Pn + Cp Рп + Ср
Рудники компании «Инко» 0,27 0,47
фруд 0,27 0,54
Гарсон 0,30 0,50
Меррэй 0,17 0,38
Крейтон, горизонт 5400 руда висячего бока . . . 0,35 0,47
руда лежачего бока . . . 0.71 0,75
Крейтон, сульфидная вкрап- ленность поверхность 0.32 0,42
7 тыс. футов ниже по- верхности 0,34 0,44
Рп—пентландит, Ср—халькопирит, Ро—пирротин.
чено какой-либо зональности минерального со-
става, связанной только с глубиной. В Крей-
тоне, например, соотношение минералов во
вкрапленных рудах на поверхности такое же,
как и на глубине 7 тыс. футов.
ОБЗОР ТИПОВ РУД
Выше было дано описание ряда достаточно
представительных месторождений. Те части руд-
ных тел, где сульфиды присутствуют либо
в виде каплеобразных выделений в кварцевом
диорите или в гранитной брекчии, либо в виде
интерстициальной фазы в норите, либо в виде
прерывистых пятен между обломками инород-
ных пород в плотно упакованном агрегате
ксенолитов, называемых по традиции вкрап-
ленными рудами, составляют две трети руд
Садбери. Остальная часть представлена суль-
фидными рудами с включениями, к числу
которых относятся сульфидные руды с габ-
бро-перидотитовыми включениями, сульфидные
руды с включениями «скрученных» сланцев,
массивные сульфидные руды с включениями
и редкий тип руд, в котором капли кварцевого
диорита заключены в сульфидной массе. Облик
описанных типов руд может широко варьиро-
вать, но все различия между ними в основном
связаны с изменением характера включений,
соотпошепия количеств включений и матрицы
и отношения количеств сульфидов, и сили-
катов в основной массе. И вкрапленные руды,
и сульфидные руды с включениями могут
постепенно переходить в массивные сульфидные
руды по мере того, как содержание материала
включений и норитового компонента основной
массы снижается до нуля.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Выше было показано, что руды являются
частью содержащих сульфиды и включения
фаций эруптива, слагающих прерывистый суб-
горизонт вдоль внешней части эруптива, а ме-
стами внедряющихся во вмещающие породы
в виде даек. Между сульфидами и другими
компонентами субгоризонта отмечается тесная
взаимосвязь, а признаки зональности, про-
явленные в распределении экзотических вклю-
чений и рудных минералов, служат убедитель-
ным доказательством того, что сульфиды, а
следовательно, и руды, являются продуктами
кристаллизации силикатной магмы, обогащен-
ной ксенолитами и серой.
Coleman А. Р. 1905. The Sudbury nickel field:
Ontario Bur. Mines Ann. Rept., v. 14, pt. 3.
Coleman A. P. 1913. The nickel industry: Dept,
of Mines, Canada, No. 170.
Collins W. H. 1934. Life history of the Sudbury
nickel irruptive (J): Roy. Soc. Canada Trans., v. 28,
pp. 123—177.
CollinsW. H. 1935 (II): Roy. Soc. Canada
Trans., v. 29, p. 27—47.
Collins W. H. 1936 (III): Roy. Soc. Canada
Trans., v. 30, pp. 29—53.
Collins W. H. 1937 (IV): Roy. Soc. Canada
Trans., v. 31, pp. 15—43.
Dietz R. S. 1964. Sudbury structure as an astro-
bleme: Jour. Geol., v. 72, pp. 412—434.
Fairbairn H. W., Hurley P. M. and Pin-
Son W. H. 1965. Re examination of Rb—Sr whole—
rock ages at Sudbury, Ontario: Geol. Assoc. Canada
Proc., v. 16, pp. 95—101.
Guide Book for Field Trip, Sudbury
Area. 1957. Sixth Commonwealth Mining and Me-
tallurgical Congress (by Sudbury Geologists).
Hawley J. E. 1962. The Sudbury ores, their
mineralogy and origin: Canadian Miner., v. 7, pt. 1,
207 p.
Hawley J. E. 1965. Upside — down zoning at
Frood, Sudbury, Ontario: Econ. Geol., v. 60, pp. 529—
575.
Knight C. W. 1917. Report of the Royal Onta-
rio Nickel Commission: Toronto, pp. 105—211.
Kullerud G. and Yoder H. S. Jr. 1962—
1963. Sulfide—Silicate relations: Ann. Rept. Director
Geophysical Lab., Carnegie Inst. Washington (Year
Book, 1962), pp. 215—218.
13 Заказ 164
193
Lochhead D. R. 1955. A review of the Falcon-
bridge ore deposit: Econ. Geol., v. 50, pp. 42—50.
Phemister T. C. 1925. Igneous rocks of Sud-
bury and their relation to the ore deposits: Ontario
Dept. Mines Ann. Rept., v. 34, pt. 8.
Phemister T. C. 1937. A review of the problems
of the Sudbury irruptive: Jour. Geol., v. 65, pp. 91—116.
S о p h e r S. R. 1963. Palaeomagnetic study of
the Sudbury irruptive: Geol. Surv. Canada Bull., No. 90.
Speers E. C. 1957. The age relation and origin
of common Sudbury breccia: Jour. Geol., v. 65, pp. 497—
514.
Stevenson J. S. 1961. Recognition of the Quar-
tzite breccia in the Whitewater series, Sudbury Basin, On-
tario: Roy. Soc. Canada Trans., v. 55 (IV), pp. 57—66.
T h о d e H. G., Dunford H. B. and S h i-
m a M. 1962. Sulfur isotope abundances in rocks of the
Sudbury district and their geological significance:
Econ. Geol., v. 57, pp. 565—578.
Thomson J. E. 1956. Geology of the Sudbury
basin: Ontario Dept. Mines Ann. Rept., v. 65, pt. 3,
pp. 1—56.
W illiams Howell. 1956. Glowing avalanche
deposits of the Sudbury basin: Ontario Dept. Mines
Ann. Rept., v. 65, pt. 3, pp. 57—89.
Wilson H. D. B. 1956. Structure of lopoliths:
Geol. Soc. America Bull., v. 67, pp. 289—300.
Y a t e s A. B. 1938. The Sudbury Intrusive: Roy.
Soc. Canada Trans., v. 32 (IV), pp. 151—172.
Y a t e s A. B. 1948. Properties of International
Nickel Company of Canada: Structural Geology of Ca-
nadian ore deposits, Jubilee Volume, pp. 596—617.
(Canadian Inst. Min. Metal.).
Zurbrigg H. F. and Geological Staff. 1957.
The Frood—Stobie mine: Structural Geology of Cana-
dian ore deposits, v. 2 (Congress Volume), pp. 341—•
350. (Canadian Inst. Min. Metal.).
НЕСМЕШИВАЮЩИИСЯ СУЛЬФИДНЫЙ РАСПЛАВ
С ОСТРОВА ГАВАЙИ
ВВЕДЕНИЕ
Кратковременное извержение вулкана Килауэа
(о-в Гавайи) с 21 по 23 августа 1963 г. послу-
жило причиной формирования озера толеит-
базальтовой магмы на дне кратера Алаэ, одного
из небольших провальных кратеров вдоль вос-
точной рифтовой зоны. В результате изверже-
ния приблизительно 8-106 кубических ярдов
лавы образовалось озеро длиной около 1 тыс.
футов, шириной 800 футов и глубиной до
48 футов. Во время извержения лава содержала
от 5 до 15% кристаллов, преимущественно
моноклинного пироксена, в меньшей степени
оливина (Fog0) с подчиненными количествами
плагиоклаза (Ап70). Максимальная температура,
измеренная в ходе извержения оптическим
пирометром, составляла 1140° С, но лаборатор-
ные эксперименты по плавлению образца из
лавового озера (Tilley, Yoder, Schairer, 1967)
позволяют предположить, что максимальные
температуры могли на 15° превышать эту вели-
чину.
Через пять дней после окончания извержения
была установлена подвесная тележка, и на дно
кратера было спущено оборудование для буре-
ния. На следующий день в затвердевшей коре
лавового озера была пробурена скважина на
глубину 2,8 фута. В течение последующих
15 месяцев первая скважина углублялась; кро-
ме того, было пробурено еще 11 скважин.
В восьми из этих скважин проникала распла-
вленная или частично расплавленная лава.
Бурение скважин сделало доступным получение
расплава из-под затвердевшей коры, и облегчи-
ло сбор полной информации относительно про-
цесса остывания и путей кристаллизации магмы.
Предварительные данные относительно извер-
\ женин и хода остывания обсуждались Пеком
и др. (Peck, Moore, Kojima, 1964), а предва-
рительный анализ пути кристаллизации про-
изведен Пеком, Райтом и Муром (Peck, Wright,
Moore, 1966).
Толщина верхней корки увеличивалась со
средней скоростью от 2 до 3 футов в месяц, но
действительная скорость падала от 25 футов
в месяц после 0,01 месяца (7,3 часа) до 2 футов
в месяц после 6 месяцев. Переход от распла-
вленной лавы к затвердевшей коре происходил
в пределах широкой зоны, как и следовало
ожидать для случая перехода от многокомпо-
нентной жидкости к многофазной ассоциации
кристаллов. Для практических целей граница
между расплавленной и затвердевшей лавой,
т. е. основание твердой корки, принималась
на глубине, где муллитовый щуп с диаметром
1 дюйм проталкивался в глубь лавы под по-
стоянной нагрузкой около 200 фунтов (Ault,
Richter, Stewart, 1962). Основание твердой
корки совпадало с изотермой 1067 ± 2° С и пред-
ставляло собой горизонт с приблизительно
равными объемами расплава и кристаллов.
Выше основания кора вела себя почти как
твердое тело, причем оставшаяся жидкая фаза
захватывалась закрытыми интерстициями ме-
жду кристаллами. При температуре примерно
1060° С смесь кристаллов и расплава уже была
способна давать трещины. Ниже основания
корки при температурах выше 1067° С свойства
лавы приближались к жидкости, а количество
кристаллов уменьшалось с глубиной до 5—
10% в центре лавового озера. Хотя глубина
основания корки была принята несколько услов-
но, она имеет определенный физический смысл,
отвечая точке, выше которой расплав, оста-
ющийся в интерстициях, не сообщается с ос-
новной массой жидкой лавы. Интерстициальные
жидкости, собираемые после их просачивания
в пространство буровой скважины, носили
отчетливо дифференцированный характер, чем
резко отличались от основной массы лавы,
заметные изменения состава которой в ходе
кристаллизации озера не наблюдались. Доля
интерстициальной жидкости в верхней корке
непрерывно уменьшалась с падением темпера-
туры до 980° С; ниже этой температуры оста-
вшееся небольшое количество кремнеземистого
стекла больше не изменялось, составляя 5—
10%. Фактически мы имеем здесь дело с закал-
кой, связанной с большой скоростью остывания.
К концу сентября 1964 г. (13 месяцев спустя
после извержения) максимальная температура
лавового озера упала до 980° С, и кри-
сталлизация лавы прекратилась. К августу
1967 г. весь лавовый массив остыл ниже
100° С.
13*
195
Внутри образца интерстициальной жидкости,
отобранной в одной из буровых скважин (по-
левой номерДА-4-13), была найдена взвесь
небольших шариков второй жидкой фазы. Эти
шарики состояли преимущественно из сульфи-
дов, не смешивались с вмещающим их распла-
вом; они являлись первым непосредственно
наблюдаемым образцом природной сульфидной
жидкости.
Редкие небольшие сферы обогащенного суль-
фидами расплава, очевидно, образовывались
в интерстициях непосредственно выше основа-
ния затвердевшей корки. Они были привнесены
в буровую скважину медленно натекающим
интерстициальным кремнеземистым расплавом.
Интерстициальные жидкости являются един-
ственной средой в пределах лавового озера,
где были обнаружены сульфидные фазы, и толь-
ко они, очевидно, достигли насыщения в отно-
шении сульфидов. Образцы расплавов, ото-
бранные ниже затвердевшей корки, лишены
сульфидов; из этого следует, что основная
масса магмы оставалась недонасыщенной в от-
ношении сульфидов от времени извержения
и в течение последующего хода охлаждения
вплоть до температуры не менее 1065° С.
Образец, содержащий сульфидные обособле-
ния, был отобран 2 декабря 1963 г. при по-
пытке измерить температуры жидкой лавы
под коркой. Плотная муллитовая трубка, за-
крытая в нижнем конце, диаметром 1 дюйм
и длиной 10 футов, продавливалась в жидкую
лаву ниже незадолго до этого пробуренной
скважины. Трубка сломалась после этой орера-
ции в точке непосредственно выше основания
затвердевшей корки, вследствие чего внутрь
трубки проник расплав, находящийся рядом
с изломом. После извлечения трубки она была
заполнена на 3,6 фута расплавом, который
немедленно закалился в стекло. Сравнение
химического состава образца (табл. 30, стол-
бец 2) со средним составом озера (табл. 30,
столбец 1) и с составами других натеков ясно
показывает, что данный образец представляет
расплав у основания затвердевшей коры при
температурах 1060—1065° С. Образец был на-
дежно защищен от окисления, а муллитовая
трубка была настолько инертной, что совер-
шенно не реагировала с жидкостью в короткий
промежуток времени до момента закалки.
Поскольку богатая сульфидами жидкость
удерживается в пространстве, блокированном
кристаллическими зернами, сульфидные ша-
рики не могут опуститься на дно лавового озера;
с другой стороны, маловероятно, чтобы опу-
скавшиеся в силикатной магме шарики богатого
сульфидом расплава могли существовать дли-
тельное время, так как они должны быстро
Таблица 30
Химические анализы базальтов
из лавового озера Алаэ, о-в Гавайи (в вес. %)
Компоненты 1* 2* 3
SiO2 А12О3 Fe208 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O+ H2O- Ti02 P2O6 MnO C02 Cl F 50.44 13,66 1,54 9,55 7,55 11,11 2,38 0,54 0,05 0,02 2,74 0,27 0,17 0,02 0,02 0,04 50,25 12,76 1,24 12,56 5,66 9.66 2,62 0,80 0,06 0,01 3,77 0,43 0,20 0,02 0,03 0,06 51,4 13,0 1,5 12,3 3,0 9,6 3,1 1,0 0,13 0,05 4,0 0.45 0,17 Не опр. То же »
Сумма 100,10 100,13 99,70
1. Среднее для 18 образцов пемзы и закаленной частично жидкой лавы из извержения 1963 г. Аналитики Е. Л. Мунсон и К. Л. Паркер. 2- Закаленный натек интерстициального расплава, вклю- чающего несмешивающуюся сульфидную жидкость; ото- брано 2 декабря 1963 г. Анализ валовой пробы. Ана- литик К. Л. Паркер. 3- Стекловатая фракция, выделенная из образца 2. Анализ методом рентгеноспектрометрии. АналитикХ. Дж. Роуз. Из работы Пека и др. (Pecketal, 1966).
растворяться в основной массе магмы, недо-
насыщенной в отношении сульфидов при любых
температурах. Пока неясно, насколько харак-
терно формирование несмешивающихся суль-
фидных жидкостей для гавайских лавовых
озер. Повторное бурение в марте 1965 г. в ла-
вовом озере Макаонуи не дало возможности
отобрать образцы натеков интерстициального
расплава. Изучение подобных образцов из
лавового озера Килауэа Ики не обнаружило
наличие сферических выделений богатого суль-
фидами материала.
Мы не полагаем, что остывающие лавовые
озера, особенно такие маленькие, как Алаэ,
являются потенциальными или вероятными ис-
точниками рудных тел. Важно, что изучение
этого первого отобранного in situ образца
песмешивающегося сульфидного расплава по-
зволяет подсучить данные относительно составов
сосуществующих силикатных и сульфидных
расплавов и выяснить химизм процесса отде-
ления сульфидов. Особенно ценной является
информация относительно растворимости серы
в основных магмах.
196
СОСТАВ КРЕМНЕЗЕМИСТОЙ жидкой
ФАЗЫ
В момент излияния магма представляла собой
типичный насыщенный кремнеземом толеитовый
базальт. Средний состав, базирующийся на
18 анализах пемзы, частично закристаллизо-
ванной корки и материала «разбрызгивания»,
приведен в табл. 30 (столбец 1). Излившаяся
магма не была насыщенной в отношении суль-
фидов, так как они не выделялись в течение
основной стадии остывания лавового озера.
Точное содержание серы в первичном базальте
неизвестно. Осаждения кристаллов в ходе ох-
лаждения озера не наблюдалось, возможно,
из-за малых размеров озера и отсутствия
крупных фенокристов, вследствие чего резкие
изменения состава по мере расходования жид-
кой лавы отсутствуют.
С другой стороны, интерстициальные жид-
кости, затекавшие в буровые скважины, обна-
руживают заметные изменения состава по сра-
внению с исходным базальтом. Образец за-
каленного натекшего силикатного расплава,
включающего сферические сульфидные выделе-
ния (образец А-4-13), представлен преимуще-
ственно стеклом, но содержит также 20—
30% кристаллов, в основном пироксена и пла-
гиоклаза, в меньшей степени остаточного оли-
вина и следы ильменита. Валовой состав на-
текшего материала, т. е. стекла и кристаллов,
приведен в табл. 30 (столбец 2). Стекло (табл.
30, столбец 3), проанализированное после от-
деления кристаллов и сульфидных глобуль,
является несколько более кремнистым и менее
магнезиальным по сравнению с общим составом
натекшего материала.
Некоторые элементы накапливались в рас-
плаве, захваченном интерстициями между кри-
сталлами, другие обеднялись в нем. Интер-
стициальные расплавы, существовавшие при
температурах от 1060 до 1065° С, подобные
образцу А-4-13, обогащались следующими эле-
ментами, не входящими совсем или входящими
в малой степени в кристаллизующиеся минера-
лы: Fe, Ti, К, Р, F и С1. Сера также накапли-
валась в остаточной жидкости вплоть до до-
стижения насыщения в отношении богатых
сульфидами фаз. Полуколичественный спек-
тральный анализ кремнеземистой жидкости (по
сравнению с жидкостью, богатой сульфидами),
приведенный в табл. 31, не обнаруживает ано-
мально высоких содержаний каких-либо ме-
таллов.
Определение содержания серы в кремнезе-
мистой жидкости было выполнено с особой
тщательностью. Предварительно было прове-
дено отделение всех сульфидных частиц от
Таблица 31
Полуколичественный спектральный анализ
стекловатой фазы из образца А-4-13, сосуществующей
с несмешивающейся сульфидной жидкостью,
из лавового озера Алаэ, о-ва Гавайи
Элемент Вес. %* Элемент Вес. %* Элемент Вес. % *
Мп 0,07 Са 0,002 Sr 0,07
Ва 0,015 Мо 0,0005 и 0,02
Со 0,005 Nb 0,002 Y 0,003
Сг 0,003 Ni 0,003 Yb 0,0003
Си 0,02 Sc 0,002 Zr 0,03
* Результаты представлены в виде чисел из следующей се-
рии: 1; 0,7; 0,5; 0,3; 0,2; 0,15; 0,1 и т. д., которая
приблизительно отвечает совокупности средних точек гео-
метрической прогрессии.
Примечания:
1. Аналитик Дж. Л. Харрис.
2. Анализировались, но не были обнаружены: Ag, As, Au,
В, Be, Bi, Cd, Ce, Ge, Hf, Hg, In, La, Ph, Pd, Pt, Re,
Sb, Sn, Ta, Te, Th, TI, U, W, Zn, Li.
3. Содержания главных компонентов в данном стекле при-
ведены в табл. 30 (столбец 3).
стекла методом магнитной сепарации и разде-
ления по удельному весу. После этого концен-
трат стекла анализировался на серу методом
спектрофотометрии. Сульфатной серы не было
обнаружено, что указывает на присутствие
серы исключительно в сульфидной форме.
Первоначальные определения серы, опубли-
кованные Скиннером и Пеком (Skinner, Peck,
1966), показали, что она содержится в коли-
честве 100 г/т. Более поздние анализы, вы-
полненные Е. Альтхаузом с использованием
системы, калиброванной относительно серии
стандартов, дают значение 380 ± 20 г/т. За-
каленные толеитовые стекла, отобранные из-под
затвердевшей коры лавового озера, содержат
менее 100 г/т серы (определения выполнены
тем же аналитическим методом).
Таблица 32
Содержания серы, меди и никеля в стекле,
сосуществующем с существенно сульфидной
жидкостью из лавового озера Алаэ, о-ва Гавайи
Вес. %
Си
Ni
S
0,0019
0,004
0,038 ±0,002
Примечания:
1. Содержания главных компонентов в этом стекле приве-
дены в табл. 3 0 (столбец 3), а концентрации прочих ма-
лых компонентов—в табл. 31-
2. Анализ на серу был выполнен Е. Альтхаузом.
3- Медь и никель были проанализированы в дубликатах,
аналитик В. Ингрэм.
197
Приведенное выше содержание серы харак-
теризует состояние насыщения магмы при
1065° С и полном давлении, равном атмосфер-
ному. Результаты колориметрического анализа
того же стекла на медь и никель приведены
в табл. 32.
СОСТАВ СУЛЬФИДНЫХ ФАЗ
Ни силикатная магма, ни взвешенные в ней
сульфиды не могли быть изучены в жидком
состоянии, так как образцы натекающей жид-
кости подвергались быстрой закалке. Способ-
ность силикатной магмы натекать в буровые
скважины и тот факт, что она закаливается
в стекло, не оставляет сомнений, что в момент
отбора магма находилась в жидком виде. Дока-
зательство присутствия второй жидкой фазы,
хотя и выглядит убедительным, носит несколько
более косвенный характер.
После изучения образца закаленного стекла
размером 1,5 кубических дюйма было обнару-
жено 30 небольших округлых выделений суль-
фидных фаз. Диаметры трех наиболее крупных
выделений составляют 0,2, 0,3 и 0,5 мм, а все
остальные укладываются в интервал 0,05—
0,1 мм. Среди сульфидных выделений разли-
чаются две разновидности. К первой относятся
все крупные выделения и большинство мелких,
что составляет согласно нашей оценке 75% от
присутствующих сульфидов. Они представлены
сферообразными обособлениями с ясными тек-
стурными и морфологическими признаками жид-
кого состояния в момент отбора. Мы их будем
называть существенно сульфидными жидкими
глобулями. Вторая и менее значительная груп-
па сульфидных тел также характеризуется
формами, близкими к сферическим, но их
внутренние структуры и особенности состава
позволяют сделать заключение, что в момент
отбора пробы они уже находились в кристал-
лическом состоянии. Мы их будем называть
кристаллическими сульфидами.
СУЩЕСТВЕННО СУЛЬФИДНЫЕ ЖИДКИЕ
ГЛОБУЛИ
Существенно сульфидные жидкие глобули име-
ют сферическую форму и обладают структурами,
типичными для быстро закаленных жидкостей
(рис. 113 и 114). Сложные минеральные про-
растания, различаемые внутри этих глобуль,
распределены весьма равномерно; зональное
распределение минералов или структур не
обнаружено. В некоторых случаях имеется
тенденция к увеличению размеров зерен к цен-
тральной части, но даже эта особенность ха-
рактерна не для всех из изученных глобуль.
Учитывая трудности, неизбежные при оценке
составов сложных прорастаний в маленьких
сферических выделениях рудных минералов,
можно отметить, что закаленные глобули су-
щественно сульфидной жидкости имеют доволь-
но узкие пределы колебания состава. Главными
составляющими являются пирротин (75 ±20%
по весу), магнетит (15 ± 8%) и халькопирит
(10 ± 8%). Наблюдаются следы борнита, всегда
включенного в халькопирит, а в пирротине
Рис. 113. Микрофотография полированной поверхно-
сти неравномерного зазубренного контакта пирротина
(белое) с базальтовым стеклом (черное) из закаленной
существенно сульфидной жидкой глобули
Рис, 114. Микрофотография полированной поверхно-
сти закаленной существенно сульфидной жидкой гло-
були.
Долькообразные выделения пирротина (белое) включают
эвтектиковидные прорастания пирротина и магнетита (серое).
Черные участки представляют собой пустоты, образующиеся
при полировке. Тонкие серые линии, пересекающие пирротино-
вые зерна, являются трещинами, образовавшимися, вероятно,
при остывании. Вдоль них концентрировался халькопирит,
выделившийся при распаде твердого раствора
198
Таблица 33
одной из глобуль были найдены тонкие пла-
стинки пентландита.
Полный химический анализ отдельных гло-
буль не производился, поэтому состав суще-
ственно сульфидных жидких глобуль может
быть оценен лишь на основе их минерального
состава.
Исследование отдельных минералов с по-
мощью электронного микроанализатора не
обнаружило необычно высоких концентраций
каких-либо элементов за исключением Fe, Си,
S и О.
Используя в качестве стандарта синтети-
ческий пирротин с содержанием никеля в твер-
дом растворе в количестве 1 % было установлено,
что хотя пирротин в глобулях и содержит
заметные количества никеля, последний
всегда присутствует в количествах, менее
1%. Аналогичным образом было устано-
влено, что содержание меди в пирротине
ниже 1%, что выше предела чувствительности
метода.
На дифрактограммах существенно сульфид-
ных жидких глобуль, осторожно измельченных
под ацетоном, имеются линии халькопирита
и магнетита, а также отчетливые, лишь слегка
размытые дифракционные максимумы гексаго-
нального пирротина. Поскольку пирротин от-
носительно обогащен железом и практически
немагнитен, имелась возможность получить
фракцию, почти свободную от примеси магне-
тита, и снять рентгенограмму, на которой
наложение линий магнетита на линии других
минералов отсутствует. Самая интенсивная ди-
фракционная линия пирротина (102) в коор-
динатах простой подъячейки является сим-
метричной и дает межплоскостное расстояние
2,0715А, что отвечает 47,8 атомн. % Fe (Toul-
min, Barton, 1964). Размыв линий, наблюда-
емый для каждого из дифракционных макси-
мумов, вероятно, обусловлен небольшими ва-
риациями состава пирротина, а не присут-
ствием второй менее симметричной модификации
этого соединения.
Халькопирит из существенно сульфидных
жидких глобуль содержит в качестве главных
компонентов только Си, Fe и S. Содержание
никеля выше предела чувствительности метода,
но как и в предыдущем случае ниже 1%.
В магнетите были обнаружены только Fe и О.
Несмотря на повсеместное присутствие тита-
нистого магнетита и ильменита, кристалли-
зовавшихся из окружающего кремнеземистого
стекла, и наличие TiO2 в количестве 4% в самом
стекле (см. табл. 30), в магнетите из суще-
ственно сульфидных жидких глобуль титан
обнаружен не был. Аналогичные наблюдения
провел Десборо и его сотрудники для магне-
Оцененный валовой состав существенно сульфидных
жидких глобуль и зерен кристаллических сульфидов,
выделявшихся из базальтовой жидкости
лавового озера Алаэ при 1065° С
Элемент Существен- но сульфидные жидкие глобули Зерна кристалличе- ских сульфидов Валовой состав сульфидных фаз (75% жидкости и 25% твердых фаз) *
1 2 3 4
Fe 61 53 59
Си 4 9 5
Ni 1 3 1
S 31 35 32
О 4 0 3
Сумма 100 100 100
* Оцененный валовой состав всех сульфидных фаз получен как среднее взвешенное величин из столбцов 2 и 3
титов в срастаниях с сульфидными выделениями,
найденными в толеитовых базальтах из лавовых
потоков Килауэа.
Общий состав существенно сульфидных жид-
ких глобуль, оцененный на основе наблю-
даемого минерального состава и, следовательно,
имеющий широкий интервал погрешности, отве-
чает следующим величинам: Fe (по весу) —
61%, Си-4%, Ni<l%, S —31% и О —
4% (табл. 33).
Хотя жидкие глобули имеют в общем сфери-
ческую форму, граница между ними и стеклом
при большом увеличении имеет неправильные
очертания. Кристаллы пирротина, рост которых
происходил от границ к внутренним частям
глобуль, образуют зигзагообразную границу
с силикатным стеклом. Эта необычная особен-
ность свидетельствует о том, что пирротин
начал кристаллизоваться близко к температуре
выделения второй жидкой фазы, в то время,
когда расплав еще легко деформировался, так
как вязкость толеитового базальта низка при
1065° С (порядка 104 пуаз; Shaw et al, 1968),
но быстро возрастает при дальнейшем пониже-
нии температуры. В преобладающем большин-
стве случаев пирротин образует округлые и
несколько вытянутые зерна, нередко удлинен-
ные в параллельных направлениях. Хотя зерна
пирротина представляют собой отдельпые пе-
соединепные выделения, большое число смеж-
ных зерен гаснет при скрещенных пиколях
одновременно, что указывает па наличие об-
щего ориентирующего фактора. Применяя
199
повторную полировку с последующим наблюде-
нием одного и того же зерна, можно восстано-
вить трехмерную картину пирротиновых вы-
делений, показывающую, что все зерна пирро-
тина соединяются в некоторой точке, являясь
в действительности частями более крупных
дендритовых кристаллов. Пространство между
округлыми выделениями пирротина заполнено
тонкими, имеющими неправильную форму, обыч-
но сильно изогнутыми зернами магнетита, об-
разующими тонкозернистые магнетит-пирроти-
новые сростки (см. рис. 113), или чаще топко-
зернистые графические прорастания магнетита
и пирротина (см. рис. 114). Пирротин в гра-
фических прорастаниях обычно имеет ориенти-
ровку, отличающуюся от ориентировки сосед-
них дендритовых кристаллов. Распределение
магнетит-пирротиновых прорастаний и их ти-
пично графическая или полосчатая структура
свидетельствует о формировании их в ходе
кристаллизации остаточной эвтектической жид-
кости. Состав прорастаний, который должен
быть таким же, как и состав конечной жид-
кости, был оценен на основе измерения площа-
дей магнетита и пирротина на поверхности
полировок. Результат этих измерений показал,
что они состоят на 70% из пирротина и на 30%
из магнетита (по весу).
Халькопирит образует выделения двух типов.
К первому относятся мельчайшие тонкие про-
жилки, оконтуривающие трещины усадки и гра-
ницы зерен пирротина. Этот халькопирит об-
разовался в результате распада высокотемпе-
ратурного богатого медью пирротинового твер-
дого раствора. Халькопирит второго типа скон-
центрировался в виде небольших выделений
неправильной формы в более крупных глобу-
лях, что свидетельствует о локальных обога-
щениях медью в результате диффузии на неболь-
шое расстояние от мест распада медистого
пирротинового твердого раствора. Халькопирит
свободен от магнетита, но содержит небольшое
число мельчайпгих пластинок и прожилков
борнита. Последние, очевидно, являются ре-
зультатом распада высокотемпературного твер-
дого раствора, богатого халькопиритом. При-
сутствие борнита позволяет сделать заключение,
что исходный высокотемпературный халькопи-
рит содержал меньшее количество серы, чем
конечный продукт. В магнетит-пирротиновых
сростках халькопирит не был обнаружен; из
этого следует, что либо медь не концентриро-
валась в остаточной жидкости, из которой
кристаллизовались прорастания, либо она при-
сутствует в виде твердого раствора в пирротине,
а при охлаждении не происходило распада
твердого раствора с формированием минералов
меди.
КРИСТАЛЛИЧЕСКИЕ СУЛЬФИДЫ
Кроме песмесимых существенно сульфидных
жидких глобуль сцликатные натеки содержат
мелкие сульфидные выделения, которые, как
мы полагаем, находились при температуре
отбора в кристаллическом состоянии. Все эти
сульфидные выделения имеют диаметр менее
0,1 мм, резко отличаются по структуре и со-
ставу от существенно сульфидных жидких
глобуль. Хотя эти выделения обычно изометрич-
ны, они менее округлые, чем существенно
сульфидные, жидкие гл обули, и во многих
случаях на их поверхности наблюдаются упло-
щенные участки или от нее отходят угловатые
ответвления. Морфология их, однако, не позво-
ляет однозначно считать, что в данном случае
мы имеем дело с кристаллами.
Кристаллические сульфидные выделения мно-
гофазпы, и как и в случае закаленных жидких
глобуль, преобладающей фазой является пир-
ротин, оцененное содержание которого соста-
вляет 75 ± 10% по весу. На полированной
поверхности пирротин выглядит как скопление
изюминок в пудинге (рис. 115), образующее
округлые тела, окруженные халькопиритовой
матрицей. Все пирротиновые зерна имеют одну
ориентировку и гаснут одновременно; они
характеризуются более сильной^ оптической
анизотропией по сравнению с пирроти-
ном из существенно сульфидных жидких гло-
буль.
Количество халькопирита оценивается в 25 ±
±10% по весу. Подобно пирротину халько-
пирит характеризуется единой оптической ори-
ентировкой в пределах одного сульфидного
выделения.
Хотя окончательно не доказано, по-видимому,
халькопирит и пирротин в рассматриваемых
выделениях характеризуются определенной кри-
сталлографической ориентировкой относительно
ДРУГ друга, вследствие чего при скрещенных
николях эти два минерала гаснут с промежут-
ком не более 30°. Мельчайшие прожилки
и пластинки борнита присутствуют только
внутри зерен халькопирита; количество их не
превышает 3% по весу от выделений кристал-
лических сульфидов.
Твердые глобули не содержат магнетита или
какой-либо другой окисной фазы. С другой
стороны, в них присутствуют отдельные зерна
предположительно пентландина (розовой изо-
тропной фазы), включенной в пирротин, а также
отдельные листочки, соприкасающиеся с бор-
нитом, мягкого изотропного сероватого мине-
рала, вероятно дигенита. Однако этот предпо-
лагаемый дигенит присутствует в количествах,
никогда не превышающих 0,1% по объему
200
и, следовательно, не может быть диагносциро-
вап с помощью рентгеновской дифракции.
Изучение с помощью электронного микро-
анализатора показывает, что никель, присут-
ствующий в сульфидных фазах, предпочти-
тельно концентрируется в кристаллических
сульфидных выделениях, а не в существенно
сульфидных жидких глобулях. Как пирротин,
так и халькопирит из жидких глобуль содержат
2—5% никеля по весу.
Рис. 115. Полированная поверхность сульфидного вы-
деления диаметром 0,05 мм, которое, как предпола-
гается, находилось в кристаллическом состоянии при
температуре отбора пробы.
Ро — пирротин, Ср — халькопирит. При скрещенных пинолях
халькопирит гаснет как единое зерно и все пирротиновые выде-
ления гаснут в тот же момент
Принимая для концентрации никеля в обеих
фазах среднее значение в 3%, состав твердых
глобуль с допущением существенных погреш-
ностей можно оценить в следующих пропор-
циях (по весу): Fe — 53%, Си — 9%, Ni —
3% и S — 35%.
Состав пирротина и халькопирита из кристал-
лических сульфидных выделений не опреде-
лялся. Магнитность этих зерен, однако, не
очень высока; это позволяет предположить,
что пирротин представлен сильно железистой
разновидностью. Повышенная анизотропия пир-
ротина в кристаллических выделениях по сра-
внению с пирротином из существенно сульфид-
ных жидких глобуль, возможно, связана с вы-
сокими содержаниями никеля в первом случае.
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ НАБЛЮДАЕМЫХ СТРУКТУР
Точка плавления пирротина с содержанием
47,8 атомн. % железа (состав пирротина в жид-
ких глобулях) составляет приблизительно
1180° С, что значительно выше температуры
1065° С, при которой глобули еще оставались
жидкими. Из работы Грейга и других (Greig
et al, 1955) ясно, что небольшое количество
присутствующего халькопирита не может по-
низить пирротиновый ликвидус столь заметно,
чтобы объяснить разницу температур плавле-
ния по меньшей мере в 115°. С другой стороны,
окислы железа (в нашем случае магнетит)
могут оказывать очень сильное воздействие на
температуры пирротинового ликвидуса, как
это доказывается работами Ольшанского (1951),
Хилти и Крафтса (Hilty, Crafts, 1952), Нага-
мори и Камеды (Nagamori, Kameda, 1965)
и Налдретта (Naldrett, 1968).
В системе Fe—S—О (рис. 116) ликвидус
в тройной эвтектике пирротин — вюстит — у-
железо понижается вплоть до 915° С. Состав
этой эвтектики следующий (в вес. %): Fe —
68,2, S — 24,3 и О — 7,5% (Naldrett, 1968).
Котектическая граница, вдоль которой сосу-
ществуют вюстит и пирротин, начинается в точ-
ке тройной эвтектики, и температура ее быстро
увеличивается при переходе к менее желези-
стым составам, достигает тройной реакционной
точки при 934° С, и выходит из нее с еще
более резким возрастанием температуры ко-
тектики пирротина с магнетитом.
Недавно выполненные тщательные исследо-
вания Налдретта позволили установить как
положение котектической границы, так и форму
поверхности ликвидуса в поле пирротина. Ре-
зультаты этих исследований отражены на рис.
115. В работе Налдретта также показано, что
небольшие количества Ni и Си не вызывают
существенного изменения формы или положения
поверхности ликвидуса, и поэтому в первом
приближении мы можем рассматривать фазовые
взаимоотношения в системе Fe—S—О, игно-
рируя наличие нескольких процентов Си и Ni,
пересчитанные содержания которых прибавля-
ются к Fe.
Подобный пересчет был проведен для суще-
ственно сульфидных жидких глобуль и их
состав нанесен на диаграмму (точка X, см.
рис. 116). Из этого графика видно, что при
температуре отбора проб (1065° С) состав гло-
булей очень близок к ликвидусу. Более того,
очевидно, что валовой состав попадает в поле
пирротина. Из этого следует, что при закалке
пирротин должен кристаллизоваться первым,
а состав остаточной жидкости должен изме-
няться в направлении магнетит-пирротиновой
котектики.
Крупные дендритовые кристаллы, наблюда-
емые, в существенно сульфидных жидких гло-
булях, по-видимому, возникли в результате
ранпей кристаллизации пирротина таким же
201
Рис. 116. Часть системы Fe—S—О по Хилти и Крафтсу (Hilty, Crafts, 1952) п Нал-
дретту (Naldrett, 1968).
Контуры изотерм показаны на поверхности ликвидуса в поле пирротина. Оцененный состав существенно
сульфидных жидких глобуль отмечен знаком X ~и. попадает близко к проекции изотермы 1060° С. Охла=-
ждение состава X ниже 1060° С приведет к кристаллизации пирротина и изменит состав остаточной жидко-
сти в направлении котектики магнетит — пирротин. Составы даны в вес. %
образом, как это было описано выше. Оста-
точная жидкость после достижения котекти-
ческой границы должна соосаждать магнетит
и пирротин, и этот процесс будет продолжаться
по мере того, как состав жидкости переме-
щается вдоль котектического трога. Пирротин
и магнетит соосаждаются в отношении прибли-
зительно от 2:1 до 2,5 : 1 в зависимости от
положения на котектике. Четко полосчатые
структуры и графические сростки (см. рис. 114),
присутствующие в отношении 2,5 : 1 и выпол-
няющие интерстиции между дендритовыми кри-
сталлами пирротина, по-видимому, возникали
из остаточных жидкостей, которые кристалли-
зовались вдоль котектики.
Естественно, возникает вопрос, почему в ходе
дальнейшей кристаллизации состав остаточной
жидкости не достигает тройной реакционной
точки с последующей реакцией магнетита с жид-
костью с образованием вюстита и появлением
у-железа после достижения тройной эвтектики.
Ответ на это дается в работе Налдретта (Nal-
drett, 1968) и сводится к следующему. Вслед-
ствие того, что общий объем существенно суль-
фидного расплава невелик по сравнению с мас-
сой магмы, содержание серы и кислорода
в ней значительно превосходит количества
этих элементов в глобулях. Более того, вслед-
ствие высоких скоростей диффузий, имевших
место при высоких температурах, магма ока-
зывается достаточно эффективным буфером для
парциальных давлений кислорода и серы. Гло-
були, следовательно, ведут себя не как закры-
тые системы, а как небольшие системы, откры-
тые в отношении кислорода и серы.
Низкие парциальные давления кислорода
и серы, характерные для полей вюстита и у-
железа, никогда не достигаются, потому что
202
соответствующие параметры в магме значитель-
но выше. Следовательно, происходит взаимный
обмен между кислородом и серой, который
удерживает состав жвдкости в поле пирротина
и магнетита вплоть до полного израсходования
жидкости.
Существенно сульфидные глобули, несомнен-
но, находились в жидком состоянии при отборе
проб, а при закалке путь их кристаллизации
совпадает с данными по фазовой диаграмме
Fe—S—О. Почти столь же очевидно, что пе-
смешивающиеся сульфидные расплавы, осты-
вая значительно медленнее в природных усло-
виях, будут также кристаллизоваться в соответ-
ствии с фазовой диаграммой Fe—S—О. Инте-
ресно отметить, что в жидких глобулях, халь-
копирит, возникающий при распаде твердого
раствора, значительно более тесно ассоцииро-
ван с ранее образованным пирротином, чем
с поздним пирротином, кристаллизовавшимся
из котектической жидкости. Это позволяет
предположить, что медь, присутствующая в су-
щественно сульфидных глобулях, преимуще-
ственно концентрировалась в раннем пирро-
тине, а не в остаточных жидкостях.
Интересно также, что магнетиты в существен-
но сульфидных глобулях не содержат титана,
и, следовательно, концентрации титапа в суль-
фидных глобулях очень низки, в то время как
окружающая магма богата им и все кристал-
лизующиеся из нее магнетиты титанистые. Это
свидетельствует о предпочтительной концен-
трации титана в силикатной части рассматри-
ваемой системы. Дальнейшее изучение химии
титапа может помочь выработать ценные кри-
терии для диагностики природных сульфидных
магм, возникших в виде несмешивающихся
жидких дифференциатов в основных магмах.
В этой связи следует подчеркнуть сведения
Хоули (Hawley, 1962) о том, что повсеместно
распространенный магнетит из сульфидных руд-
пых тел Садбери содержит незначительное
количество сростков ильменита, в то время как
ильменит чрезвычайно обилен в ассоциирующих
изверженных породах.
Второй, менее распространенный, тип суль-
фидных выделений труднее интерпретировать
вследствие того, что эти зерна очень мелки по
сравнению с жидкими глобулями, оптическое
изучение их затруднено и оценки состава
менее точны, а также потому, что их значи-
тельно меньше. Эти выделения содержат в ка-
честве главных фаз только пирротин и халько-
пирит. Оценка их валового состава со значи-
тельной степенью погрешности дает следующие
значения (в вес. %): Fe — 53, Си — 9, Ni — 3
и S — 35. Допуская, что ликвидусные соотно-
шения в системе Си—Fe—S существенно не
изменяются от присутствия 3% Ni, и опираясь
на работу Грейга с соавторами (Greig et al,
1955), можно сделать заключение, что наиниз-
шая температура, при которой этот состав
может еще находиться в полностью расплавлен-
ном состоянии, составляет 1100° С. При 1065° С
(температура отбора пробы) сульфидные выде-
ления должны быть либо полностью раскристал-
лизованными, либо представлены смесью жид-
кой фазы и твердых фаз.
Оцененный состав глобуль попадает не в пре-
делы какого-либо одного фазового поля, из
числа указанных Грейгом с сотрудниками,
а в двухфазовое поле, где пирротиновый твер-
дый раствор сосуществует с жидкостью, бо-
гатой халькопиритом. Хотя допущение о том,
что 3% Ni не оказывает существенного воздей-
ствия на ликвидус, по всей вероятности, опра-
вданно, отсюда отнюдь не следует, что солидус
также остается практически неизменным. Дей-
ствительно, при высоких температурах Ni сво-
бодно замещает Fe в структуре пирротина,
и 3% Ni могут вызвать заметное возрастание
поля пирротина по сравнению с тем, что пока-
зано Грейгом и сотрудниками (Greig et al,
1955) для системы Си—Fe—S. Подобное расши-
ренное поле пирротина вполне может включить
и состав, оцененный для сульфидных выделе-
ний. Более того, если при оценке состава
сульфидных зерен и была допущена грубая
ошибка, она, вероятнее всего, обусловлена
завышением количества второстепенной фазы —
халькопирита. Из этого следует, что попадание
рассматриваемого состава в однофазовое поле
пирротинового твердого раствора становится
еще более вероятным. Наконец, отсутствуют
доказательства того, что расплавы состава
существенно сульфидных жидких глобуль и,
возможно, богатые халькопиритом жидкости,
обсуждавшиеся выше, не будут смешиваться,
и что мы наблюдаем случаи трех несмешива-
ющихся жидкостей. Богатые сульфидами жид-
кости указанных составов, отвечающих двух
типов глобуль, должны смешиваться в любых
пропорциях. По нашему мнению, наиболее
вероятно, что в момент отбора пробы сульфид-
ные зерна были полностью раскристаллизованы
и что твердая фаза была представлена пирроти-
новым раствором, богатым медью и никелем.
Морфология сульфидных кристаллов не по-
зволяет однозначно интерпретировать их при-
роду. Зерна имеют округлые очертания, по-
верхности их сглажены, без каких-либо не-
правильных зигзагообразных границ, отмечен-
ных для описанных выше закаленных жидких
глобуль. Нередко можно наблюдать ксено-
морфпые зерпа пирротина (идиоморфные струк-
туры чрезвычайно редки), а в изотропной среде,
203
какой является кремнеземистая магма, наибо-
лее устойчивой формой кристаллов пирротина
должно быть почти сферическое тело. Округлая
форма зерен не может быть, следовательно,
принята в качестве доказательства или опро-
вержения жидкого состояния. Внутренняя мор-
фология является более информативной. Т^от
факт, что пирротин и халькопирит ведут себя
как монокристаллы и, по-видимому, характе-
ризуются постоянными кристаллографическими
взаимоотношениями, 'убедительно свидетель-
ствует в пользу распада первичного высокотем-
пературного твердого раствора с образованием
ориентированных сростков.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Результаты приведенных выше наблюдений по-
зволяют установить два типа различных суль-
фидных выделений, присутствовавших в сили-
катном натеке во время отбора пробы. Первый
тип содержит довольно много кислорода и в нем
присутствует магнетит; структурные признаки
убедительно показывают, что это была закален-
ная жидкость. Другой тип не содержит кисло-
рода, и мы полагаем, что во время отбора пробы
он был представлен кристаллическими фазами.
Вследствие того, что кремнеземистый расплав
натекал в буровую скважину, неся в себе
сульфидные выделения, можно предположить,
что два различных типа сульфидных глобуль
формировались в отдельных изолированных
частях и, следовательно, равновесие между
ними отсутствовало. Мы полагаем, что этот
случай маловероятен, так как объем натеков
невелик, и оба типа сульфидных выделений
тесно перемешаны в одном образце. Мы при-
держиваемся той точки зрения, что оба типа
сульфидных выделений находились в равно-
весии, и что наши наблюдения могут позволить
сделать важные выводы относительно процесса
охлаждения природных существенно сульфид-
ных жидкостей.
Магма в нашем случае сходна по составу
с многими крупными основными интрузивами,
в пределах которых находятся месторождения
массивных сульфидных руд, сформировавшие-
ся, как полагают, посредством сегрегации не-
смешивающейся сульфидной жидкости. Отсюда
ясно, как важно понять химизм сосуществу-
ющих силикатного и существенно сульфидного
расплавов в небольшом объеме натеков из
лавового озера Алаэ. Эти данные могут пролить
свет на механизм появления аналогичных су-
щественно сульфидных жидкостей в интрузиях
значительно большего объема.
Финчем и Ричардсон (Fincham, Richardson,
1956), а также другие исследователи показали,
что сульфидная сера растворяется в силикатном
расплаве посредством замещения кислорода,
при этом разрывается связь металл — кисло-
род и образуется связь металл — сера. Суль-
фатная сера также растворяется в силикатном
расплаве, однако при парциальных давлениях
кислорода, характерных для магм и природных
силикатных расплавов, содержание сульфатной
серы настолько низко, что она почти неопре-
делима, а концентрация насыщения никогда
не достигается, что подтверждается отсутствием
первичномагматических сульфатных минералов.
В большинстве магм мы можем практически
рассматривать всю серу как сульфидную.
Параметры, контролирующие содержание
сульфидов в магме, определяется сравнительно
легко. Парциальное давление серы, обычно
выражаемое в виде парциального давления
двуатомной молекулы Р$2, и парциальное да-
вление кислорода Р02 в равной степени важны
и тесно связаны между собой. Эти параметры
отражают конкуренцию между серой и кисло-
родом за одно и то же атомное положение
в расплаве. Повышение PSs увеличивает со-
держание серы, возрастание Ро2, уменьшает
его. Влияние температуры и общего давления
на растворимость серы в силикатных расплавах
такое же, как влияние этих параметров на
растворимость компонентов в других системах.
Валовой состав магмы, как это давно известно
из металлургии и геологических наблюдений,
оказывает существенное влияние на раствори-
мость. Достижение насыщения магмы в отно-
шении сульфидов может быть получено изме-
нением любого из этих переменных. Сложные
взаимоотношения между различными параме-
трами и их возможная роль в достижении
насыщения являются объектом более крупной
статьи, подготавливаемой к печати. В данном
случае важно не то, что все фундаментальные
переменные были измерены или могут быть
оценены со значительной степенью достовер-
ности.
Когда магма достигнет насыщения в отно-
шении существенно сульфидной фазы или двух
фаз, начнется их выделение. Дальнейшее при-
бавление сульфидной серы к системе или
продолжение изменений параметров в том же
направлении приведет к дальнейшему выделе-
нию существенно сульфидных фаз.
Магма лавового озера Алаэ оставалась недо-
насыщенной в отношении существенно суль-
фидных фаз в течение большей части процесса
охлаждения, вследствие чего при температурах
выше 1065° С сульфидные фазы не появлялись.
Когда остаточная магма, наконец, достигла
204
Фазовые взаимоотношения вблизи граничной системы FeS — FeO слегка искажены для наглядности.
Тройная эвтектика при 915° С в действительности лежит ближе к разрезу FeS —FeO, чем это показано
на графине
насыщения в отношении сульфидных фаз, про-
изошло одновременное зарождение двух раз-
личных фаз; твердой и кристаллической. Обе
сульфидные фазы были богаты железом и обе
содержали заметные количества меди и никеля.
Базальтовый расплав, из которого происходило
осаждение сульфидных фаз, характеризуется
кларковыми содержаниями меди и никеля (см.
табл. 31), откуда следует, что сульфидные
фазы в сильной степени концентрировали медь
и никель. Кроме того, кристаллические суль-
фиды концентрировали медь и никель в большей
степени, чем сосуществующий сульфидный рас-
плав. Это наблюдение в совокупности с описан-
ными выше фактами, которые свидетельствуют
о том, что первые кристаллы пирротина, кри-
сталлизующиеся при закалке существенно суль-
фидных глобуль, концентрировали медь, а оста-
точная сульфидно-окисная жидкость обедня-
лась медью, но обогащалась магнетитом, при-
водит к неожиданному, но важному заключе-
нию. Хотя фазовые взаимоотношения в бес-
кислородной системе Си—Fe—S показывают,
что кристаллизация пирротина обогащает оста-
точную жидкость медью, присутствие кисло-
рода в природных расплавах, по-видимому,
изменяет ликвидусные взаимоотношения на-
столько, что кристаллизация пирротина при-
водит к обеднению остаточных жидкостей медью
и никелем. Таким образом, в рудном теле,
сформировавшемся посредством кристаллиза-
ции сульфидной жидкости, которая отдели-
лась от основной изверженной породы, наи-
более ранние дифференцианты будут самыми
богатыми медью и никелем рудными те-
лами.
205
Контролируемые эксперименты с несмеши-
вающимися сульфидными жидкостями в слож-
ных магмах, отвечающих по составу базальтам,
до сих пор не проводились. Работы Ольшан-
ского (1951), а также Язавы и Камеды (Yazawa,
Kameda, 1953) по изучению простой системы
FeS— FeO—SiO2 (рис. 117), показали, что суль-
фидно-окисная жидкость, близкая по составу к
существенно сульфидной жидкости из лавового
озера Алаэ, сосуществует с богатой фаялитом
силикатной жидкостью в широком интервале
геологически возможных температур. Язава
и Камеда (Yazawa, Kameda, 1953) добавляли
СаО и А12О3 к системе FeS—FeO—SiO2,
Рис. 118. Влияние СаО, А1гО3 и Cu2S на составы сосу-
ществующих жидкостей в системе FeS—FeO—SiO2
при 1200° С по данным Язавы и Камеды (Yazawa,
Kameda, 1953).
Составы даны в вес. % .1 — сосуществующие жидкости в системе
FeS — FeO — SiOs; 2 — сосуществующие жидкости при до-
бавке 6,64 вес. % СаО; 3 — сосуществующие жидкости при до-
бавке 5,94 вес. % А12О3; t — сосуществующие жидкости при
добавке 30,14 вес. % Cu2S. Примечательно, что СаО и А1203
ваметно снижают растворимость FeS в силикатном расплаве, но
не влияют на состав сульфидной жидкости, в то время как Cu2S
изменяет состав как силикатной, так и сульфидной жидкости
Смещая ее в направлении базальтовых составов,
и нашли, что они изменили положение силикат-
ной жидкости путем резкого снижения раство-
римости сульфида, но не изменили ни общих
взаимоотношений между полями кристаллиза-
ции, ни состава сульфидной жидкости (рис.
118). Добавление меди в виде Cu2S снизило
растворимость сульфида в силикатном расплаве
и изменило состав сульфидной жидкости, по-
высив содержание в ней сульфида. Заключение,
к которому можно прийти на основе этих иссле-
дований, как указывалось Смитом (Smith,
1961), состоит в том, что присутствие дополни-
тельных компонентов, приближающих систему
к составу основной магмы, не изменяет общих
фазовых взаимоотношений в простой системе
FeS—FeO—SiO2. Более того, можно считать,
что фазовые взаимоотношения в системе FeS—
Fe3O4—SiO2 должны быть очень сходны с рав-
новесиями в системе FeS—FeO—SiO2, если
учитывать изменения, происходящие на по-
верхности ликвидуса вследствие резкого повы-
шения температуры вдоль магнетит-пирротино-
вой котектики (см. рис. 4). Относительное рас-
положение полей на поверхности ликвидуса
при этом не изменится. Таким образом, любая
несмешивающаяся сульфидная жидкость, ко-
торая отделяется от магм обычных типов,
будет богата пирротином и должна содержать
заметное количество кислорода. Содержание
кислорода и, следовательно, количество магне-
тита в закристаллизовавшемся сульфидном теле,
как указывалось Налдреттом (Naldrett, 1968),
будет зависеть от PS2 и Р02 самой магмы.
Чем будет ниже PSz или выше Ро2, тем больше
окислов будет содержаться в исходной жид-
кости, отделяющейся от магмы, и тем выше
будет содержание магнетита после кристалли-
зации системы. Хотя очень низкое Рог, ха-
рактерное для пород, формирующихся в сильно
восстановительных условиях, будет приводить
к очень низкому содержанию окислов в несме-
шивающейся сульфидной жидкости, интервал
Рог, типичный для основных и ультраосновных
пород, с которыми ассоциировано большинство
ликвационных сульфидных руд, отвечает су-
щественно сульфидным жидкостям в поле кри-
сталлизации пирротина со значительными со-
держаниями окислых компонентов.
Таким образом, все сульфидные руды, фор-
мирующиеся посредством отделения от основных
магм, должны содержать окисел железа, обыч-
но магнетит.
Ольшанский Я. И. 1951. Система Fe—FeS—
FeO—SiO2 Изв. АН СССР серия геол., т. 6, с. 128—
152.
А и 1 t W. U.j Richter D. Н. and Stewart
D. В. 1962. A temperature probe into the melt of Ko-
lauea Iki lava lake, Hawaii: Jour. Geophys. Res., v. 67,
p. 2809—2812.
Fincham C. J. B., and Richardson F. D.
1954. The behavior of sulfur in silicate and aluminate
melts: Roy. Soc., London, Proc., v. 223, p. 40—62.
Greig J. W., J e n s e n E. and M e r w i n H. E.
1955. The system copper—iron—sulfur: Carnegie Instn.
Washington, Yearbook 54, p. 129—134.
Hawley J. E. 1962. The Sudbury Ores: their
206
mineralogy and origin. Canad. Mineral., V. 7, p. 1—207.
H i 11 у D. C. and Crafts W. 1952. Liquidus
surface of the iron—sulfur—oxygen system: Am. Inst.
Min. Met., Trans., v. 194, p. 1307—1312.
Naldrett A. J. 1968. Melting relations over
a portion of the Fe—S—О system and their bearing
on the temperature of crystallization of natural sulfide—
oxide liquids: Carnegie Instn. Washington, Year Book
66, p. 419—427.
Nagamori M. and Kameda M. 1965. Equi-
libria between ironsulfur—oxygen system melts and
Co—C0.2—SO2 gas mixtures at 1200° C: Jap. Inst.
Met., Trans., v. 6, p. 21—30.
P e с к D. L., M о о r e J. G. and Ko j i ma G.
1964. Temperatures in the crust and melt of Alae lava
lake, Hawaii, after the August 1963 eruption of Kilauea
volcano: A preliminary report. U. S. Geol. Survey,
Prof. Paper 501—D, p. 1—7.
P e с к D. L., W r i g h t T. L. and Moore J. G.
1966. Crystallization of tholeiitic basalt in Alae lava
lake, Hawaii: Bull. Volcan., v. 29, p. 629—656.
Shaw H. R., Wright T. L., Peck D. L.
and Okamura R. 1968. The viscosity of basaltic
magma: an analysis of field measurements in Makaopuhi
lava lake, Hawaii: Am. Jour. Sci., v. 266, p. 225—
264.
Skinner B. J. and Peck D. L. 1966. The
solubility of sulfur in basic magmas: Econ. Geol., v. 16,
p. 802.
S m i t h F. G. 1961. Metallic sulphide melts as
igneous differentiates: Canad. Mineral., v. 6, p. 663—
669.
Tilley С. E., Y о d e г H. S. Jr. and Schai-
rer J. F. 1967. Melting relations of volcanic rock
series: Carnegie Instn. Washington, Yearbook 65: An-
nual Rept. of the Director, Geophysical Yearbook 65;
Annual Rept. of the Director, Geophysical Laboratory,
p. 260—269.
ToulminP. 3d and В a r t о n P. B. Jr. 1964.
A thermodynamic study of pyrite and pyrrhotite:
Geochim. et Cosmochim. Acta, v. 28, p. 619—
640.
Yazawa A. and Kameda М» 1953. Funda-
mental studies on copper smelting. I. Partial liquidus
diagam for FeS — FeO—SiO2 system: Tohoku Univ.,
Technol. Repts., v. 18, p. 40—58.
Содержание
Предисловие ,................................. 5
Геология Бушвельдского комплекса — крупней-
шего вместилища магматических рудных месторо-
ждений мира. //ж. У и ллемз .......... 7
Условия залегания и особенности хромитовых
месторождений восточной части Бушвельдского
комплекса. Ю. Н. Камерон, Дж. А. Десборо . . 27
Вариации химического состава сосуществующих
хромита и оливина в хромитовых зонах комплек-
са Стилуотер Е. Д. Джексон .................. 43
Первичные окисные минералы в расслоенной се-
рии интрузива Маскокс. Т. Н. Ирвайн,
К. X. Смит ................ 67
Происхождение хромитовых пластов комплекса
Хартли Великой Дайки (Родезия). Р. Бичан 86
Хромитовая минерализация офиолитового
комплекса Воуринос (Северная Греция) К. Захос 99
Хромитовые месторождения Селюкве (Родезия).
П. Коттерилл ............................... 105
Ванадистые магнетитовые руды Бушвельдского
комплекса. Дж. Уиллема...................... 129
Происхождение магнетита в зональных ультра-
мафических комплексах Юго-Восточной Аляски.
X. П. Тэйлор (младший), Дж. А. Нобл . . . 151
Риф Меренского в изверженном комплексе Буш-
вельд. К. А. Каузинс ....................... 172
Сульфидные руды Садбери. Особенности их вза-
имоотношений с характерными, содержащими
включения, фациями никеленосного эруптива.
Р. Е. Сауч, Т. Подольский и геологи Интер-
нэйшнл никкел компани оф Канада............. 184
Несмепшвающийся сульфидный расплав с остро-
ва Гавайи. Б. Дж. Скиннер, Д. Л. Пек .... 195
Коллектив авторов
Магматические рудные месторождения
Редактор издательства Березовская Л. И.
Технический редактор Сычева Е. С.
Корректор Кауфман Л. М.
Переплет художника Силаева Б. К.
Сдано в набор 19/III 1973 г.
Подписано в печать 26/VII 1973 г.
Формат 84Х1081/,». Бумага ЛЁ 1.
Печ. л. 13- Усл. п. л. 21,84. Уч.-изд. л. 24,29.
Тираж 2000 экз. Заказ Ki 164/4233—2. Цена 2 р. 88 к.
Издательство «Недра», 103633, Москва, К-12,
Третьяковский проезд, 1/19.
Ленинградская типография № 6 «СоюзполиграфпроМа»
при Государственном комитете Совета Министров СССР
по делам издательств, полиграфии и книжной торговли.
196006, г. Ленинград, Московский пр., 91