Хромитоносность гипербазитовых массивов Южного Урала

Савельев, Дмитрий Евгеньевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Хромитоносность гипербазитовых массивов Южного Урала
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации по теме "Хромитоносность гипербазитовых массивов Южного Урала"

На правах рукописи

-СРП,

САВЕЛЬЕВ Дмитрий Евгеньевич

ХРОМИТОНОСНОСТЬ ГИПЕРБАЗИТОВЫХ МАССИВОВ ЮЖНОГО УРАЛА

Специальность 25.00.11 - Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

2 6 АП Р 2012

ПЕРМЬ 2012

005019073

Работа выполнена в Институте геологии Уфимского научного центра РАН Научный консультант

Сначёв Владимир Иванович

доктор геолого-минералогических наук, профессор

Официальные оппоненты:

Дергачев Александр Лукич

доктор геолого-минералогических наук

(Московский государственный университет, доцент, г. Москва)

Кисин Александр Юрьевич

доктор геолого-минералогических наук

(Институт геологии и геохимии им.А.Н.Заварицкого Уральского отделения РАН, заведующий лабораторией, г. Екатеринбург)

Чайковский Илья Иванович

доктор геолого-минералогических наук

(Горный институт Уральского отделения РАН, заведующий лабораторией, г. Пермь)

Ведущая организация: Институт минералогии Уральского отделения РАН

(г. Миасс)

Защита состоится 24 мая 2012 года в 1330 часов на заседании диссертационного совета Д 212.189.01 при Пермском государственном национальном исследовательском университете, по адресу: 614990, г.Пермь, ул.Букирева, 15. корпус 1, этаж 4, зал заседаний ученого совета.

Факс: (342)239-68-32; e-mail: geophysic@psu.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Пермского государственного национального исследовательского университета

Автореферат разослан « 4 О » апреля 2012 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 212.189.01 доктор технических наук, профессор

В.А. Гершанок

Введение

Актуальность темы диссертации. В настоящее время отсутствует единая концепция образования месторождений хрома в ультрабазитах складчатых поясов. На протяжении нескольких десятилетий вопросы генезиса ультрабази-тов и связанных с ними месторождений были в центре внимания большого числа отечественных и зарубежных геологов, но несмотря на это, ни одна из предложенных гипотез не стала общепринятой.

Исследования соискателя направлены на разработку теоретических основ формирования месторождений хрома в массивах ультрабазитов складчатых поясов, а также на выявление закономерностей их размещения в пределах крупных геотектонических структур. В работе предложена реститово-метаморфогенная модель образования хромитовых концентраций, реализующаяся в условиях высокотемпературного декомпрессионного подъема вещества верхней мантии и последующих деформаций в условиях сжатия.

Актуальность работы определяется необходимостью разработки научно-обоснованных критериев поиска хромового оруденения. Южный Урал является классическим районом развития офиолитовых (альпинотипных) гипербазитов, здесь расположены крупнейшие в мире месторождения хрома, связанные с массивами данного формационного типа. Вместе с тем, сегодня в России как никогда остро стоит проблема создания собственной минерально-сырьевой базы хрома, поскольку упомянутые месторождения находятся на территории сопредельного Казахстана. Резкий дефицит товарных руд в России делает актуальным постановку вопроса о вовлечении в разработку объектов «бедновкраплен-ного типа», которые имеют широкое распространение на Южном Урале, а также их комплексного использования.

Цель работы - определение генезиса хромового оруденения, связанного с гипербазитовыми массивами офиолитовой ассоциации. Для ее достижения необходимо было решить следующие задачи: 1) обобщить имеющийся материал по геологии и петрогеохимии ультрабазитов региона; 2) проанатизировать данные по хромитоносности отдельных массивов, строению рудных тел, соотношению оруденения со структурным планом вмещающих пород; 3) определить условия образования хромититов по комплексу геологических, петрографических, геохимических признаков, сопоставить их с результатами экспери-

ментального изучения гипербазитов и моделирования; 4) провести типизацию месторождений хрома на генетической основе.

Фактический материал и методика исследований. Работа является результатом исследований гипербазитовых массивов Южного Урала, проведенных автором в лаборатории рудных месторождений Института геологии Уфимского научного центра РАН в период с 1995 по 2011 годы. В процессе полевых работ наиболее детально были изучены массивы Крака, Таловский, Миндяк-ский, Муслюмовский и Наследницкий, в пределах которых было проведено геологическое картированиие в масштабе от 1:200000 до 1:50 000. Отдельные площади массивов Крака (Саксей-Ключевская, Апшакская, Мало-Башартовская) были закартированы в более крупном масштабе (1:25000 и 1:10000). Маршрутные пересечения с различной степенью детальности пройдены на большинстве массивов Южного Урала: Нуралинском, Калканском, Бай-гускаровском, Хабарнинском, Халиловском, Присакмарском, Катралинском, Акзигитовском, Татищевском, Варшавском, Верблюжьегорском, Аминевском, Сахаринском, Бикилярском, Касаргинском, Куликовском, Юшкадинском, Бир-синском, Малковском, Казбаевском, Уфалейском, Сугомакском и ряде более мелких.

Аналитическая база диссертации состоит из авторского и заимствованного фактического материала. Собственные петрогеохимические данные включают 700 силикатных и атомно-абсорбционных и 200 нейтронно-активационных анализов пород и руд, 350 микрозондовых анализов акцессорных и рудообра-зующих шпинелидов. Оценка качества хромовых руд проводилась при помощи атомно-абсорбнионного анализа, а также на приборе «Спектроскан». Составы рудообразующих хромшпинелидов изучались также при помощи химического анализа монофракций. Аналитические исследования проведены преимущественно в лабораториях Института геологии Уфимского научного центра РАН (ИГ УНЦ РАН) и в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского (г. Москва). Заимствованные материалы включают в себя главным образом петрохимические данные (п = 1200) и данные о составе акцессорных хромшпинелидов (п = 280).

Личный вклад автора. Идея реститово-метаморфогенного механизма образования месторождений хрома в офиолитах принадлежит автору [12]. В разработках принимали участие сотрудники лаборатории рудных месторожде-

НИИ ИГ УНЦ РАН профессор, д.г.-м.н. В.И. Сначев, к.г.-м.н. E.H. Савельева и к.г.-м.н. Е.А. Бажин. Полевые исследования и обработка материалов выполнены автором. Материалы, представленные в диссертации, при отсутствии библиографических ссылок принадлежат автору.

Научная повита работы заключается в следующем:

1) разработана реститово-метаморфогенная модель образования хромито-вых концентраций в офиолитовых гипербазитах,

2) на основе разработанной генетической модели предложена классификация месторождений и рудопроявлений хрома,

3) существенно дополнены данные по геохимии ультрабазитов Южного Урала и ассоциирующихся с ними габброидов, включая петрогенные и примесные компоненты, редкоземельные элементы, состав акцессорных и рудообра-зующих хромшпинелидов,

4) впервые для Южного Урала на основе термогравиметрического метода количественно оценена интенсивность метаморфизма ультрабазитов.

Практическая значимость, внедрение результатов.

1. Реститово-метаморфогенная модель хромитообразования позволяет типизировать месторождения по геодинамическим обстановкам рудообразова-ния, прогнозировать морфологию тел и состав руд в зависимости от геологического строения массивов и их частей.

2. Соискателем неоднократно давались рекомендации по направлению поисковых работ в ходе изучения хромитоносности лицензированных участков массивов Крака (Апшакской, Хамитовской, Ключевской, Мало-Башартовской площадей) в сотрудничестве с ОАО "Башкиргеология", ООО "ГДК Хром", ООО "Уралметаллкомплект", ООО "Восток", что позволило оконтурить ряд новых рудопроявлений в пределах Апшакской и Хамитовской площадей, увязать в единую рудную зону участки III - VI месторождения Малый Башарт. Для ОАО «ГДК Хром» были подготовлено технико-экономическое обоснование по разведке месторождения Лактыбаш, а также даны рекомендации по рациональной схеме переработки вкрапленных руд и их комплексного использования.

массивов Южного Урала» (2005 г.), а также использовались при геологическом доизучения листов М 1:1000000 (N-41) и М 1:200 000 (N-40-XVII, N-40-XXXIV; N-41-I, N-41-II, N-41-VII, N-41-XIII) совместно с ОАО «Челябинскгеосъемка», ООО «Геопоиск» и ОАО «Башкиргеология».

4. При участии автора были выявлены новые проявления хромовых руд в пределах Чемпаловского и Муслюмовского массивов Челябинской области.

Защищаемые положения:

1. Модель формирования месторождений хрома в офиолитах, предусматривающая ведущую роль высокотемпературного пластического течения рести-та.

2. Стадийность образования хромититовых концентраций, включающая формирование линейно-плоскостных тел вкрапленных руд при декомпрессион-ном подъеме мантийного вещества и преобразование их в залежи массивных руд при субдукционном сжатии.

3. Особенности состава акцессорных и рудообразующих шпинелей в ультрабазитах, обусловленные геодинамической обстановкой образования массивов и характером пластического течения рестита, позволяют восстановить условия формирования месторождений хрома.

4. Перспективы хромитоносности, связанные с месторождениями беднов-крапленного типа, позволяют считать последние потенциальным источником сырья для хромовой промышленности.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации автором опубликовано 75 работ, из них 5 монографий, 24 статьи, включая 11 публикаций в рецензируемых журналах из перечня ВАК, таких как «Доклады Академии наук», «Вестник Московского университета», «Бюллетень МОИП», «Руды и металлы», а также материалы докладов на совещаниях различного ранга. Основные положения работы докладывались на V-VII Республиканских научно-практических конференциях: «Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана (г. Уфа, 2003, 2006, 2010 гг.), на X и XIII Чтениях А.Н. Заварицкого «Геология и металлогения ультрамафит-мафитовых и грани-тоидных интрузивных ассоциаций складчатых областей» (2004 г.) и «Эндогенное оруденение в подвижных поясах» (2007 г.) в Екатеринбурге, III Международной конференции «Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения» в Качканаре (2009 г.), XXI Международ-

ной научной конференции «Фундаментальные проблемы геологии месторождений полезных ископаемых и металлогении» в МГУ (2010 г.), XI Всероссийском Петрографическом совещании в Екатеринбурге (2010 г.), VI-XVI школах «Металлогения древних и современных океанов» в Миассе (2000-2011 гг.)

Благодарности. Автор благодарен за постоянную помощь и поддержку своему научному консультанту, заведующему лабораторией Рудных месторождений Института геологии УНЦ РАН Владимиру Ивановичу Сначеву, а также сотрудникам лаборатории E.H. Савельевой, A.B. Сначёву и Е.А. Бажину. Автор признателен за полученную возможность участвовать в работах по изучению хромитоносности массивов Южного Урала A.JI. Чернову; директору ИГ УНЦ РАН член.-корр. РАН В.Н. Пучкову, Н.С. Кузнецову, В.М. Мосейчуку, руководству ОАО «Челябинскгеосъемка», ООО «Геопоиск», ООО «ГДК Хром», ООО «Восток», ООО «Уралметаллкомплект»; за сотрудничество на разных этапах работы - М.В. Рыкусу, А.Н. Грицуку, Т.Ф. Меньшиковой, Д.Г. Ширяеву, P.A. Насибуллину, Ф.Р. Ардисламову, A.A. Малиновской, P.E. Николаеву.

Основная идея работы во многом опирается на фактический материал, полученный предшественниками (Кравченко, 1969; Москалева, 1974; Ефимов, 1984; Денисова, 1989; Савельева, 1987; Щербаков, 1990 и др.). Большое значение для формирования взглядов автора имело обсуждение различных аспектов генезиса гипербазитов и хромовых руд с В.Ю. Алимовым, А.И. Чернышовым, В.Б. Федосеевым, С.Е. Знаменским, Н.Е. Никольской, В.И. Николаевым, которым я выражаю огромную признательность. Обсуждение отдельных вопросов, затронутых в данной работе, проводилось при участии В.И. Старостина, В.В. Дистлера, Р.Н. Соболева, И.Б. Серавкина, A.M. Косарева, Д.Н. Салихова, A.A. Алексеева, Т.Т. Казанцевой, Н.Д. Сергеевой, С.Г. Ковалева, E.H. Горожаниной. Работа не могла состояться без аналитической базы, в формировании которой автору большую помощь оказали Д.Ю. Сапожников, Н.Е. Никольская, С.А. Ягудина, Н.Г. Христофорова, Т.И. Черникова, И.И. Кулыгин, Е.И. Чурин.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения. Объем работы составляет 409 страниц, она содержит 9 таблиц, 106 иллюстраций, список литературы включает 357 наименований. Защищаемые положения 1 и 2 раскрыты в главах 4 и 5, положение 3 - в главах 3 и 4, положение 4 - в главе 4.

Первая глава посвящена истории изучения ультрабазитовых массивов Южного Урала. Во второй главе рассмотрено геологическое строение наиболее крупных массивов региона и дана краткая петрографическая характеристика пород. В третьей главе рассматриваются геохимические особенности ультраосновных пород, состав акцессорных и рудообразующих хромшпинелидов. Четвертая глава посвящена хромитоносности офиолитовых массивов Южного Урала и их мировых аналогов. В пятой главе изложена реститово-метаморфогенная модель образования хромовых руд.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

В геологическом строении складчатого пояса Южного Урала ультраосновные породы играют важную роль, слагаемые ими массивы занимают площадь около 10 тыс. кв. км. Тела ультрабазитов образуют несколько параллельных субмеридиональных поясов (рис. 1). Крайнее западное положение занимает Кракинско-Медногорский пояс ультрабазитов, приуроченный к Зилаиро-Сакмарской зоне. На юге он сочленяется с Главным гипербазитовым поясом Южного Урала, который на своем южном окончании заходит в Сакмарскую зону, а на северном продолжении полностью располагается внутри Вознесенско-Присакмарской (зона Главного Уральского разлома). В центральной части он может рассматриваться как совокупность двух параллельных поясов: западного, который представлен массивами лерцолитового типа (Нуралинский, Тар-лауский, Миндякский), и восточного, в который входят массивы гарцбургито-вого типа (Аушкульский, Калканский, Байгускаровский, Ишкининский).

Вдоль восточной границы Магнитогорской мегазоны протягивается цепочка массивов гарцбургитового типа, объединяемая в Миасс-Куликовский пояс (Аминевский, Куликовский, Кацбахский). В пределах Восточно-Уральской мегазоны расположен пояс ультрабазитов, в который входят массивы, сложенные антигоритовыми апогарцбургитовыми серпентинитами - Успеновский, Та-тищевский, Варшавский, Верблюжьегорский и ряд более мелких.

Гипербазитовые массивы Южного Урала состоят обычно из двух неравномерных частей: ультрабазитовой и габброидной. Первая в значительной степени преобладает и состоит из чередующихся пород ряда лерцолит-гарцбургит-дунит. В зависимости от роли в строении массивов лерцолитов, выделяют массивы лерцолитового и гарцбургитового типов (Савельева, 1987).

Талов<;|1 Нуралинслии /1

OtíCriUU

лежи и

¡Хаёарнинский;

Аккарги некий

Кемпирсайский;

100 млн.т

100 тыс.т

1 млн.т

о 1 тыс.т

Рис.1. Схема расположения гипербазитовых массивов в структуре Южного Урала (А) и их относительная хромитоносность (Б)

Составлена с использованием данных З.Р.Мазура (1961 г.), И.Д.Соболева, В.А.Прокина (1977), А.С.Варлакова (1978), И.Б.Серавкина, А.М.Косарева, Д.Н.Салихова и др. (1992), А.В.Тевелева и др. (2000, 2002), Н.С.Кузнецова, Е.А.Белгородского, Г.И.Водорезова, Ю.П.Бердюгина, М.Д.Тесаловского и др. Условные обозначения (А): 1- отложения чехла Восточно-Европейской платформы, 2 - комплексы палеоконтннентального типа, 3 -метаморфические комплексы, 4 - комплексы палеобассейнов. Римскими цифрами обозначены структурно-формационные зоны: I - Западно-Уральская зона линейной складчатости, 11 -Башкирский мегантиклинорий, III - Зилаирский мегасинклинорий, IV - Сакмар-ская зона, V - зона Уралтау, VI - Эбетинский антиклинорий, VII - Вишневогорско-Ильменогорский метаморфический комплекс, VIII - Магнитогорская мегазона, IX - Ара-мильско-Сухтелинская зона, X - Восточно-Уральское поднятие, XI - Восточно-Уральский прогиб, XII - Зауральское поднятие. Арабскими цифрами обозначены наиболее крупные ультрабазитовые массивы: I - Крака, 2 - Уфалейский, 3 - Таловский, 4 - Иткульский, 5 -Муслюмовский, 6 - Нуралинский, 7 - Казбаевский, 8 - Калканский, 9 - Миндякский, 10 -

Куликовский, 11 - Татшцевский, 12 - Верблюжьегорский, 13 - Варшавский, 14 - Присакмар-ский, 15 - Байгускаровскнй, 16 - Катралинский, 17 - Халиловский, 18 - Ишкшганский, 19-Хабарнинскин, 20 - Кемпирсайский, 21 - Наследницкий, 22 - Шевченковский, 23 - Аккар-пшский, 24 - Киембайский. <3 - суммарное значение разведанных запасов и ресурсов хромовых руд в тыс. тонн, определенное по фондовым материалам

Лерцолитовые массивы имеют более простое строение, в них можно выделить почти однородные участки гарцбургит-лерцолитового состава и полосчатые дунит-гарцбургитовые комплексы линейно-плоскостного строения, которые чаще всего распространены по периферии первых и контактируют с габб-роидным комплексом, образование которого большинством исследователей трактуется как результат кристаллизации выплавки, извлеченной из первичного лерцолитового материала верхней мантии. Массивы гарцбургитового типа отличает, кроме их существенно гарцбургитового состава, наличие сетчатого и шлирово-полосчатого дунит-гарцбургитовых комплексов. Основным мотивом строения последних является наложение на первичную полосчатость эпигенетических дунитовых жил, образующих штокверки и обрамляющих крупные ду-

нитовые обособления.

В строении массивов обоих типов отсутствует ритмичная фазовая и скрытая геохимическая расслоенность, но характерна метаморфическая полосчатость, обусловленная чередованием слоев гипербазитов с различными количественными соотношениями оливина, пироксенов и шпинелидов. В породах повсеместно развиты деформационные структуры, минеральная уплощенность и линейность. Габброидный комплекс может быть представлен или отдельными дифференцированными телами верлит-пироксенит-габбрового состава (обычно - на периферии мантийной части разреза), или развит в виде маломощных даек среди гарцбургитов и дунитов.

ПЕРВОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Модель формирования месторождений хрома в офиолитах, предусматривающая ведущую роль высокотемпературного пластического течения рестита [2, 3,4, 8, 12, 18, 22, 24]

В настоящее время отсутствует единая концепция генезиса хромитовых концентраций в офиолитовых ультрабазитах, которая бы непротиворечиво объясняла все наблюдаемые в природе закономерности их строения. Большинство

существующих гипотез можно разделить на две группы: а) магматические и б) метасоматические. В первом случае ведущая роль в образовании месторождений отводится внедрению рудно-силикатной магмы и обособлению рудных концентраций хромита при ее дифференциации (Кравченко, 1969; Соколов, 1948; Тауег, 1969; Ballhaus, 1998; Lago et al., 1982 и др.). Во второй группе гипотез основная роль в рудообразовании принадлежит процессам взаимодействия твердых ультрабазитов с флюидом или расплавом, при котором происходит изменение его состава от существенно пироксенового к оливиновому — «оливи-низация», образование «дунитов замещения» (Москалева, 1974; Kelemen et al., 1995; Zhou et al., 1996 и др.).

Оба подхода сталкиваются с серьезными проблемами, из которых укажем только основные. Изучение большого числа месторождений хромовых руд в офиолитовых комплексах мира показывает, что хромититы и вмещающие их дуниты всегда обнаруживают большую мобильность по сравнению с окружающими перидотитами и в то же время не содержат высокотемпературных флюидных минералов, наличие которых подтверждало бы «остаточный» характер рудно-силикатной магмы. Вместе с тем, температура плавления рудоносной хромитит-дунитовой ассоциации намного выше, чем гарцбургитов, что противоречит их более позднему внедрению в виде расплава. Против метасоматиче-ского механизма образования рудоносной ассоциации также свидетельствует отсутствие в ней высокотемпературных флюидных фаз, равно как и реакционных взаимоотношений между оливином и пироксеном. Просачивание сквозь перидотиты расплавов не могло не оставить после себя следов в виде участков стекла или резорбированных зерен пироксенов, чего также обычно не наблюдается.

В то же время, офиолитовые ультрабазиты повсеместно обнаруживают признаки высокотемпературной деформации, основными механизмами которой являются внутризерновое трансляционное скольжение и синтектоническая рекристаллизация. Тектоническое течение вещества имело определяющее значение при формировании структуры ультрабазитовых массивов (Гончаренко, 1989; Ефимов, 1984; Савельева, 1987, Шмелев, Пучков, 1986; Щербаков, 1990 и др.), что подтверждается соответствием петроструктурных диаграмм породообразующих минералов природных объектов таковым деформированных пород в условиях эксперимента (Carter, Ave Lallemant, 1970; Nicolas, 1973 и др.).

Рассмотрим взаимосвязь процессов петро- и рудогенеза в мантийных ультрабазитах, учитывая, что для образования месторождения какого-либо элемента в определенном участке геосферы необходимо два условия: 1) наличие минералов-носителей данного элемента и 2) механизма их концентрирования. В месторождениях хромовых руд вне зависимости от их масштаба концентрация хрома по отношению к его кларку составляет 10-100 раз, а главным минералом, накапливающим хром, и единственным промышленным источником его является хромшпинелид.

Для выполнения первого условия необходимо наличие самих хромшпи-нелидов. В мантийных перидотитах в акцессорных количествах присутствует шпинель с содержанием Сг2Оэ от 10 до 40%, а рудообразующие хромшпинели-ды из офиолитов обычно содержат его в количестве 40-65%. Таким образом, необходимым условием для образования месторождений является образование добавочных количеств высокохромистой шпинели. Большинство моделей предполагает выделение хрома при частичном плавлении лерцолитов (Рингвуд, 1981; Перевозчиков, 1995 и др.), либо при растворении пироксенов в ходе взаимодействия расплава и рестита (Kelemen et al., 1992; Савельева, Батанова, 2009 и др.).

В экспериментах по частичному плавлению перидотитов установлено, что по мере повышения температуры и степени плавления в рестите наблюдается следующий ряд минеральных ассоциаций: оливин + энстатит + диопсид + шпинель -> оливин + энстатит + расплав-» оливин + расплав (Ito, Kennedy, 1967; Scarfe et al., 1979 и др.). В результате плавления разделение химических элементов между расплавом и реститом происходит следующим образом: в базальтовом расплаве преимущественно концентрируются щелочи, алюминий, кальций, титан, большая часть железа; в рестите накапливаются более тугоплавкие - магний, никель и хром.

Содержание Сг203 в исходном диопсиде достигает 1%, в энстатите - 0,50,7 %. Вместе с тем, трехвалентный хром практически не входит в виде изоморфной примеси в кристаллическую решетку оливина, концентрация его здесь на порядок ниже, чем в пироксенах (0,01-0,05%). Следовательно, хром должен накапливаться в рестите в виде собственной минеральной фазы - хромшпине-лида, причем содержание последнего растет одновременно с ростом степени истощения субстрата пироксенами. Кроме частичного плавления, возможна и

чисто метаморфическая сегрегация хрома с последующим выделением его в виде хромита, механизм которой рассмотрен в работах (Кутолин, 1983; Ярош, 1980). Вне зависимости от механизма образования дополнительных зерен хромшпинелидов, в породе они первоначально должны находиться в рассеянном состоянии. Процесс их концентрации в отдельные тела неразрывно связан с пластическим течением ультрабазитов.

Многочисленные экспериментальные исследования последних лет показали, что в широком диапазоне Р-Т-е условий вязкость агрегатов энстатита примерно на 25% выше, чем форстерита (Hirth, Kohlstedt, 1996), для оливина характерно явление гидролитического ослабления (Karato et al., 1986). Одним из первых на меньшую вязкость оливина по сравнению с энстатитом в процессе деформации мантийных ультрабазитов указал А.Николя с соавторами (Nicolas et al., 1971) при описании альпийских массивов. В цитируемой работе показано, что при одних и тех же условиях деформирования в зернах оливина происходит трансляционное скольжение в направлении смещения, а в зернах ортопироксе-на наблюдается разрыв. Аналогичные соотношения между породообразующими минералами ультрабазитов часто наблюдаются и на массивах Южного Урала. Для оливина характерна фрагментация по всему объему зерен с формированием мозаичной субструктуры (рис. 2 а-в). В «тенях давления» часто отмечается рекристаллизация путем миграции границ зерен (рис. 2 г). Ортопироксен испытывает хрупкую деформацию, в его зернах образуются ослабленные зоны по механизму трещин отрыва и скалывания (рис. 2 б, в), вдоль которых происходит внедрение фрагментированного оливина.

Более крупные, по сравнению с основной массой оливина, зерна ортопи-роксена сегрегируют в струйки и ленты, что в конечном счете ведет к разделению данных минералов внутри пластического потока по областям с различной скоростью течения. Аналогичным образом происходит концентрирование зерен хромшпинелидов, первоначально находящихся в рассеянном состоянии в дуни-тах.

Рудный хромит значительно более жесткий по сравнению с оливином, что объясняет следующие часто наблюдаемые в дунитах и хромититах соотношения между минералами: 1) выжимание оливиновых агрегатов из интерсти-ций во вкрапленных рудах (рис. 3 в, г), 2) рост компетентности слоев дунита при повышении содержаний хромшпинелида, что выражается в их будиннро-

вании внутри безрудного дунита, 3) образование «трещин» растяжения и скалывания в рудных слоях и внедрение по ним дунита из соседних участков (так называемые «интрарудные дайки» дунитов).

Рис. 2. Структурные взаимоотношения оливина, ортопироксена и шпине-

лида в перидотитах

Условные обозначения: 1 - оливин, 2 - пироксены, 3 -хромшпинелиды, 4 - хромшгш-нелиды в ассоциации с плагиоклазом; пунктиром показаны границы субзерен.

При обтекаемой форме зерен хромита (рис. 3 а) образуются полосчатая и ленточная текстуры с минимальными осложнениями в виде петельчатых обособлений силикатного материала, мелких складок, глобулярных сгущений, а также сгущений, поперечных к общему структурному плану (рис.3 д, е). В случае более сложной морфологии минеральных агрегатов наблюдается их вращение (рис. 3 б), что приводит к образованию разнообразных текстурных типов руд (артеритовые, пятнистые). Увеличение густоты вкрапленности происходит путем отжимания податливого оливина из интерстиций (рис. 3 в, г). Во многих случаях отмечается рост размеров зерен хромшпинелидов одновременно с ростом густоты вкрапленности.

Петельчатые руды чаще всего сложены мелкозернистым хромшпинели-дом, а оливин, образующий ядра между петлями - более крупнозернистый. При увеличении стресса крупные зерна оливина фрагментируются, а мелкие хром-шпинелиды проникают в силикатные ядра, текстура постепенно из петельчатой переходит в однородную густовкрапленную [12]. Деформация прослоев вкрапленных руд иногда ведет к сопряженным явлениям будинажа и местного обо-

вина и хромшпинелида в дунитах и хромититах Примечание: а — е - схематизированные зарисовки с фотографий; Ол - агрегаты зерен оливина, Хр - зерна хромшпинелида, стрелками показано генеральное направление течения пород и локальные перемещения зерен и их фрагментов

1 мм

Рис. 3. Структурные взаимоотношения оли-

гащения будин рудным веществом. Ослабленные зоны заполняются менее вязким безрудным дунитом, а вблизи их контактов формируется зона обогащения, сложенная более густовкрапленным хромитом, чем в первичном теле.

Рассмотрим соотношение структур рудоносных дунит-хромититовых ассоциаций и окружающих перидотитов на примере массивов Крака. Проведенные предшественниками работы (Денисова, 1989; 1990; Савельева, 1987 и др.) позволили установить повсеместное распространение в ультрабазитах деформационных структур, свидетельствующих о формировании массива в результате преимущественно послойного пластического течения, сопровождавшегося складкообразованием. Мантийное происхождение дунит-перидотитовой полосчатости, минеральной сланцеватости и линейности доказывается тем, что данные элементы структуры образованы первичными минералами без участия водных силикатов. Е.А. Денисовой (1989, 1990) было установлено, что пластическое течение в оливине из лерцолитов и гарцбургитов реализовывалось преимущественно путем внутризернового трансляционного скольжения по системам (010) [100] и {0к1} [100]. В обнажениях с выраженной анизотропией строения минеральная сланцеватость практически всегда параллельна полосчатости, линейность располагается в плоскости полосчатости, а ось ^ оливина совпадает с линейностью либо образует с ней небольшой угол.

Для выяснения взаимоотношения пластического течения в ультрабазитах и рудообразующих процессов нами предпринято сравнительное изучение плоскостных структур в ультрабазитах и рудоносной хромитит-дунитовой ассоциации в пределах Апшакской и Саксей-Ключевской площадей массивов [12, 18]. В верхней части рис. 4 показаны диаграммы ориентировок полюсов плоскостных структурных элементов рассматриваемых участков, из которых следует, что залегание полосчатости и минеральной сланцеватости в перидотитах и рудоносных комплексах идентичны.

Автором проведено изучение петроструктур оливина из образцов перидотитов, дунитов и хромититов Правосаксейской хромитоносной зоны и месторождения Большой Башарт (рис. 5). Шпинель-плагиоклазовый перидотит из надрудной толщи месторождения Большой Башарт (ЮК-1386) обнаруживает четкую предпочтительную ориентировку оливина. Все три оси оптической индикатрисы образуют четкие взаимоперпендикулярные максимумы, а по соотношению с минеральной уплощенностью и линейностью петроструктурный

узор интерпретируется как сформированный в условиях трансляционного скольжения по системе (010)[100]. С линейностью совпадает ось ось N01 ей перпендикулярна и находится в плоскости минеральной уплощенности, а Ир образует максимум перпендикулярно к плоскости минерального уплощения и полосчатости.

Рис. 4. Диаграммы ориентировки полюсов плоскостных элементов строения ультрабазитов и хромититов Саксей-Ключевской и Апшак-Башартовской площадей массивов Крака

А - Б - Апшак-Башартовская площадь массива Южный Крака (А - улътрабазиты, Б - хромити-ты), В - Г - Саксей-Ключевская площадь массива Средний Крака (В - ультрабазиты, Г -хромититы). Изолинии: А - 1,5-3-4,5-8%; Б -1,4-2,8-4,3-6,75-11%; В -3-6-9-15%; Г - 0,7-1,42,1-3,4-5,5-8,2%. Проекция на верхнюю полусферу; пунктиром показаны доминирующие плоскости полосчатости и минеральной уплощенности в породах и рудах

Несколько более сложная картина наблюдается на диаграммах, построенных по данным изучения рудовмещающих дунитов как Большого Башарта, так и Правосаксейской зоны (рис. 5). Наиболее четкая ориентировка отмечается для оси № во всех образцах. Отличительной ее чертой является наличие на диаграммах раздвоенных максимумов, лежащих по обе стороны от плоскости минеральной уплощенности, линейность породы является биссектрисой угла между максимумами. Подобный петроструктурный узор характерен для трансляционного скольжения оливина по направлению [100] в режиме простого сдвига при относительно высокой скорости деформации (е~10"4с~') и температуре порядка 1000°С (Чернышов, 2001).

Менее четко на диаграммах ориентированы две другие оси - N111 и Кр: обычно для них характерно образование большого числа нечетких максимумов в плоскости, перпендикулярной минеральной уплощенности, реже ось ТЧр формирует довольно отчетливые максимумы почти перпендикулярно линейности. Описанные выше особенности внутреннего строения дунитов и редковкрап-

ленных хромититов можно интерпретировать как сформированные в условиях тектонического течения, основным механизмом которого было внутризерновое трансляционное скольжение по системе {0к1}[100].

Рис. 5. Ориентировки осей оптической индикатрисы оливина из ультраба-зитов хромитоносных зон массивов Крака

Примечание: ЮК-1386 - шпинелъ-плагиоклазовый лерцолит из надрудной толщи месторождения Большой Башарт, остальные образцы - дуниты и хромититы Большого Башарта (КЖ-1382-А) и Правосаксейской зоны (ПС-2008-1-А1, 1108-Б); Э - полосчатость и упяощен-ность оливина, Ь - минеральная линейность, изолинии проведены через 1-2-4-6-8% (по 100 зерен)

Для изученных образцов характерна петельчатая текстура, макроскопически выраженная в формировании вокруг оливиновых ядер тонкозернистой оторочки хромшпинелидов. Ядерные части блоков сложены более крупными лин-зовидными зернами оливина, удлинение которых либо совпадает с удлинением блоков, либо образует с ним острый угол (менее 20°). Данные образования сходны с дуплексными структурами, формирующимися при пластической деформации пород в экспериментальных условиях и диагностированные во многих природных объектах преимущественно метаморфогенного генезиса.

В ходе пластического течения оливин испытывает трансляционное скольжение, сопровождающееся рекристаллизацией. Последняя в пограничных зонах линзовидных ядер (наиболее напряженных участках) ведет к уменьшению зерна и имеет характер синтектонической, в центральных же частях, где напряжение минимально, происходит локальная посттектоническая рекристаллизация, сопровождающаяся ростом зерен. Границы линзовидных блоков мигрируют соответственно тому, как меняется поле напряжений по отношению к рассматриваемому объему породы. Пока оливин является преобладающим минералом в зоне деформации, возможна наиболее быстрая перестройка границ ядер, размеры их достаточно большие (1,5-2 мм). Как только в систему добавляется значимое количество зерен хромшпинелидов, «миграция границ» ядер становится затруднительна, их размеры уменьшаются пропорционально расстоянию между соседними струйками хромита (0,2-0,5 мм).

Цикличность деформационного преобразования зерен оливина напоминает подобное поведение кварца в милонитах, образование которых происходит в сдвиговых зонах земной коры, в широком интервале РТ-условий. Установлено, что зерна кварца в ходе сдвигового течения проходят несколько стадий преобразования: 1) деформация, уплощение и вращение в соответствии с объемными преобразованиями в породе, 2) синтектоническая рекристаллизация, сопровождаемая разделением крупных деформированных зерен на мелкозернистый мозаичный агрегат, 3) разрастание отдельных зерен в соответствии с напряженным состоянием породы (Колодяжный, 2006; Brunei, 1980). Последняя стадия реализуется вследствие компенсации избыточной поверхностной энергии, которой обладает мелкозернистый агрегат.

Экспериментально полученные зависимости между температурой, скоростью деформации и системами скольжения (Щербаков, 1990; Karato et al., 2008)

указывают, что при постоянной температуре увеличение скорости пластического течения должно сопровождаться переходом от системы скольжения (010)[100] к системе {0к1}[100]. Это и наблюдается в рудоносных комплексах массивов Крака при переходе от шпинелевых перидотитов к рудовмещающим дунитам. Таким образом, ведущая роль при образовании хромитовых концентраций принадлежит твердофазному перераспределению зерен минералов ультрабазитов в ходе неоднородного пластического течения.

ВТОРОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ Стадийность образования хромититовых концентраций, включающая формирование линейно-плоскостных тел вкрапленных руд при деком-прессионном подъеме мантийного вещества и преобразование их в залежи массивных руд при субдукционном сжатии [2, 3,4,12]

Рассматривая геодинамические условия образования месторождений хрома, за главную отправную точку примем парадигму тектоники плит и классический для нее цикл Уилсона, который предполагает последовательное развитие подвижных поясов от зарождения континентального рифта до сжатия в режимах субдукции и коллизии. Последовательность этих событий для Уральского подвижного пояса убедительно показана в многочисленных работах (например (Серавкин и др., 1992; Пучков, 1993; Иванов, 1998 и др.)).

Вещество верхней мантии под стабильным регионом находится в состоянии динамического равновесия. При зарождении рифтовой структуры в вышележащих хрупких породах коры возникают зоны трещинноватости, ниже границы Мохо материал испытывает вязко-пластическое течение (Николаевский, 2006), при котором возникают неоднородности распределения материала. Возникновение пространственно-неоднородной структуры материала происходит под действием внешних полей: гравитационного, сейсмического, гидродинамического, неоднородностей гидростатического давления или температуры. Они создают асимметрию системы, способную стать причиной возникновения вибрационных сил - эффективного фактора перемещения и перераспределения вещества в неоднородных средах (Блехман, 1994). Согласно (Чиков, 2005), в областях современного рифтогенеза отмечается до 50-60 сейсмических «ударов» в сутки, что позволяет говорить о вибрационном характере деформации литосферы при рифтогенезе. В колеблющейся дисперсной среде глубинных геосфер

реализуются эффекты направленного массопереноса и виброреологические эффекты, ускоряющие процессы ползучести (виброползучесть) и виброрелаксации (Блехман, 1994; Чиков, 2010).

Мантийные ультрабазиты повсеместно обнаруживают признаки пластического течения, причем в качестве структурных элементов деформации при высокой температуре (Т/Тга > 0,7) выступают отдельные зерна минералов и их фрагменты. Это позволяет рассматривать данные породы как дисперсную систему, дисперсионной средой в которой является магнезиальный оливин (7099%), а дисперсной фазой магнезиальный ромбический пироксен (0-30%) и хромшпинелид (0-5%). Пористость ультрабазитов верхней мантии стремиться к нулю, в этом случае применимо условие неразрывности среды.

Движущей силой процессов перераспределения частиц в многокомпонентной полидисперсной системе является стремление системы к минимуму термодинамического потенциала. Критерием достижения состояния термодинамического равновесия в условиях стационарного внешнего поля является инвариантность механохимических потенциалов компонентов внутри равновесной системы. В работах [8, 24] качественно описан характер перераспределения геоматериалов с разными свойствами в условиях пластического течения. Для систем, находящихся в однородном гравитационном поле со стационарным вибрационным воздействием (однородное сейсмическое поле), меняющимся по вертикали, критерий термодинамического равновесия можно представить в виде

П, = и]' + рУ,

Ф + - 2

+ р(/г)Г, + 01п(«¡(А)) = сопи, (1)

где g - ускорение свободного падения, р„ К/ — плотность и удельный (на моль или на одну частицу) объём компонентов, п(И) — доля частиц типа /, р(И) — гидростатическое давление, <у2(Л)> - средний квадрат скорости колебания среды на высоте И, //," - стандартный химический потенциал компонента (далее в составе константы). Величина 0 = КГ, если использованы мольные характеристики компонентов и в=кТ- если индивидуальные. Считаем, что в неразрывной и несжимаемой среде частицы двигаются с такой же скоростью как дисперсионная среда.

Для системы со стационарным пластическим течением в однородном гравитационном поле, критерий равновесия имеет похожий вид

(2)

j + p(x,y,z)Vt +d\n{n,(x,y,z)-) = comt,

где координата г эквивалентна высоте /г, у(л\>-',г) - скорость течения.

На основе выражений (1 - 2) можно получить качественные закономерности поведения дисперсных частиц при внешнем силовом воздействии на дисперсную систему (Федосеев, 2010; Рес1о5ееу, 1998) и, в частности, описать случай перераспределения вещества в условиях пластического течения породы. Согласно (2) распределение дисперсной фазы во внешнем поле определяется плотностью р„ объемом V, частиц, интенсивностью внешнего воздействия у(х,у,=) или (у2(/г)) они же определяют величину и распределение гидростатического давления.

Соответственно для объемного распределения в пластическом потоке из (2)получим

и,(г) = л,(/)ехр

(3)

где г = x,y,z и г* = х*,у*^* - это координаты рассматриваемого фрагмента и эталонного, относительно которого строится распределение.

Рассмотрим слой, расположенный на одной высоте г = z* = const с прямолинейным ламинарным потоком, направленным по оси у, для него распределение частиц в потоке упрощается до

п,(х) = Сехр

М,уг ML р0

2в

(4)

Здесь различия в концентрации частиц полностью определены эпюрой скоростей и плотностью дисперсной фазы и дисперсионной среды. Если плотность частиц меньше плотности среды р<ро, концентрация частиц будет расти в области больших скоростей, т.к. п(х) ~ ехр(Лу2(х)), А > 0. Частицы с плотностью р> ро, напротив, должны выталкиваться в область с низкими скоростями потока п(х) ~ ехр(-Ж'2(х)), А > 0. Уравнение (4) позволяет описать и относительную концентрацию частиц разного типа (А и В) как

пл(~) ;

СА„ ехр

-(рА-РЛ + ^-^А)

V 4z) гв

(5)

где константа САв определена исходным составом системы. Отсюда следует, что при

(РА+РЬ)>А<(РВ + Л)УВ (6)

У в Рл + Ро

относительная концентрация частиц А будет выше там, где скорость потока больше.

При этом возможны несколько случаев: 1) если частицы одинакового размера, но разной плотности, то доля менее плотных выше там, где больше скорость; 2) при равной плотности, но различном размере мелкие частицы преобладают там, где скорость выше; 3) частицы мелкие плотные могут вести себя неоднозначно. Возможен вариант, когда мелкие частицы большой плотности будут преобладать в области больших скоростей над крупными частицами малой плотности.

Рассмотрим, каким образом должны вести себя в условиях неоднородного пластического потока минералы гарцбургита, состоящего из 75% оливина, 20% ортопироксена 5% хромита. Из петрографических наблюдений следует, что размеры структурных элементов деформации для оливина, ортопироксена и хромита не одинаковы. Пироксен в пластическом течении участвует в виде зерен или их крупных фрагментов (1-5 мм, в среднем 1,5-2 мм; р = 3,21 г/см ), оливин - в виде субзерен со средним размером около 0,5 мм (р = 3,19 г/см3). Для хромита характерны вариации в размерах структурных элементов деформации (зерен): акцессорные минералы дунитов и бедновкрапленных руд мелкие (0,1-0,8 мм при среднем 0,5 мм; р = 4,41 г/см3), в более концентрированных рудных телах размер зерен увеличивается до 0,5-3 мм, наиболее крупнозернистыми являются массивные хромиты (2-10 мм).

Подставим в полученное неравенство (6) значения плотности и размеров частиц минералов при условии, что дисперсионной средой является оливин.

Для пары оливин (ОТ) - ортопироксен (Орх) получим 0,04 к у-- < Рорх Ро' «1.

'Oft Pol + Pol

Неравенство выполняется, следовательно в областях с высокой скоростью потока должна быть выше доля частиц оливина. Частицы хромита {Chrt) согласно

неравенству i = i^i- < Рал + «1,2 должны в незначительной степени отделяться

УСм Pot + Pot

от частиц среды (оливина), концентрируясь в участках с небольшим снижением

скорости потока. Соотношение (6) позволяет объяснить тот факт, что рудообра-зующий хромит в офиолитах никогда не ассоциирует с ортопироксеном, тогда как уже в самых тонких прослоях дунита среди гарцбургитов встречаются хро-мититовые сегрегации.

Реальность процесса стратификации дисперсных сред, представленных горными породами, в условиях декомпрессии показана в экспериментах Б.М.Чикова с сотрудниками (1992; 2010 и др.). В частности, при деформации гранитного катаклазита в условиях «обжатие+стресс» наблюдалось образование симметричной структуры, обусловленной наличием осевой зоны стеклования (частично-расплавленный материал), окруженной зонами сепарационной полосчатости с избирательной концентрацией в них зерен минералов различного состава и размерности (Чиков, 2010).

Второй этап деформации ультрабазитов и рудогенеза связан с воздействием на уже «расслоенную» толщу дунит-гарцбургитовых полосчатых комплексов тангенциальных напряжений в обстановке субдукции. Результатом сжатия неоднородного по реологическим свойствам материала является хрупко-пластическая деформация его составных частей на макроуровне, что ведет к образованию на месте полосчатых дунит-гарцбургитовых комплексов сложных по строению сетчатых и шлирово-полосчатых образований того же состава. Породы ведут себя согласно их реологии: деформация локализуется в дунито-вых слоях, приводя к их растеканию, а гарцбургиты играют роль относительно жестких ограничений как для дунитов, так и для хромититовых тел, которые мигрируют внутри пластичной дунитовой оболочки.

Поскольку дунит и гарцбургит имеют постепенные переходы и различие в их реологии определяется количественными соотношениями между оливином и ортопироксеном, в ходе деформации происходит дальнейшее перераспределение зерен данных минералов: оливин стремится к формированию мономинеральных подвижных масс, ортопироксен также образует зоны обогащения вплоть до жил энстатититов.

В итоге происходит будинаж компетентных гарцбургитов, наиболее крупные ослабленные зоны образуются по механизму «трещин» отрыва и заполняются реологически слабыми дунитами, они осложнены серией более тонких жил, образованных по механизму сколовых «трещин». Формирующаяся таким образом структура напоминает характерный для массивов гарцбургитового

типа шлирово-полосчатый дунит-гарцбургитовый комплекс, в строении которого принимают участие крупные дунитовые тела, обрамленные густым штокверком маломощных дунитовых жил. Крупные обособления дунитов располагаются внутри зон интенсивного пластического течения с определенным шагом, который составляет около 10 км [3].

В хромовых рудах одновременно с ростом содержания рудных минералов увеличивается размер их зерен, а тела, сложенные густовкрапленными и массивными рудами, имеют тенденцию локализоваться вблизи компетентных гарцбургитовых экранов (Кравченко, 1969; Москалева, 1974). Последнее объясняется тем, что согласно неравенству (6), при увеличении размеров структурных элементов деформации (зерен) хромита до 2 мм и сохранении таковых для

оливина (0,5 мм), мы получаем: 0,03125 = ^f- < Pchrt + Ро' « 1,2, что говорит о

' Chrt Pol + Pol

сильном разделении в пластическом потоке данных минералов. Следствием этого в условиях субдукционного сжатия является выжимание более мобильных оливиновых агрегатов в области с меньшим давлением, а залежи массивных хромититов ассоциируют с гарцбургитами, отделяясь от последних маломощной дунитовой оторочкой.

ТРЕТЬЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Особенности состава акцессорных и рудообразующих шпинелей в улыпрабазитах, обусловленные геодинамической обстановкой образования массивов и характером пластического течения рестита, позволяют восстановить условия формирования месторождений хрома [1, 4, 7, 9, 13, 14, 15,20,26]

Составы акцессорных шпинелей различаются в ультрабазитах, встречающихся в различных геодинамических обстановках (рис. 6 А, Б), при этом наиболее информативным дискриминационным показателем является отношение Сг/(Сг+А1) (Савельева, 1987; Паланджян, 1992 и др.). Минимальные значения рассматриваемого отношения (0,08 - 0,25) характерны для ксенолитов ги-пербазитов из базальтов внутриплитных обстановок. Повышение хромистости до 0,3-0,5 происходит в перидотитах срединно-океанических хребтов и трансформных разломов. Высокая хромистость шпинелидов (0,5-0,8) характерна для ультраосновных реститов, драгированных в пределах глубоководных желобов и

залегающих в основании островных дуг, также высокими значениями рассматриваемого показателя характеризуются шпинели из перидотитовых нодулей в кимберлитах и хромиты, образующие включения в алмазах (Barnes, Roeder, 2001).

В нижней части рис. 6 (В-Е) на треугольную диаграмму Н.В. Павлова нанесены составы акцессорных шпинелидов из реститовых ультрабазитов Южного Урала. Сгруппированы массивы в соответствии со схемой тектонического районирования (рис. 1). При этом к «западным» поясам отнесены массивы Зи-лаирского мегасинклинория и западной части зоны Главного Уральского разлома (ГУР), к «центральным» - массивы, обрамляющие с запада и востока Магнитогорскую мегазону, а к восточным — массивы Восточно-Уральской мегазо-ны.

Сравнение трех представленных диаграмм показывает четкую зональность в изменении состава акцессорных шпинелидов из реститов Южного Урала. Наименее хромистые шпинелиды встречаются в массивах западной части региона, затем следует повышение значений хромистости в реститах центральной части и вновь оно несколько снижается к востоку.

Интерпретировать наблюдаемую картину можно следующим образом. Крайние с запада ультрабазитовые массивы представляют собой «корни» верхней мантии Восточно-Европейского континента и окраинно-континентального рифта (Крака, Нурали), переходящего в океанический (Хабарнинский). В центральной части, по периферии Магнитогорской мегазоны, распространены сильно истощенные реститы, аналогичные ультрабазитам основания островных дуг (Калканский, Ишкининский, Куликовский).

Массивы Восточно-Уральской мегазоны (Варшавский, Верблюжьегор-ский, Татищевский и др.) обладают преимущественно среднехромистыми составами акцессорных шпинелей, что указывает на спрединговую обстановку их образования, которая скорее всего соответствует задуговому бассейну. Ранее аналогичная интерпретация была дана нами для ультрабазитовых массивов Южного Урала по результатам обобщения данных по петро- и геохимии пород [7]. В северной части территории, в районе стыковки Магнитогорской и Тагильской мегазон, характер зональности изменяется. Здесь наибольшим распространением пользуются средне- и высокохромистые акцессорные шпинели [1,13], а массивы лерцолитового типа отсутствуют.

Рис. 6. Составы акцессорных шпинелей из различных геодинамических об-становок и массивов Южного Урала

Условные обозначения: А -шпинелиды из ксенолитов ультрабазитов (по данным (Barnes, Roeder, 2001)): 1 - 3 - максимумы плотности значений, 1 - включения в алмазах, 2 -ксенолиты из кимберлитов, 3 - ксенолиты из базальтов, 4 - 7 - границы полей, 4 - ксенолиты из кимберлитов, 5 - ксенолиты из базальтов; 6 - ультрабазиты срединно-океанических хребтов (СОХ), 7 - ультрабазиты глубоководных желобов (ГЖ); Б - составы шпинелей из ультрабазитов (Базылев, 2003; Геология дна ..., 1980; Магматические ..., 1988 и др.): 1 - ультрабазиты, драгированные в ГЖ, 2 - марианиты ГЖ, 3 - 5 - СОХ, 3 - медленно-спрединговые «нормальные», 4 - медленно-спрединговые «аномальные», 5 - быстроспрединговые, оконтурено поле бонинитов ГЖ по (Barnes, Roeder, 2001); В - Б - акцессорные шпинелиды из массивов Южного Урала, В - «западные» пояса - 1 - 2 - Крака, 1 - лерцолиты и гарцбургиты, 2

- дуниты, 3 - Нуралинский (лерцолиты и гарцбургиты), 4 - 6 - Хабарнинский, 4 - лерцолиты, 5 - гарцбургиты, 6 - дуниты; Г - «центральные» пояса - 1 - Калканский (гарцбургиты), 2

- 3 - Ишкининский (2 - гарцбургиты, 3 - тальк-карбонатные породы), 4 - Куликовский; Д -«восточные» пояса - 1 - Варшавский, 2 - Верблюжьегорский, 3 - Татищевский, 4 - Успенов-ский, 5 - Наследнипкий, 6 - Могутовский, Каряжный, Дружнинский, 7 - Гогинский; Е -Кемпирсайский массв, 1 - гарцбургиты, 2 - дунит-гарцбургиты, 3 - дуниты. Диаграммы В -

Б построены по данным автора [1, 6, 9, 10, 12, 13] и работ, (Дунаев, Зайков, 2005, Малахов, 1983; Павлов и др., 1969; Панеях, 1984; Петрология ..., 1991; Савельева и др., 1989; Савельева, Перцев, 1995; Тевелев и др., 2002; 2005; Чаплыгина, 2003; Царицын, 1977; Jonas, 2003 и др.; Кораблев, 1999 г.).

Cr Cr Cr

Рис. 7. Составы рудообразующих хромшпинелидов из массивов различных структурно-тектонических зон Южного Урала.

А - массивы Зилаирского мегасинклинория и западной части Вознесенско-Присакмарской зоны, Б - массивы восточной части Вознесенско-Присакмарской зоны и Восточно-Магнитогоской зоны, В - массивы Восточно-Уральской мегазоны, Г - Д - массивы северной части Южного Урала; Г - северное продолжение пояса Главного Уральского разлома, Д -массивы северной части Вишневогорско-Ильменогорского комплекса и Восточно-Уральской мегазоны, Е - Кемпирсайский массив. Составлена по данным автора [1,4, 10, 12, 13] и работ (Хромиты СССР, 1940; Павлов и др., 1968; 1978; Москалева, 1974; Дунаев, Зайков, 2005; Кораблев, 1999 г.)

Обратимся теперь к составу рудообразующих шпинелей Южного Урала. На диаграммах в верхней части рис. 7 нанесены составы рудообразующих шпинелей из месторождений и рудопроявлений рассмотренных выше меридиональных зон. Составы рудообразующих шпинелей для массивов западных и центральных поясов практически не отличаются, образуя компактные поля в области высокохромистых составов с максимумом при Сг/(Сг+А1) = 0,75 (0,60,8). Шпинелиды из хромовых руд месторождений Восточно-Уральской мега-зоны отличаются пониженной хромистостью, составы их аналогичны составам акцессорных шпинелей из тех же массивов (Сг/(Сг+А1) = 0,5-0,65). Несколько иная зональность проявлена в составе рудных шпинелидов северной части Южного Урала (рис. 7). Для массивов западных поясов характерен диапазон значений хромистости, аналогичный выявленной для этой же зоны более южного района (Сг/(Сг+А1) = 0,6-0,8). При перемещении к востоку в рассматриваемом районе состав рудообразующих шпинелидов изменяется в сторону увеличения хромистости (Сг/(Сг+А1) = 0,7-0,85), а глиноземистый тип оруденения не проявлен. В хромовых рудах данной части региона более заметно проявлен метаморфизм, сопровождающийся ростом содержаний трехвалентного железа.

Особняком в ряду ультрабазитовых комплексов Южного Урала стоит уникально хромитоносный Кемпирсайский массив. Состав акцессорных шпинелидов (рис. 6) из перидотитов и дунитов практически полностью совпадает с таковым в массивах западной части Южного Урала. На треугольной диаграмме точки составов шпинелей из гарцбургитов образуют вытянутое поле вдоль стороны А1 - Сг от глиноземистых до среднехромистых составов (Сг/(Сг+А1) = 0,20,5) и лишь в дунит-гарцбургитовом рудоносном комплексе происходит увеличение хромистости акцессорного шпинелида до значений Сг/(СН-А1)= 0,6-0,75.

В то же время, для массива характерна зависимость геохимических типов хромового оруденения как от географического положения, так и от масштаба и морфологии рудных залежей. В западной и северной частях массива месторождения Батамшинского и Степнинского рудных полей сложены глиноземистыми и среднехромистыми шпинелидами (Сг/(Сг+А1)= 0,35-0,6), они обладают простым строением, жило- и линзообразной формой и небольшими размерами. В юго-восточной части массива крупные залежи, обладающие сложной морфологией (столбообразные, «древовидные» тела, комбинированные линзы), сложены высокохромистыми шпинелидами (Сг/(Сг+А1)= 0,75-0,85).

Таким образом, для Южного Урала выделяется несколько типов соотношений состава рудообразующих шпинелидов месторождений и акцессорных шпинелей из перидотитов того же массива:

1) глиноземистые акцессорные и высокохромистые рудообразующие шпи-нелиды (массивы «лерцолитового типа» - Крака, Нурали, Катралинский); средние по размерам пластообразные тела вкрапленных руд, реже - мелкие тела с «компактным» оруденением;

2) высокохромистые рудообразующие и акцессорные шпинелиды (Амам-байский, Куликовский, Калканский, Муслюмовский); размеры и морфология тел аналогичны первому типу, переходными между 1 и 2 типами являются массивы Халиловский, Хабарнинский (тип 1/2);

3) глиноземистые рудообразующие и акцессорные шпинелиды (массивы Восточно-Уральской мегазоны - Варшавский, Верблюжьегорский, Татищев-ский и др.); преобладают линзовидные и столбообразные тела массивных хромитов мелкого и среднего размера;

4) варьирующий состав шпинелидов как акцессорных, так и рудообразующих с общей тенденцией увеличения хромистости шпинели с ростом размеров месторождений (Кемпирсайский, Уфалейский); тела массивных хромититов различного размера и морфологии (столбо- и линзообразные, «древовидные» залежи), до весьма крупных.

Наблюдаемые различия между составом шпинелидов и особенностями морфологии хромититовых залежей обусловлены действием следующих факторов: 1) условий глубинности и режима высокотемпературной деформации при тектоническом течении ультрабазитов, 2) степени частичного плавления мантийного материала. Действие первого фактора включает в себя как гидростатическое давление, зависящее от глубины залегания пород, так и стрессовую составляющую.

Первый тип соотношений возникает при декомпрессионном подъеме мантийных пород. Как следует из многочисленных данных по изучению мантийных ксенолитов, для неистощенных перидотитов верхней мантии характерен глиноземистый состав шпинели, что и наблюдается в большей части массивов «лерцолитового типа». Образование же дунитов и включенных в них хромититовых тел с высокохромистой шпинелью можно объяснить резким декомпрес-сионным подъемом мантийного вещества с больших глубин. При этом течение

фокусируется в наиболее мобильных дунитовых телах, где в условиях максимальных стрессовых нагрузок концентрируются минералы с наибольшим модулем упругости и наименьшим размером зерен (высокохромистый шпинелид и магнезиальный оливин). Частичное плавление в данном случае имеет подчиненное значение.

По мере подъема ультрабазитовых масс на более высокий гипсометрический уровень увеличивается роль частичного плавления и уменьшается роль твердофазной дифференциации вследствие уменьшения всестороннего давления и величины декомпрессии, обуславливающей скорость подъема. Поэтому состав рудообразующих шпинелей должен изменяться в сторону выравнивания его с составом акцессорных, что ведет к уменьшению хромистости первых и увеличению таковой в последних. Одновременно увеличивается число тел хро-мититов, но их морфология и «концентрированность» оруденения не претерпевает сильных изменений. Таким образом формируются соотношения, переходные между 1 и 2 типами.

Второй тип соотношений составов возникает в предварительно истощенных ультрабазитах, в обстановке сжатия, что в современных условиях характерно для геодинамической обстановки глубоководных желобов. В процессе рудообразования примерно одинаковое значение имеют и пластическое течение пород, приводящее к твердофазной дифференциации породообразующих минералов, и частичное плавление.

Третий тип соотношений формируется в два этапа. На первом этапе в результате сопряженного действия декомпрессионного подъема и интенсивного частичного плавления образуются таблитчатые и уплощенно-линзовидные тела руд со среднехромистым шпинелидом (тип 1/2). Затем, в результате коллизионного сжатия (в низах коры), породы претерпевают метаморфизм антигоритовой фации и деформацию, при этом более компетентные рудные тела трансформируются в будинообразные линзовидные залежи массивного строения. Рудооб-разующие шпинелиды, в отличие от акцессорных, метаморфизуются незначительно.

Четвертый тип соотношений наиболее характерен для крупных тел ультра-базитов с длительной историей развития. На Южном Урале он представлен Кемпирсайским массивом. Формирование данного типа зональности включает в себя декомпрессионный подъем с больших глубин (тип 1), сменяющийся

спредингом с интенсивным частичным плавлением (тип 1/2). В это время образуются многочисленные таблитчатые и линзовидные тела хромититов с варьирующим составом шпинели - от высокохромистого до глиноземистого. При смене режима с декомпрессионного подъема на субдукционное сжатие «массив» располагался на значительной глубине, вблизи сейсмофокальной зоны со стороны океанического бассейна. Это подтверждается и настоящим положением массива в структуре Южного Урала.

На данном этапе основную роль в преобразовании многочисленных разрозненных хромититовых тел в богатые компактные залежи сыграла комбинация двух факторов: 1) сильнейшего сжатия, обусловленного сближением островной дуги и Восточно-Европейского континента и 2) высокой температуры, связанной с мантийным уровнем залегания массива и игравшей роль «размягчающего фактора» при пластическом течении вещества. В условиях сильного стресса и высокой температуры уже дифференцированный полосчатый перидо-тит-дунит-хромититовый разрез подвергся дополнительной хрупко-пластической деформации с обособлением крупных дунитовых тел, группировкой хромититовых залежей в узлы, «вдавливания» их вдоль дунитовых проводников в гарцбургиты. На минеральном уровне стресс привел к увеличению хромистости рудообразующего шпинелида. Сброс «лишнего» глинозема привел к образованию в цементе руд прожилков амфиболов и хлорита.

Резкая асимметрия субдукционного сжатия и ориентировка его с юго-востока на северо-запад (Иванов, 1998) отразилась в полной мере и на хроми-тоносности массива: все крупные месторождения с высокохромистым рудооб-разующим шпинелидом локализованы в юго-восточной части, в области максимального стресса. В этой же части массива габбро полностью преобразованы в интенсивно дислоцированные амфиболиты, в том числе - гранатовые (Абдул-лин и др., 1975). В северной и западной частях массива, где стресс был проявлен минимально, практически не претерпели изменений ни габбро, ни хромити-товые тела.

ЧЕТВЕРТОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ Перспективы хромитоносности, связанные с месторождениями бед-новкрапленного типа, позволяют считать последние потенциальным источником сырья для хромовой промышленности [4, 10, 13, 14, 25]

Хромовая промышленность России на протяжении последних 20 лет испытывает острый дефицит в сырье, большая часть которого в бывшем СССР поступала из месторождений Кемпирсайского массива (Казахстан). В настоящее время потребность в хромитах покрывается в основном за счет импорта. В 1990-2000-х гг. на Южном Урале активно велись поисковые работы, но значительного прироста запасов руд получено не было. Открытые в последние годы небольшие месторождения в пределах Уфалейского (Зиновьев, 2006 г.), Тати-щевского и Варшавского (Иванушкин, 2006 г.) массивов не могут решить существующую проблему.

Наибольшие перспективы сегодня связываются с месторождениями массива Рай-Из (Центральное, Западное и др.), а также с месторождениями расслоенных интрузий Северо-Запада России (Карелии (Аганозерское) и Кольского полуострова (Сопчеозерское)). Но даже при введении в эксплуатацию данных объектов, потребность в хромитовом сырье полностью не будет решена. Значительная часть руд указанных месторождений относится к вкрапленному типу и требует обогащения. Таким образом, поиск месторождений хрома на Урале, вблизи заводов-потребителей, является актуальной задачей.

Для решения поставленной проблемы можно указать два главных направления исследований: 1) разработка поисковых критериев на основе нового понимания механизма формирования месторождений хрома в офиолитах [8, 24], 2) вовлечение в эксплуатацию месторождений бедновкрапленных руд и их комплексное использование. Если практическая отдача от работ по первому направлению может ожидаться лишь в отдаленной перспективе, то второе направление может быть реализовано уже в настоящее время.

Для южно-уральского региона характерно широкое распространение потенциально хромитоносных массивов альпинотипных гипербазитов. Наиболее распространены четыре типа месторождений и проявлений [4]: 1) южно-кракинский - в небольших дунитовых телах среди гарцбургитов, 2) хабарнин-ский - в крупных обособлениях дунитов (краевых дунитах), 3) халиловский - в перидотитах с маломощной дунитовой оторочкой, 4) кемпирсайский - крупные залежи сложной морфологии в дунитах, а также среди гарцбургитов с дунитовой оторочкой. Последний тип известен только на Кемпирсайском массиве. Первые три широко распространены на большинстве массивов Урала.

В третьем типе преобладают массивные и густовкрапленные руды, по составу хромшпинелидов месторождения сильно различаются. К типичным их представителям относятся месторождения Халиловского массива, метаморфи-зованные их аналоги известны на Верблюжьегорском, Татищевском и ряде других массивов [4]. Эти объекты всегда привлекали интерес и сегодня являются предметом поисков и добычи.

Первым двум типам оруденения до настоящего времени в России не уделялось должного внимания, вместе с тем, данные рудопроявления обладают достаточно высоким практическим потенциалом. Одним из достоинств вкрапленных руд многих южно-уральских массивов является высокохромистый состав рудообразующего шпинелида (табл. 1, рис. 8), они образуют протяженные зоны - все это выгодно отличает их от мелких месторождений, сложенных массивными рудами.

На Южном Урале можно выделить несколько массивов, перспективных на вкрапленное оруденение: Иткульский, Крака, Нуралинский, Хабарнинский. Иткульский массив находится в северной части Вишнёвогорско-Ильменогорского метаморфического комплекса. В его пределах на площади менее 3 кв.км выделяется разными авторами от 12 до 31 рудопроявлений. На большинстве из них рудные тела представлены небольшими линзами и гнёздами густовкрапленного хромитита в дунитах, но на некоторых из них (в частности, на месторождении Большая Яма) оруденение прослежено горными выработками до глубины 60 м. Руды на большинстве проявлений густовкрапленные мелкозернистые, в центральных частях тел до массивных, на периферии переходящие в бедновкрапленные. По составу вкрапленные руды содержат 20-30% Сг2Оэ, в массивных оно поднимается до 40% и более. Запасы хромититов по состоянию на 1936 г. оценивались в 100-150 тыс.т руды с содержанием более 20% Сг203.

В пределах Нуралинского массива, включая зону серпентинитового меланжа, известно 5 месторождений, 23 рудопроявления и множество точек минерализации. Наиболее перспективными в отношении обнаружения месторождений вкрапленного типа является зона «краевых дунитов», расположенная между мантийными перидотитами и габброидным комплексом. К северу данная зона ответвляется от основного тела массива к северо-востоку, образуя отдельный удлиненный блок среди вмещающих пород.

Таблица 1

Средние составы рудообразующих шпинелидов из месторождений бедновкрапленных руд Южного Урала

массив п А1203 Сг203 М§0 Ре203 РеО ТЮ2 МпО

Хабарнинский 51 11,89 54,21 11,64 6,12 16,20 0,04 0,01

Нуралинский 6 14,45 55,42 14,20 3,14 12,49 0,11 0,12

Крака 38 14,59 54,50 12,72 3,26 14,55 0,27 0,16

Иткульский 12 7,48 60,08 11,73 5,15 14,92 0,16 0,35

Примечание: при составлении использованы данные работ [12, 13], (Кашин, Федоров, 1940), п - количество анализов

Сг

торых - Курманкульское, Аттестинское, Нуралинское. Хромовые руды залегают в серпентинизированных дунитах и аподунитовых серпентинитах. Хроми-титы образуют серию маломощных жил средне- и бедновкрапленных руд, длина отдельных тел достигает 50 м, мощность изменяется от 3 до 8,5 м. Для хро-мититов характерны полосчатая текстура и мелкозернистая структура. Отдельные тела подсечены бурением на глубине 50 м. Прогнозные ресурсы руды составляют: Курманкульское - 2,7 млн. тонн, Нуралинское - 1,6 млн. тонн со средним содержанием Сг2Оэ 5-13 % (Шумихин, 1980 г.).

В пределах Хабарнинского массива месторождения хрома сосредоточены в северо-восточной части, в краевых дунитах, они образуют протяженную зону северо-западного простирания. Наиболее крупным объектом является месторождение 5/11. Руды здесь также представлены мелкозернистыми вкраплен-

никами с полосчатой текстурой. Общие запасы хромовых руд на объектах массива составляли около 700 ООО тонн (Кашин, Федоров, 1940), из которых около 500 000 тонн сосредоточено на месторождении №5/11. Больше половины от общего объема запасов (60%) составляют средне- и бедновкрапленные руды со средним содержанием Сг203 около 20%, остальные 40% приходятся на сплошные и густовкрапленные типы хромититов, содержащих 35-40% Сг203. Рудооб-разующие хромшпинелиды Хабарнинского массива высокохромистые и относятся к алюмохромиту (50-56% Сг20з). В рудных минералах несколько повышены содержания FeO (11,17-18,48%) и Fe203 (4,2-10,1%).

В пределах массивов Крака наиболее перспективна Саксей-Ключевская площадь, расположенная в юго-восточной части массива Средний Крака. Для нее была составлена карта дунитовой составляющей (Савельев и др., 2002), [12], выявлено несколько участков с высокими ее значениями (более 80%). Один из них - Правосаксейская хромитоносная зона, где ранее было известно небольшое одноименное месторождение. Внутри второй, Шатранской полосы, известно месторождение бедновкрапленных руд. Внутри некоторых из вновь выявленных аномалий дунитовой составляющей хромитовые объекты пока неизвестны. Эти участки являются перспективными для постановки поисковых работ.

На простирании Правосаксейской зоны оконтурен с поверхности ряд новых проявлений хромовых руд. В их строении обычно принимают участие до 6-ти маломощных рудных тел с содержанием Сг?03 20-40%, разделенных безрудными дунитами и зонами редкого вкрапленника. Простирание рудных тел меридиональное, падение субвертикальное. По всей рудной зоне хромититы характеризуются мелкозернистой структурой и полосчатой текстурой. Состав рудообразующих шпинелидов высокохромистый (50-59% Сг203).

На участках Ключевском и Шатранском поисковыми работами (Шуми-хин и др., 1979 г.) выявлены одноименные рудопроявление и месторождение бедновкрапленных руд. Ключевское рудопроявление расположено в северной части Саксей-Ключевской площади вблизи границы дунит-гарцбургитового комплекса с габброидами. Хромовое оруденение приурочено к дунитам и представлено большим числом пластообразных и линзовидных тел с простиранием 310-330° и крутым до вертикального падением, иногда изменяющимся в пределах одного тела с северо-восточного на юго-западное. Выделяются три наибо-

лее крупных зоны - западная, центральная и восточная. Протяженность их изменяется от 300 до 1700 м, мощность от 3 до 15 м. По падению оруденение прослежено до глубины 100 м. Прогнозные ресурсы составляют 2,7 млн. тонн при содержании Сг203 5,65-6,84% (Шумихин и др., 1979 г.).

Месторождение Шатран расположено в юго-восточной части Саксей-Ключевской площади, рудовмещающими породами здесь также являются ду-ниты. Рудные тела представлены уплощенными линзами и пластообразными телами протяженностью до 650 м. Мощность сильно варьирует, достигая в отдельных случаях 60 м, а в среднем составляет 10 м. Прогнозные ресурсы вкрапленных хромититов на Шатранском месторождении составляют более 10 млн. тонн при содержании Сг203 5-11 % (Шумихин и др., 1979 г.).

Таким образом, хромовое оруденение Саксей-Ключевской зоны представлено бедновкрапленными хромититами со значительными ресурсами руд. Месторождения аналогичны таковым Ревдинско-Первомайской группы южной части Ключевского массива (Средний Урал), для которых институтом "Урал-механобр" разработана технология обогащения, позволяющая получать хроми-товый концентрат с содержанием Сг203 50-58% (Шумихин и др., 1979 г.). После обогащения в хвостах содержится 2,35% Сг203 при общей извлекаемости полезного компонента около 70%.

Кроме того, обогащение руд подобных месторождений может быть проведено более рационально с применением радиометрических методов крупнокусковой сепарации, когда сортировке подвергается фракция -100+40 мм, а предварительная оценка концентрата проводится при статистическом штуфном опробовании разведочных выработок. В частности, исследование значительного количества (более 500) рудных образцов массивов Крака свидетельствует о преимущественном распространении средневкрапленных руд и достаточно пестром их качественном составе в пределах отдельных объектов (Сначев, Савельев, 2003 г.), [12]. На большинстве из них в кусковой концентрат с содержанием более 35% Сг2Оэ будет идти в среднем около 25%, остальная масса требует дальнейшего обогащения.

Опыт работы на кракинских рудопроявлениях показал, что наиболее приемлема следующая схема переработки руд (Сначев, Савельев, 2003 г.; Савельева E.H., 2007). Исходная горная масса с содержанием 5-20% Сг2Оэ после предварительного дробления и грохочения подвергается рентгенорадиометри-

ческой сепарации. В результате образуются: 1) кусковой концентрат (не менее 35% Сг203); 2) хвосты, представленные дунитами, которые могут являться сырьем для производства огнеупоров; 3) промежуточный продукт (15% Сг203), который проходит дальнейшее дробление и гравитационное обогащение с получением хромитового концентрата, содержащего более 50% Сг20>

Заключение

Выполненные в диссертационной работе исследования позволяют сформулировать следующие основные выводы.

1. Обоснована реститово-метаморфогенная модель образования хромити-товых концентраций в ультрабазитах складчатых поясов, в которой ведущая роль отводится твердофазному перераспределению минералов при пластическом течении рестита. Источником хрома для образования рудного хромита являлись породообразующие минералы исходного лерцолита. Мобилизация хрома из силикатной формы в окисную происходила в результате выплавления легкоплавких минералов (шпинели, пироксенов) и диффузионным путем при зернограничной сегрегации его из пироксенов и оливина.

2. Показано, что месторождения хромовых руд формируются в двух последовательно сменяющих друг друга геодинамических режимах: а) деком-прессионного подъема и б) субдукционного сжатия. Подъем мантийного вещества при высоких давлении и температуре происходил в режиме дислокационной ползучести и сопровождался разделением в пространстве зерен минералов с различными физическими свойствами. На декомпрессионном этапе образовывались преимущественно тела вкрапленных хромититов таблитчатой формы. На этапе сжатия максимально проявилось метаморфическое перераспределение рудного вещества и формировались тела богатых руд сложной морфологии.

3. Выявлена четкая зональность по составам акцессорных шпинелидов для ультрабазитов Южного Урала, которая позволяет интерпретировать расположение их поясов как закономерное, обусловленное различными геодинамическими обстановками образования пород. Ультрабазиты подконтинентальной мантии, верхней мантии спрединговых структур типа срединно-океанических хребтов, основания островных дуг и спрединговых структур типа задуговых бассейнов последовательно сменяют друг друга с запада на восток. Составы рудообразующих шпинелидов отражают, кроме процессов деплетирования рес-

тита, также и условия общего давления, температуры и стресса при пластическом течении вещества.

4. Выполнена типизация месторождений и проявлений хромовых руд, учитывающая условия их образования в верхней мантии и метаморфизм в ко-ровых условиях. Показано, что на ранних этапах развития хромитообразующих рудных систем формируются рудопроявления и месторождения южнокракин-ского и хабарнинского типов с рассеянным оруденением (мелко- и среднезер-нистой структурой, струйчато-полосчатой текстурой). Рост интенсивности процессов деплетирования и тектонического течения рестита приводит к образованию на их месте более концентрированного оруденения кемпирсайского типа (сплошные и густовкрапленные руды крупнозернистой структуры).

5. Показано, что наибольшие перспективы на хромитовое сырье в настоящее время связаны с проявлениями вкрапленного типа, требующими двухступенчатой схемы обогащения. По крайней мере четыре массива Южного Урала (Хабарнинский, Крака, Нурали, Иткульский) обладают значительными ресурсами бедновкрапленных хромититов. Данные объекты обладают простым строением, значительными ресурсами, сложены высокохромистыми шпинели-дами, что позволит получать высокосортный концентрат (50-58% Сг203), а вмещающие их серпентинизированные дуниты могут быть использованы в качестве сырья для химической и огнеупорной промышленности.

СПИСОК РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Публикации в рецензируемых журналах перечня ВАК

1. Савельев Д.Е., Бажин Е.А., Сначев В.И., Романовская М.А. Новые данные по геологии и геохимии Таловского габбро-гипербазитового массива (Южный Урал) // Вестник Московского университета, 2010, Т. 65, №3. с. 51-56 (вклад соискателя - 70%).

2. Савельев Д.Е., Савельева E.H., Сначёв В.И., Романовская М.А. К проблеме генезиса хромитового оруденения в гипербазитах альпинотипной формации // Вестник Московского университета, 2006. № 6. С. 3-8 (вклад соискателя - 70%).

3. Савельев Д.Е., Савельева E.H., Сначев В.И., Романовская М.А., Бажин Е.А. Эволюция процессов хромитообразования в альпинотипных гипербазитах

// Бюллетень Московского общества испытателей природы, 2011, Т.86, №1. с. 31-40 (вклад соискателя - 70%).

4. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Бажин Е.А., Романовская М.А. К проблеме типизации хромитовых месторождений Южного Урала // Руды и металлы, 2009, №5, с.5-12 (вклад соискателя - 70%).

5. Савельев Д.Е., Сначёв В.И., Романовская М.А. Геохимические особенности полосчатого комплекса гипербазитов Южного Урала (на примере массива Средний Крака) // Вестник Московского университета, 2000. № 6. С. 32-40 (вклад соискателя - 70%).

6. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Рыкус М.В. Габбро-гипербазитовые массивы Тогузак-Аятского района (Южный Урал) // Нефтегазовое дело, 2010, № 1. с. 15-28 (вклад соискателя - 70%).

7. Савельев Д.Е., Сначёв В.И., Сначёв A.B., Романовская М.А. Геолого-геохимическая зональность базит-гипербазитового магматизма Южного Урала // Вестник Московского университета, 2006. №1. С. 27-33 (вклад соискателя -70%).

8. Савельев Д.Е., Федосеев В.Б. Сегрегационный механизм формирования тел хромититов в ультрабазитах складчатых поясов // Руды и металлы, 2011, №5. с.35-42 (вклад соискателя - 50%).

9. Рыкус М.В., Бажин Е.А., Савельев Д.Е., Сначев В.И. Геология и геохимические особенности ультрабазитов и габброидов зоны сочленения Южного и Среднего Урала (Кыштымская площадь) // Нефтегазовое дело, 2009, т.7, №1. с. 72-80 (вклад соискателя - 60%).

10. Рыкус М.В., Сначёв В.И., Кузнецов Н.С., Савельев Д.Е., Бажин Е.А., Сначёв A.B. Рудоносность дунит-гарцбургитовой и черносланцевой формаций пограничной зоны между Южным и Средним Уралом // Нефтегазовое дело, т. 7, № 2, 2009. с. 17-27 (вклад соискателя - 30%).

11. Сначев A.B., Пучков В.Н., Сначев В.И., Савельев Д.Е., Бажин Е.А.. Большаковский габбровый массив - фрагмент Южно-Уральской зоны раннека-менноугольного рифта // Доклады Академии наук, 2009, т.429 , № 1, с. 1-3 (вклад соискателя - 30%).

Монографии

12. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Савельева E.H., Бажин Е.А. Геология, петрогеохимия и хромитоносность габбро-гипербазитовых массивов Южного Урала. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2008. 320 с. (вклад соискателя - 70%).

13. Бажин Е.А., Савельев Д.Е., Сначев В.И. Габбро-гипербазитовые комплексы зоны сочленения Магнитогорской и Тагильской мегазон: строение и условия формирования. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 244 с. (вкчад соискателя - 40%).

14. Сначёв В.И., Савельев Д.Е., Рыкус М.В. Петрогеохимические особенности пород и руд габбро-гипербазитовых массивов Крака. Уфа: БашГУ, 2001. 212 с. (вклад соискателя — 60%).

15. Сначёв A.B., Пучков В.Н., Савельев Д.Е., Сначёв В.И. Геология Ара-мильско-Сухтелинской зоны Урала. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2006. 176 с. (вклад соискателя - 20%).

16. Рыкус М.В., Сначев В.И., Насибуллин P.A., Рыкус Н.Г., Савельев Д.Е. Осадконакопление, магматизм и рудообразование северной части зоны Урал-тау. Уфа: БашГУ, 2002. 267 с. (вклад соискателя - 15%).

Статьи в научных сборниках и периодических научных изданиях

17. Савельев Д.Е. Петельчатая структура альпинотипных ультрабазитов и ее интерпретация (на примере массивов Крака) // Известия Отделения наук о Земле и природных ресурсов АН РБ. Геология. 2010 (№15). с.71-79.

18. Савельев Д.Е. Соотношение структур ультрабазитов и хромитового оруденения в западной части массива Южный Крака (Южный Урал) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 9, Уфа, 2011. с.228-235.

19. Савельев Д.Е., Бажин Е.А., Сначев В.И., Черникова Т.И. Особенности минерального состава метаморфизованных ультрабазитов Кыштымской площади / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 8, Уфа, 2009. с. 129-137 (вклад соискателя — 70%).

20. Савельев Д.Е., Сначев A.B., Пучков В.Н., Сначев В.И. Петрогеохимические и геодинамические особенности формирования габбро-гипербазитовых массивов Арамильско-Сухтелинской зоны (Южный Урал) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №5, Уфа, 2006. с.72-85 (вкчад соискателя - 70%).

21. Савельев Д.Е., Сначев В.И. Размещение базит-гипербазитовых комплексов Южного Урала / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №3, Уфа, 2003. с.162-167 (вклад соискателя - 70%).

22. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Савельева E.H., Бажин Е.А. Реститово-метаморфогенная модель хромитообразования в альпинотипных гипербазитах (на примере Южного Урала) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №6, Уфа, 2007. с.233-250 (вклад соискателя - 70%).

23. Савельев Д.Е., Сначев A.B., Пучков В.Н, Сначев В.И. Петрохимиче-ские и геодинамические особенности формирования ордовикско-раннесилурийских базальтов восточного склона Южного Урала / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №5, Уфа, 2006. с.86-104 (вклад соискателя - 70%).

24. Савельев Д.Е., Федосеев В.Б. Твердофазное перераспределение вещества при пластическом течении мантийных ультрабазитов как ведущий механизм концентрирования хромитов / Моделирование динамических систем. Сб. науч. тр. Н.Новгород: Интелсервис, 2011. с.6-23 (вклад соискателя - 50%).

25. Бажин Е.А., Савельев Д.Е. Габбро-ультрабазитовые комплексы Кыш-тымской площади (лист N-41-I) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 6, Уфа, 2007. С. 126-134 (вклад соискателя - 50%).

26. Бажин Е.А., Савельев Д.Е., Сначёв В.И. Состав хромшпинелидов габбро-гипербазитовых массивов пограничной зоны между Южным и Среднем Уралом (Кыштымская площадь) / Известия Отделения наук о Земле и природных ресурсов АН РБ. Геология, 2009, № 14. с.110-118 (вклад соискателя -40%).

27. Ковалев С.Г, Сначев В.И., Савельев Д.Е. Перспективы платиноносно-сти рудных формаций башкирской части Южного Урала / Горный журнал. Екатеринбург, № 5-6, 1997. с. 40-45 (вклад соискателя - 10%).

28. Ковалев С.Г., Сначев В.И., Савельев Д.Е. Полосчатые комплексы ги-пербазитовых массивов башкирского У рада / Препринт. Уфа, ИГ УНЦ РАН, 1998. 35 с. (вклад соискателя - 10%).

29. Сначев В.И., Рыкус М.В., Грицук А.Н., Савельев Д.Е. Благородноме-тальное оруденение дунит-гарцбургитовой и черносланцевой формаций Западного склона Ю. Урала / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 2. Уфа, 2001. с.152-162 (вклад соискателя - 20%).

Подписано в печать 02.03.2012. Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Гарнитура «Тайме». Печать ризографичеекая. Усл. печ. л. 2,44. Уч.-изд. л. 2,83. Тираж 150 экз. Заказ 41Д.

Отпечатано в ООО «ДизайнПрссс» в полном соответствии с предоставленным оригинал-макетом. 450077, г. Уфа, ул. К. Маркса, 37, кор. 3, оф. 205; тел. (347) 291-13-60; E-mail: dizainj>ress@mail.ru

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Савельев, Дмитрий Евгеньевич

Введение.

Глава 1. История изученности гипербазитов Южного Урала.

Глава 2. Геологическое строение гипербазитовых массивов Южного Урала.

2.1. Общая характеристика ультрабазитовых массивов.

2.2. Краткая петрографическая характеристика ультрабазитов.

2.3. Вторичные преобразования ультрабазитов.

Глава 3. Петрогеохимия гипербазитов Южного Урала.

3.1. Химический состав ультраосновных и основных пород офиолитовой ассоциации Южного Урала.

3.2. Акцессорные и рудообразующие хромшпинелиды гипербазитовых массивов Южного Урала.

3.3. Взаимосвязь геохимических особенностей гипербазитов с их тектоническим положением.

Глава 4. Хромитоносность гипербазитов Южного Урала.

4.1. Гипербазиты западного склона Южного Урала.

4.2. Гипербазиты Главного гипербазитового пояса.

4.3. Гипербазиты Восточно-Уральской мегазоны.

4.4. Типизация месторождений хромовых руд Южного Урала.

4.5. Перспективы хромитоносности массивов Южного Урала.

4.6Л Обзор литературных данных по хромитоносности офиолитовых комплексов других регионов России и мира.

Глава 5. Модель формирования хромитовых концентраций в офиолитовых ультрабазитах.

5.1. Развитие взглядов на генезис хромовых руд в офиолитах.

5.2. Особенности строения глубинных геосфер.

5.3. Частичное плавление мантийного субстрата.

5.4. Тектоническое течение ультрабазитов.

5.4.1. Механизмы пластической деформации кристаллов.

5.4.2. Влияние структуры минералов ультрабазитов на их поведение при деформации.

5.4.3. Влияние воды на деформацию минералов.

5.5. Относительная реология минералов ультрабазитов.

5.6. Соотношение структур в рудоносной дунит-хромититовой ассоциации и окружающих ультрабазитах.

5.7. Условия образования дунит-хромититовых ассоциаций.

5.8. Строение хромита и оливина на микроскопическом уровне.

5.9. Пластическое течение в различных геологических средах и его влияние на дифференциацию вещества.

5.10. Тектоническое течение и стадийность формирования дунит-хромититовой ассоциации.

5.11. Физическая модель твердофазного перераспределения вещества в мантийных ультрабазитах.

5.12. Преобразование мантийных ультрабазитов в коровых условиях

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Хромитоносность гипербазитовых массивов Южного Урала"

Цель работы - определение генезиса хромового оруденения, связанного с гипербазитовыми массивами офиолитовой ассоциации. Для ее достижения необходимо было решить следующие задачи: 1) обобщить имеющийся материал по геологии и петрогеохимии ультрабазитов региона; 2) проанализировать данные по хромитоносности отдельных массивов, строению рудных тел, соотношению оруденения со структурным планом вмещающих пород; 3) определить условия образования хромититов по комплексу геологических, петрографических, геохимических признаков, сопоставить их с результатами экспериментального изучения гипербазитов и моделирования; 4) провести типизацию месторождений хрома на генетической основе.

Аналитическая база диссертации состоит из авторского и заимствованного фактического материала. Собственные петрогеохимические данные включают 700 силикатных и атомно-абсорбционных и 200 нейтронно-активационных анализов пород и руд, 350 микрозондовых анализов акцессорных и рудообра-зующих шпинелидов. Оценка качества хромовых руд проводилась при помощи атомно-абсорбционного анализа, а также на приборе «Спектроскан». Составы рудообразующих хромшпинелидов изучались также при помощи химического анализа монофракций. Аналитические исследования проведены преимущественно в лабораториях Института геологии Уфимского научного центра РАН (ИГ УНЦ РАН) и в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского (г. Москва). Заимствованные материалы включают в себя главным образом петрохимические данные (п = 1200) и данные о составе акцессорных хромшпинелидов (п = 280).

Личный вклад автора. Идея реститово-метаморфогенного механизма образования месторождений хрома в офиолитах принадлежит автору [Савельев, 2007; Савельев и др., 2008]. В разработках принимали участие сотрудники лаборатории рудных месторождений ИГ УНЦ РАН профессор, д.г.-м.н. В.И. Сна-чев, к.г.-м.н. E.H. Савельева и к.г.-м.н. Е.А. Бажин. Полевые исследования и обработка материалов выполнены автором. Материалы, представленные в диссертации, при отсутствии библиографических ссылок принадлежат автору.

Научная новизна работы заключается в следующем:

Практическая значимость, внедрение результатов.

3. Результаты, полученные автором в ходе работы над диссертацией, включены в ряд хоздоговорных и бюджетных отчетов: «Прогнозная оценка хромитоносности массивов Крака» (2000 г.), «Рудоносность северной части зоны Уралтау» (2003 г.), «Петрология и рудоносность габбро-гипербазитовых массивов Южного Урала» (2005 г.), а также использовались при геологическом доизучения листов М 1:1000000 (N-41) и М 1:200 000 (Ы-40-ХУП, И-40-ХХХ1У; N-41-1, N-41-11, N-41-VII, N-41-XIII) совместно с ОАО «Челябинскгеосъемка», ООО «Геопоиск» и ОАО «Башкиргеология».

Защищаемые положения:

Благодарности. Автор благодарен за постоянную помощь и поддержку своему научному консультанту, заведующему лабораторией Рудных месторождений Института геологии УНЦ РАН Владимиру Ивановичу Сначеву, а также сотрудникам лаборатории E.H. Савельевой, A.B. Сначёву и Е.А. Бажину. Автор признателен за полученную возможность участвовать в работах по изучению хромитоносности массивов Южного Урала A.JI. Чернову; директору ИГ УНЦ РАН член.-корр. РАН В.Н. Пучкову, Н.С. Кузнецову, В.М. Мосейчуку, руководству ОАО «Челябинскгеосъемка», ООО «Геопоиск», ООО «ГДК Хром», ООО «Восток», ООО «У ралметал л комплект»; за сотрудничество на разных этапах работы - М.В. Рыкусу, А.Н. Грицуку, Т.Ф. Меньшиковой, Д.Г. Ширяеву, P.A. Насибуллину, Ф.Р. Ардисламову, A.A. Малиновской, P.E. Николаеву.

Основная идея работы во многом опирается на фактический материал, полученный предшественниками [Кравченко, 1969; Москалева, 1974; Ефимов, 1984; Денисова, 1989; Савельева, 1987; Щербаков, 1990 и др.]. Большое значение для формирования взглядов автора имело обсуждение различных аспектов генезиса гипербазитов и хромовых руд с В.Ю. Алимовым, А.И. Чернышовым, В.Б. Федосеевым, С.Е. Знаменским, Н.Е. Никольской, В.И. Николаевым, которым я выражаю огромную признательность. Обсуждение отдельных вопросов, затронутых в данной работе, проводилось при участии В.И. Старостина, В.В. Дистлера, Р.Н. Соболева, И.Б. Серавкина, A.M. Косарева, Д.Н. Салихова, A.A. Алексеева, Т.Т. Казанцевой, Н.Д. Сергеевой, С.Г. Ковалева, E.H. Горожаниной. Работа не могла состояться без аналитической базы, в формировании которой автору большую помощь оказали Д.Ю. Сапожников, Н.Е. Никольская, С.А. Ягудина, Н.Г. Христофорова, Т.И. Черникова, И.И. Кулыгин, Е.И. Чурин.

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Савельев, Дмитрий Евгеньевич

выводы

Обобщение фактического материала по хромитоносности Южного Урала и некоторых других регионов России и мира позволило выявить следующие закономерности их строения.

1. Хромититовые скопления всегда связаны с дунитами. Даже если в пределах рудных полей преобладают перидотиты, рудные тела всегда отделяются от последних дунитовой оторочкой различной мощности - так называемые «дунитовые оболочки» или «конверты» (envelopes).

2. Количественные соотношения хромитит - дунит очень сильно варьируют. Обычно бедно-вкрапленные руды вмещаются мощными дунитовыми телами, а богатые густовкрапленные и массивные руды отделяются от перидотитов тонкой оторочкой.

3. Не устанавливается четкой зависимости между составом рудообра-зующего хромшпинелида с одной стороны, и морфологическим типом месторождения, положением оруденения в разрезе - с другой; отсутствует околорудная геохимическая зональность (ореолы рассеяния), что ставит под сомнение метасоматическое происхождение месторождений.

4. В массивах лерцолитового типа преобладают мелкие месторождения полосчатых и бедновкрапленных руд в телах таблитчатой формы, характерны параллельные, пространственно сближенные тела, реже встречаются мелкие месторождения густовкрапленных и массивных руд, представленные одиночными линзами. Залегание структурных элементов в рудных телах согласно с залеганием таковых во вмещающих дунитах и перидотитах

5. В массивах гарцбургитового типа встречаются разнообразные по запасам и морфологии месторождения: таблитчатые (количество сближенных субпараллельных тел значительно возрастает), столбообразные, сложные линзы, вплоть до «древовидных» тел. Наибольшие запасы связаны с месторождениями сложной морфологии - линзовидными и «древовидными» телами массивных и густовкрапленных руд. Залежи представлены большим числом сближенных пологозалегающих линз и субвертикальных жил в дунитовой оболочке. Залегание одиночных тел, как правило, согласное и субсогласное с дунит-гарцбургитовой полосчатостью, в древовидных телах маломощные субвертикальные жилы кон-кордантны с дунит-гарцбургитовой полосчатостью, а мощные пологозалегаю-щие линзы резко дискордантны ей.

6. Гарцбургиты и хромититы пересекаются многочисленными маломощными дунитовыми «дайками», «жилами». В месторождениях сложной морфологии богатые руды часто залегают на границе дунит-гарцбургит, то есть гарцбургиты служат экраном для хромититов. Во многих случаях отмечается рост крупности зерен хромшпинелидов от периферических частей рудных тел к центру и от бедновкрапленных руд к густовкрапленным и массивным. Для большинства месторождений хромититов характерны неравновесные структуры, резкие и «незакономерные» переходы между типами руд в пределах небольших участков рудных тел, частые пережимы и раздувы.

7. Нодулярные руды характерны только для месторождений хрома в офиолитах и не являются доказательством их магматического генезиса. Об этом свидетельствуют следующие особенности: 1) нодулярные руды могут быть двух типов: а) сложенные массивными, реже - густовкрапленными рудами и б) средневкрапленными; при этом первые чаще всего развиты в периферических частях тел массивного строения; 2) нодули всегда изолированы друг от друга или имеют острые углы в местах стыка и всегда деформированы, что указывает на их тектоническую природу; 3) нодули вкрапленного строения имеют постепенные переходы к вкрапленным полосчатым рудам

8. Петельчатые руды имеют постепенные переходы к однородным густовкрапленным хромититам, при этом включения силикатов чаще имеют удлиненную эллипсовидную форму. Постепенный переход обусловлен выжиманием более пластичных силикатов из интерстиций между зернами хромита.

9. Хромитопроявления Южного Урала можно разделить на две большие группы: первично-мантийные и метаморфизованные в коровых условиях. Первые встречаются только в массивах Западного склона и Главного гипербазито-вого пояса. Метаморфизованные месторождения, залегающие в антигоритовых и хризотиловых серпентинитах, широко распространены в массивах Восточного склона.

10. В ультрабазитовом комплексе массивов наибольшим распространением пользуются южнокракинский (I), хабарнинский (II), халиловский (III) и кем-пирсайский (IV) типы хромитопроявлений, имеющие между собой постепенные переходы, фиксирующие направленность процессов хромитообразования. На ранних этапах развития хромитообразующих рудных систем возникают рудо-проявления и месторождения I и II типов с рассеянным оруденением (мелко- и среднезернистой структурой, струйчато-полосчатой текстурой). Рост интенсивности процессов деплетирования и тектонического течения рестита приводит к образованию на их месте более концентрированного оруденения III и IV типов (сплошные и густовкрапленные руды крупнозернистой структуры).

11. В пределах российской части Южного Урала наибольшие перспективы на хромовое оруденение связаны с месторождениями бедновкрапленных руд хабарнинского типа, которые известны в пределах массивов Крака, Хабарнин-ского, Нуралинского и Иткульского. Месторождения данного типа характеризуются относительно простым строением, обладают значительными ресурсами, сложены высокохромистыми рудообразующими шпинелидами. При эксплуатации объектов этого типа возможно комплексное использование руд и вмещающих ультрабазитов с получением попутно сырья для производства форстерито-вых огнеупоров.

Все указанные выше особенности позволяют сформулировать ряд принципиальных вопросов, без ответа на которые нельзя приблизиться к пониманию процесса формирования хромитовых концентраций в офиолитах.

1) При каком процессе происходит образование рудообразующих минералов (высокохромистых шпинелидов), необходимых для формирования месторождений? 2) Какой процесс ответственен за концентрацию хромшпинелидов в рудные тела? 3) Почему концентрации хромшпинелидов всегда образуются в мономинеральных оливиновых породах и отсутствуют в породах с содержанием ортопироксена более 10%? 4) Каков механизм образования «дуни-товых даек», «сетчатых» и «шлирово-полосчатых» дунит-гарцбургитовых комплексов? 5) Почему расплавные включения в хромшпинелидах рудных тел (часто в одном и том же теле), залегающих в дунитах имеют состав, варьирующий от андезита до пикробазальта? 6) Почему в одних массивах состав рудооб-разующих хромшпинелидов весьма выдержан и достаточно высокохромистый, а в других - сильно варьирует? 7) Каковы причинно-следственные связи и временные соотношения между магматизмом, рудообразованием и деформацией пород и руд? 8) Являются ли месторождения «полигенными» (множественность процессов) или это продукты одного (или ограниченного числа) процессов в изменяющихся условиях внешней среды?

Обсуждению поставленных вопросов и обоснованию модели хромитооб-разования в ультрабазитах складчатых поясов посвящена заключительная глава диссертации.

Глава 5. Модель формирования хромититовых концентраций в офиолитовых ультрабазитах 5.1. Развитие взглядов на генезис хромовых руд в офиолитах

Генезис месторождений хрома в офиолитах (=альпинотипных гипербази-тах) на протяжении долгих лет является предметом оживленной дискуссии. В первой половине XX столетия господствующей гипотезой образования хроми-титов являлась магматическая, в рамках которой они рассматривались как продукты дифференциации ультраосновной магмы (дунитовой или перидотито-вой). Среди месторождений выделялись раннемагматические сегрегации преимущественно вкрапленных руд и позднемагматические хромититы, образующие наиболее крупные по масштабам скопления массивных и густовкраплен-ных руд.

Предполагалось, что основная масса хромититов внедряется по ослабленным зонам в раскристаллизовавшиеся гипербазиты в виде рудно-силикатной магмы, богатой летучими [Бетехтин, 1937; Смирнов, 1976 и др.]. При этом большинство исследователей считало, что формирование разреза самих гипер-базитовых массивов происходило в результате кристаллизационной дифференциации [Логинов и др., 1940; Соколов, 1948 и др.]. Часть сторонников магматической гипотезы большое значение в образовании рудных концентраций придает расслоению ультраосновного расплава (ликвации) на дунитовую и перидоти-товую составляющие [Кравченко, 1969; Павлов и др., 1979; Маракушев, 1988].

Развитие метасоматической гипотезы [Бакиров, 1963; Москалева, 1974; Савельев, 1977 и др.], рассматривающей дунит-гарцбургитовые комплексы с хромовым оруденением как продукт метасоматических преобразований перидо-титового (энстатититового) субстрата, было вызвано главным образом невозможностью объяснить магматической дифференциацией факт «эпигенетично-сти» дунитов и хромититов по отношению к окружающим гарцбургитам.

Основным препятствием для магматической гипотезы служит наибольшая мобильность самой тугоплавкой ассоциации — хромит + форстерит, которая неизменно доминирует в рудных телах любого масштаба. Невозможно объяснить магматическими процессами и значительные вариации в накоплении рудного вещества в различных случаях - от 1 до 100 раз. Существует и ряд других проблем.

Главным возражением против метасоматической гипотезы является проблематичность существования флюида, обогащенного тугоплавкими элементами, причем в огромных объемах. Данные геофизики и экспериментальной петрологии свидетельствуют о преимущественно «сухом» состоянии мантийного вещества. Представляется также маловероятным, что процессы метасоматиче-ского замещения могут происходить настолько равномерно и выдержано в пространстве и времени, чтобы привести к возникновению «мирового типа гарц-бургита» [Магматическая ., 1988].

Ни магматическая, ни метасоматическая гипотезы не дают удовлетворительного ответа на ряд вопросов, касающихся закономерностей локализации оруденения. При монотонности состава массивов альпинотипных гипербазитов оруденение практически всегда приурочено к дунитовым обособлениям. Различия между дунитом и гарцбургитом заключаются лишь в наличии ортопироксе-на в последнем (10-30%). Таким образом, маловероятно, что в хромитообразо-вании значительная роль могла принадлежать рудоносным флюидам, или что существовала рудно-силикатная магма, богатая летучими.

В первом случае не ясно, почему флюид циркулировал и осаждал хро-мититы только в дунитах, хотя мощность чередующихся полос дунитов и гарц-бургитов иногда составляет всего 1-10 см, а во втором - почему рудно-силикатная магма всегда состоит из ассоциации оливин+хромит (без энстатита), хотя вблизи вмещающие безрудные толщи представлены зачастую пироксено-выми дунитами с содержанием ортопироксена 5-10%. Наблюдается явный антагонизм ортопироксена и рудного хромита (образующего концентрации с содержанием более 10%)). Акцессорный хромшпинелид при этом присутствует и в лерцолитах, и в гарцбургитах. В пироксеновых дунитах его состав такой же, как и в рудах, но там он практически не образует заметных скоплений.

В 1960-е годы наряду с метасоматической гипотезой образования хроми-тоносных гипербазитовых ассоциаций начинает формироваться направление, рассматривающее альпинотипные гипербазиты как реликты верхней мантии, внедрившиеся в верхние горизонты коры в процессе ее скучивания. Офиолито-вые ассоциации, в состав которых входят ультрабазиты, стали сопоставлять с реликтами палеоокеанической коры и верхней мантии [Пейве, 1969; Книппер, 1969]. Но еще раньше появились публикации, в которых альпинотипные гипербазиты и хромовые руды, заключенные в них, рассматривались как метаморфические образования, возникшие в результате твердофазовой дифференциации [Roever, 1957; Rost, 1959]. Часть исследователей считает, что мантийные ультрабазиты внедрились в виде "кристаллической каши", внутри которой хромити-ты находились в кристаллическом состоянии [Bowen, Tutti, 1949; Thayer, 1964 и

ДР-]

В ходе активного изучения океанического дна и офиолитов в 1970-80-е годы было установлено повсеместное распространение в гипербазитах обеих ассоциаций деформационных структур, что позволило рассматривать породы обеих ассоциаций в качестве "мантийных тектонитов" [Колман, 1979] и констатировать их значительное сходство между собой. В последующем все больше исследователей стало рассматривать хромовое оруденение в альпинотипных гипербазитах как результат деплетирования первично однородного неистощенного мантийного субстрата, близкого по составу к лерцолиту [Савельева, 1987; Савельева, Савельев, 1991 ; Перевозчиков, 1995; 1998].

Наиболее детальные исследования структурных особенностей ультраба-зитов хромитоносных зон были проведены на массивах Полярного Урала [Гончаренко, 1989; Строение ., 1990; Савельева, Савельев, 1991; Шмелев, Пучков, 1986; Перевозчиков, 1998; Селиванов, 2011]. На основе крупномасштабного геологического картирования, петроструктурного анализа, обобщения данных, полученных в результате большого объема буровых и горных работ, авторами сделан вывод о ведущей роли в генезисе месторождений хрома пластических деформаций ультраосновных пород.

Ниже нами приведены дополнительные данные в пользу тектонической природы большинства хромитопроявлений, связанных с ультрабазитами альпи-нотипной (офиолитовой) формации Уральского подвижного пояса.

5.2. Особенности строения глубинных геосфер

Суммируя данные геофизики, геомеханики и петрологии, разрез верхних оболочек Земли до подошвы верхней мантии можно представить следующим образом. В интервале глубин от поверхности до 6-15 км распространены хрупкие деформации и блоковое перемещение пород вдоль вертикальных и наклонных разломов [Иванов, 1990; Николаевский, 2006], что соответствует условиям верхней коры при Р<0,2 ГПа и Т<200°С. Для средней коры (0,2 ГПа<Р<0,5 ГПа; 200°С<Т<500°С) характерно «полухрупкое» состояние пород, а в нижней (0,5 ГПа<Р<1 ГПа; 500°С<Т<600°С) происходит смена разломного типа разрушения повсеместным катакластическим течением [Николаевский, 2006]. Крутопадающие в верхних частях коры разломы постепенно выполаживаются и вблизи границы Конрада формируется «дно листрических разломов».

В нижней коре деформация локализована в пределех узких сдвиговых зон, ортогональных главному сжатию [ЬБеп, Яиёп1ск1, 1999]. Нижняя кора простирается до границы Мохо, которая представляет собой «экран дислокационной пластичности», здесь утрачивается целостность систем трещин и происходит переход от пород коры, насыщенных парами воды к «сухим» породам верхней мантии [Ботт, 1974; Николаевский, 1980]. Скачок сейсмических скоростей на границе М связан с полной аннигиляцией в породах систем трещин, в то же время текучесть пород верхней мантии залечивает тектонические нарушения, сохраняя лишь их следы в виде анизотропии сейсмических скоростей [Николаевский, 2006]. Глубина расположения границы М варьирует, составляя в среднем для континентов - 35 км, а для океанических районов - 10-15 км [Рингвуд, 1981].

В настоящее время реология глубинных геосфер рассматривается в рамках трех конкурирующих моделей. В первой модели («бутерброда желе» (Jelly Sandwich)) предполагается, что ниже хрупкой верхней коры располагается «слабая» нижняя, которая постилается «сильной» верхней мантией, состоящей из «сухого» оливина [Brace, Kohlstedt, 1980; Goetze, Evans, 1979]. Вторая модель («крем-брюлле» (Crème Brulee)) предполагает, что ниже хрупкой коры (сильная - вся кора) располагается «слабая» мантия, что связано с высокой температурой, ослабляющим действием воды [Jackson, 2002; Burov, Watts, 2006]. В третьей модели («бананового сплита» (Banana Split)) «ослабленные зоны» локализованы вдоль главных разломов на всю мощность коры [Brudy et. all., 1997]. По-видимому, для конкретных регионов с определенным геодинамическим режимом наибольшее соотвествие с геофизическими данными может давать какая-либо из этих моделей.

Геологические данные предполагают повсеместную локализацию деформации в высоко напряженных и «ослабленных» зонах сдвига на всех уровнях, в большинстве случаев деформация ограничена локальными зонами [Burgman, Dresen, 2008]: ниже хрупкой области зоны сдвига ведут себя как фрикционные, усиливающие скорость зоны разлома, на большей глубине сдвиг локализован в узких зонах с низкой вязкостью, которые могут быть вложены в более широкие зоны деформации. Отклик верхней мантии на нагружение по диапазону пространственных и временных измерений, а также наблюдающаяся анизотропия упругих свойств предполагают наличие «распределенного потока».

Мощность верхней мантии, ее состав и внутреннее строение широко обсуждается в литературе. После долгих дискуссий большинством исследователей состав неистощенного мантийного субстрата был принят как близкий к составу шпине левого или гранатового лерцолита и назван «пиролитом». Особый термин, введенный для этого материала обусловлен тем, что его расчет был больше основан на геохимнческимих, нежели на минералогических критериях [Рин-гвуд, 1981].

Согласно «пиролитовой модели», основными компонентами верхней мантии должны являться оливин (60-70%) и ортопироксен (25-30%), в меньших количествах присутствуют клинопироксен (5-10%), гранат с повышенным содержанием пиропового компонента (0-10%), шпинелид (0-5%) и плагиоклаз (0-5%). Роль последних трех минералов в составе пиролита зависит от общего давления, что напрямую связано с глубиной. В самых верхних частях мантии в составе пиролита присутствует плагиоклаз, при Р= 8-10 кбар и Т=800-1200°С он исчезает в результате реакций (алъбит+форстерит = жадеит + энстатит и анортит + форстерит = глиноземистый ортопироксен), еще глубже (Р= 20-30 кбар и Т=900-1500°С) исчезает шпинель, переходя в пироп при реакции (пироксен + шпинель = форстерит + пироп) [Рингвуд, 1981].

Одним из главных процессов петрогенеза в верхней мантии считается частичное плавление, которое генерирует огромные объемы базальтовых расплавов в пределах тектонически активных регионов: континентальных рифтов, срединно-океанических хребтов, внутриплитных центров вулканизма («горячих точек») и островных дуг. При этом маловероятным представляется частичное плавление перидотитов плагиоклазовой фации на небольших глубинах, а самым продуктивным большинство исследователей считает плавление на уровне шпи-нелевой фации. Расплавы, генерируемые на больших глубинах из гранатовых перидотитов, отличаются «экстремальными геохимическими характеристиками, к ним относятся ультраосновные лавы и щелочные базальты [Рингвуд, 1981]. В дальнейшем, говоря о «верхней мантии», мы будем подразумевать наиболее типичный случай плавления и деформаций, локализованный в пределах шпинеле-вой фации.

Чтобы понять закономерности эволюции структур, текстур, а конечном счете - геологического строения офиолитовых гипербазитовых комплексов, необходимо знать, как будут себя вести основные компоненты материала исходного субстрата при различных значениях внешних параметров. Основываясь на «пиролитовой модели» верхней мантии и учитывая наиболее характерный состав основания разреза офиолитовых комплексов, за неистощенный мантийный материал мы принимаем клинопироксеновый гарцбургит или лерцолит следующего состава: оливин (70%), ортопироксен (25%), клинопироксен (5%) и шпинелид (около 1%). Основные физико-химические параметры этих минералов приведены в табл. 5.1

Заключение

Выполненные в диссертационной работе исследования позволяют сформулировать следующие основные выводы.

1. Обоснована реститово-метаморфогенная модель образования хромити-товых концентраций в ультрабазитах складчатых поясов, в которой ведущая роль отводится твердофазному перераспределению минералов при пластическом течении рестита. Источником хрома для образования рудного хромита являлись породообразующие минералы исходного лерцолита. Мобилизация хрома из силикатной формы в окисную происходила в результате выплавления легкоплавких минералов (шпинели, пироксенов) и диффузионным путем при зерно-граничной сегрегации его из пироксенов и оливина.

2. Показано, что месторождения хромовых руд формируются в двух последовательно сменяющих друг друга геодинамических режимах: а) декомпрес-сионного подъема и б) субдукционного сжатия. Подъем мантийного вещества при высоких давлении и температуре происходил в режиме дислокационной ползучести и сопровождался разделением в пространстве зерен минералов с различными физическими свойствами. На декомпрессионном этапе образовывались преимущественно тела вкрапленных хромититов таблитчатой формы. На этапе сжатия максимально проявилось метаморфическое перераспределение рудного вещества и формировались тела богатых руд сложной морфологии.

3. Выявлена четкая зональность по составам акцессорных шпинелидов для ультрабазитов Южного Урала, которая позволяет интерпретировать расположение их поясов как закономерное, обусловленное различными геодинамическими обстановками образования пород. Ультрабазиты под континентальной мантии, верхней мантии спрединговых структур типа срединно-океанических хребтов, основания островных дуг и спрединговых структур типа задуговых бассейнов последовательно сменяют друг друга с запада на восток. Составы ру-дообразующих шпинелидов отражают, кроме процессов деплетирования рестита, также и условия общего давления, температуры и стресса при пластическом течении вещества.

4. Выполнена типизация месторождений и проявлений хромовых руд, учитывающая условия их образования в верхней мантии и метаморфизм в коро-вых условиях. Показано, что на ранних этапах развития хромитообразующих рудных систем формируются рудопроявления и месторождения южнокракин-ского и хабарнинского типов с рассеянным оруденением (мелко- и среднезерни-стой структурой, струйчато-полосчатой текстурой). Рост интенсивности процессов деплетирования и тектонического течения рестита приводит к образованию на их месте более концентрированного оруденения кемпирсайского типа (сплошные и густовкрапленные руды крупнозернистой структуры).

5. Показано, что наибольшие перспективы на хромитовое сырье в настоящее время связаны с проявлениями вкрапленного типа, требующими двухступенчатой схемы обогащения. По крайней мере четыре массива Южного Урала (Хабарнинский, Крака, Нурали, Иткульский) обладают значительными ресурсами бедновкрапленных хромититов. Данные объекты обладают простым строением, значительными ресурсами, сложены высокохромистыми шпинели-дами, что позволит получать высокосортный концентрат (50-58% Сг2Оз), а вмещающие их серпентинизированные дуниты могут быть использованы в качестве сырья для химической и огнеупорной промышленности.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Савельев, Дмитрий Евгеньевич, Пермь

1. Алексеев A.A. Магматические комплексы зоны хребта Урал-Тау. М.: Наука, 1976. 170 с.

2. Алимов В.Ю. Деформационный механизм формирования хромитового оруденения в альпинотипных гипербазитах // Рудогенез (Мат-лы международной конференции). Миасс-Екатеринбург, 2008. с. 4-7.

3. Алимов В.Ю. Механизм дифференциации вещества при сдвиговых деформациях зернистых сред (в приложении к хромитообразованию) / Ежегодник-93 / ИГиГ УрО РАН. Свердловск, 1994. с. 64-65.

4. Артемьев Д.А. Серпентинит-карбонатные брекчии и тальк-карбонатные метасоматиты в рудообразующих системах колчеданных месторождений Главного Уральского разлома. Дисс. канд. геол.-мин. наук. Екатеринбург, 2010. 188 с.

5. Асатрян Х.О., Соболев Г.А. Образование иерархической структуры разрывов при деформировании высокопластичного материала // Физика горных пород при высоких давлениях. М.: Наука, 1991. с. 138-142.

6. Бажин Е.А., Савельев Д.Е. Габбро-ультрабазитовые комплексы Кыштым-ской площади (лист N-41-I) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 6, 2007. с. 126-135.

7. Бажин Е.А., Савельев Д.Е., Сначев В.И. Габбро-гипербазитовые комплексы зоны сочленения Магнитогорской и Тагильской мегазон: строение и условия формирования. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 244 с.

8. Бажин Е.А., Савельев Д.Е., Сначёв В.И. Состав хромшпинелидов габбро-гипербазитовых массивов пограничной зоны между Южным и Среднем Уралом (Кыштымская площадь) / Известия Отделения наук о Земле и природных ресурсов АН РБ. Геология, 2009, № 14. с.110-118.

9. Базылев Б.А. Петролого-геохимическая эволюция мантийного вещества в литосфере: сравнительное изучение океанических и альпинотипных шпине левых перидотитов. Дисс. доктора геол.-мин. наук. М.: ГЕОХИ, 2003. 371 с.

10. Базылев Б.А., Каменецкий B.C. Происхождение перидотитов офиолитово-го комплекса острова Маккуори, юго-западная часть Тихого океана // Петрология, 1998, Т. 6, № 4. с. 363-380.

11. Бакиров А.Г. О происхождении дунитов и хромитов Кемпирсайского массива // Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. Свердловск, 1963. с. 325—330.

12. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука, 1976.267 с.

13. Бачин А.П. Строение Кемпирсайского ультрабазитового массива и перспективы поисков хромитов в свете новых геофизических данных // Материалы по геологии и полезным ископаемым Западного Казахстана. Алма-Ата, 1966. с. 179-182.

14. Бетехтин А.Г. Халиловские месторождения хромистого железняка на Южном Урале / Хромиты СССР. Т 2. М. Л.: Наука, 1940. с. 285-340.

15. Бетехтин А.Г. Шорджинский хромитоносный перидотитовый массив (Закавказье) и генезис месторождений хромистого железняка вообще / Хромиты СССР. Т. 1. М.; Л.: Наука, 1937. с. 7-156.

16. Бетехтин А.Г., Кашин С.А. Минералогия Халиловских месторождений хромистого железняка на Южном Урале / Хромиты СССР, Т. 1, М. Л.: Наука, 1937. с. 157-246.

17. Блехман И.И. Вибрационная механика. М.: Физматлит, 1994. 400 с.

18. Блехман И.И. Вибрация «изменяет законы механики» // Природа, 2003, № 11. с. 42-53.

19. Ботт М. Внутреннее строение Земли. М., Мир, 1974. 373 с.

20. Бочкарёв В.В., Иванов К.С. Палеотектоническая позиция калиевых субщелочных магматитов Сакмарской зоны // Ежегодник-1992 / ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург, 1993. с. 40-44.

21. Бочкарёв В.В., Язева Р.Г. Субщелочной вулканизм Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. 256 с.

22. Бродская P.JL, Бильская И.В., Кобзева Ю.В., Ляхницкая В.Д. Типоморф-ные особенности строения минеральных агрегатов ультрамафитов и механизм концентрации в них хромшпинелидов // Записки ВМО, 2003, № 4. с. 18-38.

23. Брэгг У., Кларрингбулл Г. Кристаллическая структура минералов. М.: Мир, 1967. 390 с.

24. Булыкин Л.Д. О положении ультраосновных массивов в структуре Тогу-зак-Аятского района на восточном склоне Южного Урала // Материалы по геологии и полезным ископаемым Урала. М.: Госгеолтехиздат, вып. 10, 1962. с. 4569.

25. Варлаков A.C. Генезис хромитового оруденения в альпинотипных гипер-базитах Урала // Петрография ультраосновных и щелочных пород Урала. Свердловск, 1978а. С. 63—82.

26. Варлаков A.C. Петрография, петрохимия и геохимия гипербазитов Орен-буржского Урала. М.: Наука, 19786. 240 с.

27. Варлаков A.C. Петрология процессов серпентинизации гипербазитов складчатых областей. Свердловск, 1986. 224 с.

28. Вулканизм Южного Урала / И.Б. Серавкин, A.M. Косарев, Д.Н. Салихов и др. М.: Наука, 1992. 197 с.

29. Геология дна Филиппинского моря / Под ред. акад. A.B. Пейве. М.: Наука, 1980. 261 с.

30. Геолого-геохимические исследования на горе Верблюжьей / Г.А. Соколов, С.А. Вахромеев, С.А. Кашин, Н.Д. Сид-неева. М.: Изд-во СОПС АН, 1936. 115 с.

31. Годлевский М.Н., Эделыптейн И.И., Ильвицкий М.М. Распределение пет-рогенных компонентов в гипербазитах на Южном Урале // Геохимия рудообра-зующих элементов основных и ультраосновных пород. М.: Наука, 1976. С. 8-20.

32. Гольдштейн М.Н. Механические свойства грунтов. М.: Стройиздат, 1979. 304 с.

33. Гончаренко А.И. Деформация и петроструктурная эволюция альпинотип-ных гипербазитов. Томск: Изд-во Томского ун-та, 1989. 404 с.

34. Гончаренко А.И. Петроструктура оливина из гипербазитов Кемпирсайско-го массива на контакте с амфиболитами / Динамометаморфизм и петроструктурная эволюция пород мафит-ультрамафитовой ассоциации. Томск, 1996. с. 55-56.

35. Гончаренко А.И., Чернышов А.И. Петроструктура оливина из гипербазитов Кемпирсайского массива на контакте с амфиболитами / Динамометаморфизм и петроструктурная эволюция пород мафит-ультрамафитовой ассоциации. Томск, 1996. с.55-57

36. Гончаров М.А., Талицкий В.Г., Фролова Н.С. Введение в тектонофизику. М.: Изд-во КДУ, 2005. 496 с.

37. Гросвальд М.Г., Псарёва Т.В. Метаморфизм льда // Оледенение Земли Франца-Иосифа. М.: Наука, 1973. С. 258-270.

38. Гуляев А.П. Металловедение. М.: Металлургия, 1966. 482 с.

39. Денисова Е.А. Внутренняя структура Миндякского ультраосновного массива (Южный Урал) // Докл. АН СССР, 1984, Т. 274, № 2. с. 382-387.

40. Денисова Е.А. Складчатая структура ультраосновных тектонитов массивов Южного Урала // Геотектоника, 1989, № 4. с. 52-62.

41. Денисова Е.А. Строение и деформационные структуры офиолитовых массивов с лерцолитовым типом разреза // Геотектоника, 1990а, № 2. с. 14-27.

42. Денисова Е.А. Структура ультраосновного массива Южный Крака (Южный Урал) // Изв. АН СССР, Сер. геол., 19906, № 1. с. 45-63.

43. Денисова Е.А. Деформационные структуры околорудных ультрабазитов из массивов Крака и Кемпирсай (Южный Урал) / Динамометаморфизм и петроструктурная эволюция пород мафит-ультрамафитовой ассоциации. Томск, 1996. с. 51-54.

44. Дунаев А.Ю., Зайков B.B. Хромшпинелиды Ишкининского кобальт-медноколчеданного месторождения в ультрамафитах Главного Уральского разлома. Миасс: ИМин УрО РАН, 2005. 110 с.

45. Ефимов A.A. Габбро-гипербазитовые комплексы Урала и проблема офио-литов. М.: Наука, 1984. 232 с.

46. Железисто-кремнистые формации докембрия европейской части СССР. Структуры месторождений и рудных районов /Белевцев Я.Н., Вайло A.B., Вет-ренников В.В. и др. Киев: Наукова думка, 1989. 156 с.

47. Зайков В.В., Мелекесцева И.Ю., Артемьев Д.А., Юминов A.M., Симонов В.А., Дунаев А.Ю. Геология и колчеданное оруденение южного фланга Главного Уральского разлома. Миасс: ИМин УрО РАН, 2009. 376 с.

48. Знаменский С.Е., Даниленко С.А., Ковалёв С.Г., Сначёв В.И. Генетические типы и платиноносность хромитов Нуралинского габбро-гипербазитового массива (Ю. Урал) // Познание и сбережение недр РБ. Уфа, 1996. с. 33-34.

49. Золоев К. К. Офиолиты, тектогенез и рудообразование подвижных поясов Земли // Геодинамика, магматизм, метаморфизм и рудообразование. Екатеринбург, 2007. с. 520-529.

50. Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1,6-0,2 млрд.лет) и строения Урала. Диссертация док. геол.-мин. наук. Екатеринбург, 1998. 252 с.

51. Иванов К.С., Пучков В.Н. Геология Сакмарской зоны (новые данные): Препринт. Свердловск, 1984. 86 с.

52. Иванов С.Н. Зоны пластических и хрупких деформаций в вертикальном разрезе литосферы // Геотектоника, 1990, № 2, с. 3-14.

53. Иванов С.Н., Пучков В.Н., Иванов К.С. и др. Формирование земной коры

54. Урала. М.: Наука, 1986. 248 с.

55. Кадик A.A. Флюиды литосферы как отражение окислительно-восстановительного режима в мантии: следствия для геофизических свойств глубинного вещества // Флюиды и геодинамика. М.: Наука, 2006. С. 19—46.

56. Кадик A.A., Луканин O.A., Лапин И.В. Физико-химические условия эволюции базальтовых магм в приповерхностных очагах. М.: Наука, 1990. 347 с.

57. Казаков А.Н. Динамический анализ микроструктурных ориентировок минералов. Л.: Наука, 1987. 272 с.

58. Казанцева Т.Т. Геологическое строение северной части Зилаирского синк-линория Южного Урала в связи с перспективами нефтегазоносности: Автореф. дис.канд. геол.-минер. наук. М., 1970. 21 с.

59. Казанцева Т.Т. Аллохтонные структуры и формирование земной коры Урала. М.: Наука, 1987. 169 с.

60. Казанцева Т.Т., Камалетдинов М.А. Об аллохтонном залегании гипербази-товых массивов западного склона Ю. Урала // Докл. АН СССР, 1969, Т. 189, № 5. с. 1077-1080.

61. Камалетдинов М.А., Казанцева Т.Т. Аллохтонные офиолиты Урала. М.: Наука, 1983. 168 с.

62. Камалетдинов М.А., Казанцева Т.Т. Структурное положение офиолитовых комплексов Урала и других складчатых областей // Тектоника и магматизм Южного Урала. М.: Наука, 1974. С. 53-58.

63. Карпузов А.Ф., Лебедев A.B., Житников В.А., Коровкин В.А. Минерально-сырьевая база твердых полезных ископаемых // Минеральные ресурсы России. Экономика и управление, 2008, №4. с. 66-80.

64. Кашин С.А. Метаморфизм хромшпинелидов в хромитовых месторождениях Верблюжьих гор (на Южном Урале) / Хромиты СССР, Т. 1, М. Л.: Изд-во АН СССР, 1937. с. 251-338.

65. Кашин С.А., Фёдоров В Л. Хромитовые месторождения Хабарнинского ультраосновного массива / Хромиты СССР, Т. 2, М. Л.: Изд-во АН СССР,1940. с. 199-285.

66. Кашинцев Г.Л., Кузнецов И.Е., Патхан М.Т., Рудник Г.Б. Гипербазитовый массив Южный Крака (Южный Урал) // Вестник МГУ, Сер. 4, геол., 1976, № 6. с. 59-68.

67. Клочихин A.B., Радченко В.В., Буряченко A.B. Геология и петрохимия ги-пербазитовых массивов Крака (Ю. Урал) // Магматизм и эндогенная металлогения западного склона Южного Урала. Уфа, 1973. с. 129-138.

68. Книппер А.Л. Породы мантии на поверхности Земли // Природа, 1969, № 7. с. 41-48.

69. Книппер А. Л., Савельева Г.Н., Шараськин А .Я. Проблемы классификации офиолитов / Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир, 2001. с. 250—283.

70. Ковалёв С.Г., Салихов Д.Н. Полезные ископаемые Республики Башкортостан (Хромитовые руды). Уфа, 2000. 207 с.

71. Ковалёв С.Г., Сначёв В.И. Гипербазитовые массивы Крака (геология, петрология, металлогения). Уфа, 1998. 104 с.

72. Кожухарова Е., Леонов М.Г. Пластическая деформация и метаморфизм горных пород Южного Тянь-Шаня // Geol. Balcanica, 1988, Т. 18, №4. Р. 37-46.

73. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979. 262 с.

74. Колодяжный С.Ю. Структурно-кинематическая эволюция юго-восточной части Балтийского щита в палеопротерозое. М.: ГЕОС, 2006. 332 с.

75. Кориневский В.Г. Калиевые щелочные базальтоиды Эйфеля Сакмарской зоны Мугоджар // Ежегодник-1970 / ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск, 1971. с. 16-19.

76. Кориневский В.Г. Нижнеордовикский вулканогенный комплекс на юге западного склона Южного Урала / Вопросы петрологии вулканитов Урала. Свердловск, 1975. с. 77-90.

77. Коротеев В.А., Зоненшайн Л.П., Парначёв В.П. и др. Офиолиты Южного Урала: Препринт. Свердловск, 1985. 80 с.

78. Коротеев В.А., Сазонов В.Н. Геодинамика, рудогенез, прогноз (на примере Урала). Екатеринбург, 2005. 259 с.

79. Кравченко Г.Г. Особенности структуры ультрабазитовых и хромитовых тел и условия их формирования // Условия образования магматических рудных месторождений. М.: Наука, 1979. с. 79-105.

80. Кравченко Г.Г. Роль тектоники при кристаллизации хромитовых руд Кем-пирсайского плутона. М.: Наука, 1969. 232 с.

81. Кравченко Г.Г. Факторы гигантизма хромитовых месторождений / Новые горизонты в изучении процессов магмо- и рудообразования. М.: ИГЕМ, 2010.

82. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Новосибирск: Наука, 1985. 200 с.

83. Кульков С.Н., Кульков A.C., Чернышов А.И. Петрографический и рентге-но-структурный анализ пластически деформированных дунитов // Физическая мезомеханика, 2010, № 13. с.83-88.

84. Кутолин В.А. Перекристаллизация вещества верхней мантии и ее металло-генические следствия / Мантийные ксенолиты и проблема ультраосновных магм. Новосибирск: Наука, 1983. с. 17-22.

85. Леонов М.Г. Тектоника консолидированной коры. М.: Наука, 2008. 457 с.

86. Леонов М.Г., Кожухарова Е. Релаксационный метаморфизм как фактор структурно-вещественного преобразования горных пород // Структура линеа-ментных зон стресс-метаморфизма. Новосибирск: Наука, 1990. с. 41-49.

87. Леснов Ф.П. Редкоземельные элементы в ультрамафитовых и мафитовых породах и их минералах. Новосибирск: «Гео», 2007. 403 с.

88. Логинов В.П., Павлов Н.В., Соколов Г.А. Хромитоносность Кемпирсайского ультраосновного массива на Южном Урале / Хромиты СССР, Т. 2, М. -Л.: Изд-во АН СССР, 1940. с. 5-199.

89. Лукьянов A.B. Пластические деформации и тектоническое течение в литосфере. М.: Наука, 1991. 144 с.

90. Лукьянов A.B. Пластические деформации и тектоническое течение горных пород литосферы / Тектоническая расслоенность литосферы / Труды ГИН РАН; Вып. 343. М.: Наука, 1980. с. 105-146.

91. Луцкина Н.В. Классификация хромитовых месторождений для прогнозирования // Разведка и охрана недр, 1983, №2. с.7-12.

92. Магматические горные породы (классификация, номенклатура, петрография) / Отв. ред. В.И. Гоныпакова. М.: Наука, 1983. 365 с.

93. Магматические горные породы. Т. 3. Основные породы / Под ред. Е.В. Шаркова. М.: Наука, 1985. 488 с.

94. Магматические горные породы. Т.5. Ультраосновные горные породы / Под ред. Е.В. Шаркова. М.: Наука, 1988. 508 с.

95. Макеев А.Б., Брянчанинова Н.И. Топоминералогия ультрабазитов Полярного Урала. СПб.: Наука, 1999. 252 с.

96. Макеев А.Б., Перевозчиков Б.В., Афанасьев А.К. Хромитоносность Полярного Урала. Сыктывкар, 1985. 152 с.

97. Малахов H.A. Петрохимия ультрабазитов Урала. Свердловск, 1966. 234 с.

98. Малахов И.А. Петрохимия главных формационных типов ультрабазитов. М.: Наука, 1983.292 с.

99. Маракушев A.A. Петрогенезис. М.: Недра, 1988. 293 с.

100. Маракушев A.A. Положение платиновых металлов в системе экстремальных состояний элементов и формационные типы их месторождений // Платина России. М.: АО «Геоинформмарк», 1994. с. 206-229.

101. Маракушев A.A. Серпентинизация гарцбургитов // Изв. АН СССР. Серпентинит. геол., 1975. с. 5-20.

102. Машковцев Г.А. Современное состояние минерально-сырьевой базы отечественной металлургии // Минеральные ресурсы России. Экономика и управление, 2007, №5. с. 16-25.

103. Машковцев Г.А., Кустов Ю.Е. Перспективы минерально-сырьевого обеспечения проекта "Урал промышленный Урал полярный"// Минеральные ресурсы России. Экономика и управление, 2007, №2. с. 14-18.

104. Меннерт К. Мигматиты и происхождение гранитов. М.: Мир, 1971. 328 с.

105. Месторождения хризотил-асбеста СССР / Под ред. П.М. Татаринова и В.Р. Артемова. М.: Недра, 1967. 512 с.

106. Методика геологического картирования метаморфических комплексов / Под ред. В.А. Николаева. М.:Недра, 1957. 451с.

107. Минералогическая энциклопедия / Перевод с англ. / Под ред. К. Фрея. Л.: Недра, 1985. 512 с.

108. Минералы. T. IV. Силикаты со структурой, переходной от цепочечной к слоистой. Слоистые силикаты /Под ред. Ф.В.Чухрова, Н.Н.Смольяниновой. -М.: Наука, 1992. 599 с.

109. Мосейчук В.М., Сурин Т.Н. Новые данные о раннепалеозойских надсуб-дукционных комплексах Южного Урала // Палеозоны субдукции: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1999. с. 98-102.

110. Москалёва C.B. Гипербазиты и их хромитоносность. Л.: Недра, 1974. 279 с.

111. Непомнящих A.A. Изучение формы и размеров Кемпирсайского ультраосновного массива // Сов. геология, 1959, №9. с. 112-123.

112. Никитин И.И., Полуэктов А.Т. Хабарнинский ультраосновной массив // Магматизм и эндогенная металлогения западного склона Ю. Урала. Вып. 21. Уфа, 1973. С. 66—75.

113. Николаевский В.Н. Дилатансия и теория очага землетрясения // Успехи механики, 1980, т. 3, № 1. с. 71-101.

114. Николаевский В.Н. Трещинноватость земной коры как ее генетический признак // Геология и геофизика, 2006, т.47, №5. с. 646-656.

115. Николя А. Основы деформации горных пород. М.: Мир-Эльф Акитен, 1992. 166 с.

116. Павлов Н.В. Химический состав хромшпинелидов в связи с петрографическим составом пород ультраосновных интрузивов / Труды Ин-та геол. наук, серия рудных месторождений, Вып. 103, № 3, М., 1949. 88 с.

117. Павлов Н.В., Григорьева И.И. Месторождения хрома / Рудные месторождения СССР, Т. 1, М.: Недра, 1978. С. 172-224.

118. Павлов Н.В., Григорьева И.И., Гришина Н.В. Образование и генетические типы хромитовых месторождений геосинклинальных областей / Условия образования магматических рудных месторождений. М.: Наука, 1979. с. 5-78.

119. Павлов Н.В., Григорьева-Чупрынина И.И. Закономерности формирования хромитовых месторождений. М.: Наука, 1973. 200 с.

120. Павлов Н.В., Кравченко Г.Г., Чупрынина И.И. Хромиты Кемпирсайского плутона. М.: Наука, 1968. 178 с.

121. Павлов Н.В., Соколов Г.А. Некоторые закономерное ти размещения хромитовых месторождений в Кемпирсайском ультраосновном плутоне, включая скрытые рудные тела // Вопросы изучения и методы поисков скрытого оруде-нения. М.: Госгеолтехиздат, 1963. с. 93-106.

122. Паланджян С.А. Типизация мантийных перидотитов по геодинамическим обстановкам формирования. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1992. 104 с.

123. Паланджян С.А., Дмитренко Г.Г. Петрохимические типы и геотектоническая позиция перидотитов офиолитовых ассоциаций / Петрология гипербазитов и базитов. Новосибирск: Наука, 1990. с. 52-70.

124. Панеях H.A. Эволюция состава шпинели в гипербазитах // Минералогический журнал, 1984, Т. 6, № 1. с. 38-52.

125. Панин В.Е., Гриняев Ю.В. Физическая мезомеханика новая парадигма на стыке физики и механики деформируемого твердого тела // Физ. мезомеханика, 2003, Т. 6, № 4. с. 9-36.

126. Панин В.Е., Гриняев Ю.В., Данилов В.И. и др. Структурные уровни пластической деформации и разрушения. Новосибирск: Наука, 1990. 254 с.

127. Панин В.Е., Лихачев В.А., Гриняев Ю.В. Структурные уровни деформации твердых тел. Новосибирск: Наука, 1985. 230 с.

128. Патхан М.Т. Петрология ультраосновного массива Южный Крака (Южный Урал): Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. М., 1971. 23 с.

129. Пацков A.A. К вопросу о геометрии гипербазитовых массивов Крака / Геология, магнетизм горных пород и палеомагнетизм Южного Урала. Уфа: БФАН. 1977. е.

130. Пейве A.A. Структурно-вещественные неоднородности, магматизм и геодинамические особенности Атлантического океана. М.: Научный мир, 2002.278 с.

131. Пейве A.A., Бонатти Э. Перидотиты разломных зон Буве и Конрад (Южная Атлантика) // Доклады РАН, 1999, Т. 367, №6. с. 788-791.

132. Пейве A.B. Океаническая кора геологического прошлого // Геотектоника. 1969, №4. с. 5-23.

133. Перевозчиков Б.В. Генетическая классификация хромитовых месторождений // Эндогенное оруденение в подвижных поясах. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2007. с. 271-275.

134. Перевозчиков Б.В. Закономерности локализации хромитового оруденения в альпинотипных гипербазитах. М.: Геоинформмарк, 1995. 47 с.

135. Перевозчиков Б.В. Особенности изучения хромитоносности альпинотипных гипербазитов. М.: Геоинформмарк, 1998. 47 с.

136. Перфильев A.C. Формирование земной коры Уральской эвгеосинклинали. М.: Наука, 1979. 188 с.

137. Петрология постгарцбургитовых интрузивов кемпирсайско-хабарнинской офиолитовой ассоциации (Ю. Урал) / П.А. Балыкин, Э.Г. Конников, А.П. Кривенко, Ф.П. Леснов, В.В. Лепетюха, Т.П. Литвинова, Е.В. Пушкарёв, Г.Б. Фер-штатер. Свердловск, 1991. 160 с.

138. Петрохимия магматических формаций. Справочное пособие /Орлов Д.М., Липнер Г.Н., Орлова М.П., Смелова Л.В. Л.: Недра, 1991. 299 с.

139. Плотников А.В. Анализ перспектив хромитоносности массива Сыум-Кеу (Полярный Урал). Автореферат дисс . канд. геол.-мин. наук. Пермь, 2009.21 с.

140. Поиски, разведка и оценка хромитовых месторождений /Под ред. Т.А.Смирновой, В.И.Сегаловича М.: Недра, 1987. 166 с.

141. Породообразующие пироксены / Н.Л.Добрецов, Ю.Н. Кочкин, А.П. Кривенко, В.А. Кутолин М.: Наука, 1971. 454 с.

142. Прокин В.А. Закономерности размещения колчеданных месторождений на Ю. Урале. М.: Недра, 1977. 176 с.

143. Пуарье Ж.С.П. Ползучесть кристаллов. Механизмы деформации металлов, керамики и минералов при высоких температурах. М.: Мир, 1988. 287 с.

144. Пучков В.Н. Тектоника Урала: современные представления // Геотектоника, 1997, №4. с.42-61.

145. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.

146. Пушкарёв Е.В. Истощенные лерцолиты Хабарнинского массива на Южном Урале // Ежегодник—1997 / ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург, 1998. с. 109-111.

147. Пушкарёв Е.В., Ферштатер Г.Б., Беа Ф. Геохимия РЗЭ как критерий принадлежности Восточно-Хабарнинского комплекса к гипербазит-габбровым ассоциациям платиноносного типа // Ежегодник-1995 / ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург, 1996. с. 90-93.

148. Реестр хромитовых месторождений в альпинотипных гипербазитах Урала / Под ред. Б.В.Перевозчикова. Пермь, 2000. 474 с.

149. Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра, 1981. 585 с.

150. Родионов В.В. Некоторые особенности распределения никеля и размещение никелевых месторождений в Кемпирсайском массиве ультрабазитов / Материалы по геологии и полезным ископаемым Западного Казахстана. Алма-Ата, 1966. с. 193-201.

151. Рудник Г.Б. Петрогенезис ультраосновных пород Нуралинского массива на Южном Урале / Соотношение магматизма и метаморфизма в генезисе ультрабазитов. М.: Наука, 1965. с. 68-100.

152. Рыкус М.В., Бажин Е.А., Савельев Д.Е., Сначёв В.И. Геология и геохимические особенности ультрабазитов и габброидов зоны сочленения Южного и Среднего Урала (Кыштымская площадь) // Нефтегазовое дело, т. 7, № 1, 2009а. с. 72-80.

153. Рыкус М.В., Сначёв В.И., Кузнецов Н.С., Савельев Д.Е., Бажин Е.А., Сначёв A.B. Рудоносность дунит-гарцбургитовой и черносланцевой формаций пограничной зоны между Южным и Средним Уралом // Нефтегазовое дело, т. 7, №2, 20096. с. 17-27.

154. Рыкус М.В., Сначев В.И., Насибуллин P.A., Рыкус Н.Г., Савельев Д.Е. Осадконакопление, магматизм и рудообразование северной части зоны Урал-тау. Уфа: БашГУ, 2002. 267 с.

155. Рябчиков И.Д. Летучие компоненты в источнике мантийных плюмов // Флюиды и геодинамика. М.: Наука, 2006. с. 9-19.

156. Савельев A.A. Хромиты Войкаро-Сыньинского массива // Генезис ультрабазитов и связанного с ними оруденения. Свердловск, 1977. с. 63-77.

157. Савельев A.A., Савельева Г.Н. Офиолиты Кемпирсайского массива: основные черты структурно-вещественной эволюции // Геотектоника, 1991, № 6. с. 57-75.

158. Савельев Д.Е. Петрогеохимические особенности и рудоносность габбро-гипербазитового массива Средний Крака: Автореф. дис. канд. reo л.-мин. наук. М., 2000. 27 с.

159. Савельев Д.Е. Петельчатая структура альпинотипных ультрабазитов и ее интерпретация (на примере массивов Крака) // Известия Отделения наук о Земле и природных ресурсов АН РБ. Геология, 2010, №15. с. 71-79.

160. Савельев Д.Е. Соотношение структур ультрабазитов и хромитового оруденения в западной части массива Южный Крака (Южный Урал) / Геологический сборник № 9, Уфа, 2011. с. 228-235.

161. Савельев Д.Е., Сначев В.И. Размещение базит-гипербазитовых комплексов Южного Урала / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №3, Уфа, 2003. с. 162167.

162. Савельев Д.Е., Федосеев В.Б. Сегрегационный механизм формирования тел хромититов в ультрабазитах складчатых поясов // Руды и металлы, 2011а, №5. с. 35-42.

163. Савельев Д.Е., Сначёв В.И., Романовская М.А. Геохимические особенности полосчатого комплекса гипербазитов Южного Урала (на примере массива Средний Крака) // Вестник Московского университета, 2000. № 6. с. 32-40.

164. Савельев Д.Е., Савельева E.H., Сначёв В.И., Романовская М.А. К проблеме генезиса хромитового оруденения в гипербазитах альпинотипной формации // Вестник Московского университета, 2006а, № 6. с. 3-8.

165. Савельев Д.Е., Сначев A.B., Пучков В.Н, Сначев В.И. Петрохимические и геодинамические особенности формирования ордовикско-раннесилурийских базальтов восточного склона Южного Урала / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №5, Уфа, 20066. с.86-104.

166. Савельев Д.Е., Сначев A.B., Пучков В.Н., Сначев В.И. Петрогеохимиче-ские и геодинамические особенности формирования габбро-гипербазитовых массивов Арамильско-Сухтелинской зоны (Южный Урал) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №5, Уфа, 2006в. с.72-85.

167. Савельев Д.Е., Сначёв В.И., Сначёв A.B., Романовская М.А. Геолого-геохимическая зональность базит-гипербазитового магматизма Южного Урала // Вестник Московского университета, 2006г, №1. с. 27-33.

168. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Савельева E.H., Бажин Е.А. Реститово-метаморфогенная модель хромитообразования в альпинотипных гипербазитах (на примере Южного Урала) / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН №6, Уфа, 2007. с.233-250.

169. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Савельева E.H., Бажин Е.А. Геология, петроге-охимия и хромитоносность габбро-гипербазитовых массивов Южного Урала. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2008. 320 с.

170. Савельев Д.Е., Бажин Е.А., Сначев В.И., Черникова Т.И. Особенности минерального состава метаморфизованных ультрабазитов Кыштымской площади / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 8, Уфа, 2009а. с. 129-137.

171. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Бажин Е.А., Романовская М.А. К проблеме типизации хромитовых месторождений Южного Урала // Руды и металлы, 20096, №5, с.5-12.

172. Савельев Д.Е., Бажин Е.А., Сначев В.И., Романовская М.А. Новые данные по геологии и геохимии Таловского габбро-гипербазитового массива (Южный Урал) // Вестник Московского университета, 2010а, Т. 65, №3. с. 51-56.

173. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Рыкус М.В. Габбро-гипербазитовые массивы Тогузак-Аятского района (Южный Урал) // Нефтегазовое дело, 20106, № 1. с.15-28.

174. Савельев Д.Е., Савельева E.H., Сначев В.И., Романовская М.А., Бажин Е.А. Эволюция процессов хромитообразования в альпинотипных гипербазитах // Бюллетень Московского общества испытателей природы, 2011, Т.86, №1. с. 3140.

175. Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М.: Наука, 1987. 230 с.

176. Савельева Г.Н., Денисова Е.А. Структура и петрология ультраосновного массива Нурали на Южном Урале // Геотектоника, 1983, № 2. с. 42-57.

177. Савельева Г.Н., Денисова Е.А. Структура и петрология ультраосновного массива Средний Крака на Южном Урале // Геотектоника, 1985, № 4. с. 33-68.

178. Савельева Г.Н., Перцев А.Н. Мантийные ультрамафиты в офиолитах Южного Урала, Кемпирсайский массив // Петрология, 1995, Т. 3, № 2. с. 115-132.

179. Савельева Г.Н., Савельев A.A. Хромиты в структуре офиолитовых ультра-базитов Урала // Геотектоника. 1991, № 3. с. 47-58.

180. Савельева Г.Н., Соболев A.B., Батанова В.Г., Суслов П.В., Брюгманн Г. Структура каналов течения расплавов в мантии // Геотектоника, 2008, № 6, с. 25-45.

181. Савельева Г.Н., Шараськин А.Я., Савельев A.A. и др. Офиолиты зоны сочленения южных уралид с окраиной Восточно-Европейского континента // Урал: фундаментальные проблемы геодинамики и стратиграфии / Труды ГИН РАН; Вып. 500. М.: Наука, 1998. с. 93-118.

182. Савельева Г.Н., Щербаков С.А., Денисова Е.А. Роль высокотемпературных деформаций при формировании дунитовых тел в гарцбургитах // Геотектоника, 1980, №3. с. 16-27.

183. Савельева E.H. Хромитоносность габбро-гипербазитовых массивов Крака: Дис. канд. геол.-мин. наук. М., 2007. 156 с.

184. Самсонов Г.П., Бачин А.П. Геолого-структурная позиция и хромитоносность Кемпирсайского ультрабазитового массива // Формационное расчленение, генезис и металлогения ультрабазитов. Свердловск, 1988. с. 75—89.

185. Саранчина Г.М., Кожевников В.Н. Федоровский метод (определение минералов, микроструктурный анализ). Л.: Недра, 1985. 208 с.

186. Сегалович В.И. О строении Кемпирсайского ультраосновного массива // Докл. АН СССР, 1971, Т. 198, № 1. с. 178-181.

187. Селиванов P.A. Условия локализации хромового оруденения в ультрама-фитовых массивах Рай-Из и Войкаро-Сыньинский. Диссертация . канд. геол.-мин. наук. Екатеринбург, 2011. 166 с.

188. Семёнов И.В. Составы РЗЭ в габбро океанической спрединговой структуры Урала как индикаторы их генезиса // Ежегодник-1997: ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург, 1998. с. 164-170.

189. Серавкин И.Б. Тектономагматическая зональность Южного Урала и его положение в складчатых системах Урало-Монгольского пояса // Геотектоника, 1997, № I.e. 32-47.

190. Серавкин И.Б., Косарев A.M., Салихов Д.Н. и др. Вулканизм Южного Урала. М.: Наука, 1992. 197 с.

191. Серавкин И.Б., Родичева З.И. Кракинско-Медногорский палеовулканиче-ский пояс: Препринт. Уфа, 1990. 52 с.

192. Силантьев С.А. Условия формирования плутонического комплекса Сре-динно-Атлантического хребта, 13 17°с.ш. // Петрология, 1998, Т. 6, № 4. с. 381-421.

193. Симонов В.А. Влияние флюидных компонентов на магматические системыокеанических «горячих точек» / Флюиды и геодинамика. М.: Наука, 2006. с. 260-274.

194. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М.: Недра, 1976. 688 с.

195. Смирнов C.B. Петрология верлит-клинопироксенит-габбровой ассоциации Нуралинского гипербазитового массива и связанное с ним платиноидное ору-денение: Автореф. дис. . канд. геол.-минер, наук. Екатеринбург, 1995. 18 с.

196. Смирнова Т.А., Смирнов Ю.В. Промышленные типы хромитовых руд // Руководство по оценке прогнозных ресурсов твердых полезных ископаемых. М., 1982. с. 56-66.

197. Сначев В.И., Рыкус М.В., Грицук А.Н., Савельев Д.Е. Благороднометаль-ное оруденение дунит-гарцбургитовой и черносланцевой формаций Западного склона Ю. Урала / Геологический сборник ИГ УНЦ РАН № 2, Уфа, 2001а. с.152-162.

198. Сначёв В.И., Савельев Д.Е., Рыкус М.В. Петрогеохимические особенности пород и руд габбро-гипербазитовых массивов Крака. Уфа: БашГУ, 20016. 212 с.

199. Сначёв A.B., Пучков В.Н., Савельев Д.Е., Сначёв В.И. Геология Арамиль-ско-Сухтелинской зоны Урала. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2006. 176 с.

200. Сначев A.B., Пучков В.Н., Сначев В.И., Савельев Д.Е., Бажин Е.А. Боль-шаковский габбровый массив фрагмент Южно-Уральской зоны раннекамен-ноугольного рифта // Доклады Академии наук, 2009, т.429, № I.e. 1-3.

201. Соболев Н.Д. Ультрабазиты Большого Кавказа. М.: Госгеолиздат, 1952. 240 с.

202. Соколов Г.А. Хромиты Урала, их состав, условия кристаллизации и закономерности распространения / Труды / ИГН АН СССР; Вып. 97; Сер. рудн. м-ний; № 12. М.: Изд-во АН СССР, 1948. 128 с.

203. Спенсер Э.У. Введение в структурную геологию. Д.: Недра, 1981. 368 с.

204. Старостин В.И., Дергачёв А.Л., Хркович К. Структурно-петрофизический анализ месторождений полезных ископаемых. М.: Изд-во МГУ, 1994. 288 с.

205. Строение зоны разлома Зеленого мыса: Центральная Атлантика / Ю.М. Пущаровский, A.A. Пейве, Ю.Н. Разницын и др. М.: Наука, 1989. 199 с.

206. Строение, эволюция и минерагения гипербазитового массива Рай-Из / Под ред. В.Н. Пучкова и Д.С. Штейнберга Свердловск, 1990. 230 с.

207. Сурин Т.Н. Сахаринский дунит-клинопироксенит-габбровый комплекс (Восточно-Магнитогорская зона, Ю. Урал) — аналог образований Платинонос-ного пояса Урала / Металлогения и геодинамика Урала. Екатеринбург, 2000. с. 82-85

208. Таврин И.Ф. О строении основных и ультраосновных интрузий и глубинных разломов Южного Урала по геофизическим данным / Глубинное строение Урала. М.: Наука, 1968. с. 147-153.

209. Таврин И.Ф., Родионов П.Ф. О строении ультраосновных массивов западного крыла Магнитогорского синклинория по геофизическим данным // Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала / Труды /1-е Уральск, петрогр. совещ., Т. 1, Свердловск, 1963. с. 301-311.

210. Таврин И.Ф., Чащухин И.С. Возможности магнитометрии при картировании внутренней структуры гипербазитовых массивов Южного Урала / Магматические формации, метаморфизм, металлогения Урала. Т.П. Ультрабазиты. Свердловск, 1969. с. 222-227.

211. Тевелев A.B., Кошелева И.А. Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье). М.: Изд-во МГУ, 2002. 123 с.

212. Тевелев A.B., Кошелева И.А., Попов B.C. и др. Палеозоиды зоны сочленения Восточного Урала и Зауралья / Труды / Лаборатория складчатых поясов МГУ; Вып. 4 / под ред. A.M. Никишина М.: Изд-во МГУ, 2006. 300 с.

213. Термический анализ минералов и горных пород /Иванова В.П., Касатов Б.К., Красавина Т.Н. и др. Л.: Недра, 1974. 399 с.

214. Тохтуев Г.В. Структуры будинаж и их роль в локализации полезных ископаемых. Киев: Наукова думка, 1967. 216 с.

215. Тохтуев Г.В., Флаас A.C. Кинкбанды (полосы изгиба-излома), их структурное и рудоконтролирующее значение (на примере Криворожского железорудного и Мамского слюдоносного районов): Препринт. Киев, 1978. 67 с.

216. Уральские месторождения хромита / С.А. Вахромеев, И.А. Зимин, К.Е. Кожевников и др. / Труды / ВИМС; Вып. 85. М. Л.: ОНТИ НКТП СССР, 1936. 240 с.

217. Федосеев В.Б. Перераспределение твердых включений в акустическом поле // Нелинейная акустика твердого тела. Сб. трудов VIII сессии РАО. Н.Новгород: Интерсервис, 1998. с. 232.

218. Федосеев В.Б. Перераспределение вещества под действием внешних полей и стационарная модель маятника Челомея // Нелинейный мир, 2010, №4. с.243-247.

219. Ферштатер Г.Б., Беа Ф. Геохимическая типизация Уральских офиолитов // Геохимия, 1996, № 3. с. 195-218.

220. Фёдорова Н.В., Иванов К.С. Глубинная структура и история формирования краевого офиолитового аллохтона Крака на западном склоне Южного Урала // Докл. РАН, 2000, Т. 370, № 6. с. 793-796.

221. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых. М.: Недра, 1984. 456 с.

222. Физические свойства кристаллов / Современная кристаллография. Т.4. / Шувалов Л.А., Урусовская A.A., Желудев И.С. и др. М.: Наука, 1981. 496 с.

223. Хворов П.В. Минеральный состав пород Абдул-Касимовского месторождения талька (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов-2005. Рудоносные комплексы и рудные фации. Миасс: Имин УрО РАН, 2008. с. 274-277.

224. Хворов П.В., Котляров В.А. Минеральный состав талькитов Кирябинского месторождения // Металлогения древних и современных океанов-2005. Формирование месторождений на разновозрастных океанических окраинах. Т.2. Ми-асс: Имин УрО РАН, 2005. с. 128-131.

225. Хендин Д. Прочность и пластичность / Справочник физических констант горных пород. М.: Мир, 1969. с. 211-272.

226. Хисина Н.Р., Вирт Р., Андрут М. Формы нахождения ОН" в мантийных оливинах. I. Структурный гидроксил // Геохимия, 2002, №4. с. 375-385.

227. Царицын Е.П. Состав акцессорных и рудных хромшпинелидов в гиперба-зитах / Генезис ультрабазитов и связанного с ними оруденения. Свердловск, 1977. с. 83-95.

228. Чаплыгина Н.Л. Фрагменты офиолитов надсубдукционного генезиса в сер-пентинитовом меланже (Западно-Магнитогорская зона, Южный Урал): Авто-реф. дис. канд. геол.-мин. наук. М., 2003. 31 с.

229. Чаплыгина Н.Л., Дегтярёв К.Е., Савельева Г.Н. Офиолиты гарцбургитового типа в структурированном меланже Западно-Магнитогорской зоны (Южный Урал) // Геотектоника, 2002, № 6. с. 25-37.

230. Чащухин И.С., Вотяков С.Л., Щапова Ю.В. Кристаллохимия хромшпинели и окситермобарометрия ультрамафитов складчатых областей. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2007. 310 с.

231. Чернышов А.И. Ультрамафиты (пластическое течение, структурная и пет-роструктурная неоднородность). Томск, 2001. 215 с.

232. Чернышов А.И. Петроструктурные особенности оливинов в ультрамафи-тах Парамского и Шаманского массивов (Байкало-Муйский офиолитовый пояс) // Геология и геофизика, 2005, т.46, №11. с. 1121-1132.

233. Чернышов А.И. Идентификация плоскостных и линейных структурных элементов в динамометаморфизованных ультрамафитах / Динамометаморфизм и петроструктурная эволюция пород мафит-ультрамафитовой ассоциации. Томск, 1996. с. 99-101.

234. Чиков Б.М. Сдвиговое стресс-структурообразование в литосфере: разновидности, механизмы, условия (обзор проблемы) // Геология и геофизика, 1992, №9. с. 3-38.

235. Чиков Б.М. Короткопериодические колебания в геологических процессах литосферы (обзор проблемы) // Литосфера, 2005, №2. с. 3-20.

236. Чиков Б.М. Проблемы геологической интерпретации сейсмоочаговых систем земной коры (геомеханика и тектонофизический анализ) // Геодинамика и тектонофизика, 2010, Т. 1, № 3. с. 231-248.

237. Шмелев В.Р., Пучков В.Н. Особенности тектоники гипербазитового массива Рай-Из (Полярный Урал) // Геотектоника, 1986, № 4, с. 88-105.

238. Шоу Д.М. Геохимия микроэлементов кристаллических пород. Л.: Недра, 1969. 207 с.

239. Штейнберг Д.С., Чащухин И.С. Серпентинизация ультрабазитов. М.: Наука, 1977. 309 с.

240. Шубин Р.А. Кинетика процессов разделения и перемешивания при сдвиговом течении зернистых материалов. Дис. . канд. техн. наук. Тамбов, 2006. 119 с.

241. Щербаков С.А. Пластические деформации ультрабазитов офиолитовой ассоциации Урала. М.: Наука, 1990. 120 с.

242. Юшкин Н.П. Механические свойства минералов. Л.: Наука, 1971. 284 с.

243. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Постофиолитовые вулкано-плутонические ассоциации, их химизм, металлогения и тектоническая позиция (на примере Полярного Урала) // Геотектоника, 1982, № 1, с. 35-44.

244. Ярош П.Я. О первоисточнике хрома в дунитах и природе акцессорного хромита // Записки ВМО, 1980, Ч. 109, вып. 1. с. 98-105.

245. Ярош П.Я., Царицын Е.П. Структурное травление оливина /Ежегодник-1975. Екатеринбург, 1976. с. 55-57.

246. Abakumov G.A., Fedoseev V.B. Physico-chemical processes in centrifugal and gravitational fields. // Chemistry Reviews, 2000, V. 24, 2001. p. 41-86.

247. Ahmed Z. Stratigraphic and textural variations in the chromite composition of the op hiolitic Sakhakot-Qila Complex, Pakistan, Econ. Geology and Bull // Soc. Econ. Geologists, 1984, V. 79. p. 1334-1359.

248. Auge T. Chromite deposits in the northern Oman ophiolite: mineralogical constraints // Mineral. Deposita, 1987, V. 22. p. 1-10.

249. Auge T., Roberts S.: Petrology and geochemistry of some chromitiferous bodies within the Oman ophiolite // Ofioliti, 1982, V. 2/3. p. 133-154

250. Barnes S.J. Roeder P.L. The range of spinel compositions in terrestrial mafic and ultramafic rocks / Journal of Petrology, 2001, V. 42, № 12. p. 2279-2302.

251. Bear L. M. Chromite, in the mineral resources and mining industry of Cyprus: Cyprus Geol. Survey Bull., 1963, № 1. p. 105-119.

252. Bercovici D., Ricard Y. Energetics of a two-phase model of lithospheric damage, shear localization and plate-boundary formation // Geophys. J. Inter., 2003, V. 152. p. 581-596.

253. Boudier F., Nicolas A. Nature of the Moho Transition Zone in the Oman Ophiolite // J. of Petrology 1995, V. 36 (3). p. 777-796.

254. Bowen N.L., Tuttle O.F. The system MgO Si02 - H20 // Geol. Soc. Amer. Bull., 1949, V. 60. p. 439-460.

255. Brace W.F., Kohlstedt D.L. Limits on lithospheric stress imposed by laboratory experiments // J. Geophys. Res., 1980, V. 84. p. 6248-6252

256. Brown M.A. Textural and geochemieal evidence for the origin of some ehromite deposits in the Oman ophiolite / Ophiolites, Proceed. Intern. Ophiolite Symp., Cyprus. Geol. Surv. Dep., Nicosia A. Ed. Panayiolou, 1980. p. 714-721.

257. Brown M., Solar G. Shear-zone systems and melts: feedback relations and self-organization in orogenic belts // J. of Structural Geology, 1998, V. 20. p. 211-227.

258. Brudy M., Zoback M.D., Fuchs K., Rummel F., Baumgartner J. Estimation of the complete stress tensor to 8 km depth in the KTB scientific drill holes: implications for crustal strength // J. Geophys. Res., 1997, V. 102. p. 18453-18476.

259. Brunei M. Quartz fabrics in shear-zone mylonite: evidence for major imprintdue to late strain increments // Tectonophysics, 1980. V. 89. p. T33-T44.

260. Burgath K., Weiser T. Primary features and genesis of Greek podiform chromite deposits, in: Ophiolites, Proceed. Intern. Ophiolite Symp., Cyprus, Ed.A. Panayiotou, 1980, Geol. Surv. Dep. Nicosia, p. 675-690.

261. Burgmann R., Dresen G. Reology of the Lower Crust and Upper Mantle Evidence from Rock Mechanism, Geodesy and Field Observations // Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 2008, N 36. p. 531-567.

262. Burov E.B., Watts A.B. The long-term strength of continental lithosphere: "jelly sandwich" or "creme brulee"// GSA Today, 2006, V.12. p. 4-10.

263. Carey S.W. The rheid concept in geotectonics // Geol. Soc. Australia Jour., 1954, № l.p. 67-117.

264. Carter N.L. Steady state flow of rocks // Rev. Geophys. and Space Phys. 1976, V.14, № 3. p. 301-360.

265. Carter N.L., Ave Lallemant H.G. High temperature deformation of dunite and peridotite // Geol. Soc. Am. Bull., 1970, V. 81, № 8. p. 2181-2202.

266. Cassard D., Nicolas A., Rabinowitch M., Moutte J., Leblanc M., Prinzhoffer A. Structural Classification of Chromite Pods in Southern New Caledonia // Econ. Geology, 1981, V. 76. p. 805-831.

267. Christiansen F.G. Deformation fabric and microlextures in ophiolitic chromitites and host ultramafics. Sultanate of Oman // Geol. Rundsch., 1985, V. 74. p. 61-76.

268. Dickey J.S. A hypothesis of origin for podiform chromite deposits / Chromium: its physicochemical behavior and petrologic significance, 1975. p. 1061-1074.

269. Freund F., Oberheuser G. Water dissolved in olivine: a single-cristal infrared study//J. Geophys. Res., 1986, V. 91. p. 745-761.

270. Fujii T., Osamura K., Takahashi E. Effect of water saturation on the distributionof partial melting in the Ol-Px-Pl system // J. Geophys. Res., 1986, V. 91, N 89. p. 9253-9259.

271. Goetze C., Evans B. Stress and temperature in the bending lithosphere as constrained by experimental rock mechanics // Geophys. J. R. Astron. Soc., 1979, V. 59. p. 463-478.

272. Greenbaum D. The chromitiferous rocks of the Troodos ophiolite complex, Cyprus // Econ.Geol., 1977, V. 72. p. 1175-1194.

273. Griggs D.T., Blacic J.D. The strength of quartz in the ductile regime // Trans. Amer. Geophys.Union., 1964, V. 45, №1. p.102-103.

274. Hebert R. Petrography and mineralogy of oceanic peridotites and gabbros: some comparisons with ophiolite examples // Ofioliti, 1982, N 2/3. p. 299-324.

275. Hess H.H. Serpentinites, orogeny and epeirogeny// Geol. Soc. America, Spec. Paper, 1955, V. 62. p. 391-407.

276. Hirth G., Kohlstedt D.L. Water in the oceanic upper mantle: implications for rheology, melt extration and the evolution of the lithosphere // Earth and Planet Sci. Lett., 1996, V. 144. p. 93-108.

277. Holtzman B. K., Groebner N. J., Zimmerman M. E., Ginsberg S. B., Kohlstedt, D. L. Stress-driven melt segregation in partially molten rocks. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2003, № 4, 8607. doi. 10.1029/2001GC000258.

278. Jackson J. Strength of the continental lithosphere: time to abandon the jellysandwich? // GSA Today, 2002, V. 12. p. 4-9.

279. Jonas P. Tectonostratigraphy of oceanic crustal terrains hosting serpentinite — associated massive sulfide deposits in the Main Uralian Fault Zone (South Urals). Freiberg, 2004. 123 p.

280. Jung H., Karato S.-I. Effect of water on dynamically recrystallized grain-size of olivine // J. of Structural Geology, 2001, V. 23. p. 1337-1344.

281. Karato S., Paterson M.S., Fitz Gerald J.D. Rheology of synthetic olivine aggregates: influence of grain-size and water // J. Geophys. Res., 1986, V. 91. p. 81518176.

282. Karato S.-J., Jung H. Water, partial melting in the origin of the seismic low velosity and high attenuation zone in the upper mantle // Earth and Planet Sci. Lett., 1998, V. 157. p. 193-207.

283. Karato S.-I., Jung H., Katayama I., Skemer Ph. Geodynamic significance of seismic anisotropy of the upper mantle: new insights from laboratory studies // Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 2008, V. 36. p.59-95.

284. Katz R.F., Spiegelman M., Holtzman B. The dynamics of melt and shear localization in partially molten aggregates // Nature, 2006, V. 442, № 7103. p. 676-679.

285. Kelemen P. B., Dick H.J.B., Quick J.E. Formation of harzburgite by pervasive melt/rock reaction in the upper mantle // Nature, 1992, V. 358. p. 635-641.

286. Kelemen P. B., Shimizu N., Salters V. J. M. Extraction of mid-ocean-ridge basalt from the upwelling mantle by focused flow of melt in dunite channels // Nature, 1995, V. 375. p. 747-753.

287. Kohlstedt D.L., Keppler H., Rubie D.C. Solubility of water in the a, f3 and y phases of (Mg,Fe)2Si04 // Contrib. Mineral. Petrol., 1996, V. 123. p. 345-357.

288. Mackwell S.J., Kohlstedt D.L., Paterson M.S. The role of water in the deformation of olivine single crystals // J. Geophys. Res., 1985, V. 90. p. 11319-11333.

289. Mackwell S.J., Kohlstedt D.L. Diffusion of hydrogen in olivine: implications for water in the mantle // J. Geophys. Res., 1990, V. 95. p. 5079-5088.

290. Malpas J. Magma generation in the upper mantle, field evidence from ophiolite suites and application to the generation of oceanic lithosphere / Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A, 1978, V. 288. p. 527-546.

291. Malpas J., Strong D. F. A comparison of chrome-spinels in ophiolites and mantle diapirs of Newfoundland // Geochimica et Cosmochimica Acta, 1975, V. 39. p. 1045-1060.

292. McKenzie D. The generation and compaction of partially molten rock // J. of Petrology, 1984, V. 25. p. 713-765.

293. Melcher F., Grum W., Thalhammer T.V., Thalhammer O.A.R. The giant chromite deposits at Kempirsai, Urals: constraints from trace elements (PGE, REE) and isotope data // Mineralium Deposita. 1999. N 34. p. 250-272.

294. Moutte J. Chromite deposits of the Tiebaghi ultramafic massif. New-Caledonia //Econ. Geo1., 1982, V. 77. p 576-591.

295. Muan A. Phase relations in chromium oxide-containing systems at elevated temperatures / Chromium: its physicochemical behavior and petrologic significance, 1975. p. 781-803.

296. Mukherjee S., Clot textures developed in the chromitites of Nausahi, Keonjhar district, Orissa, India// Econ. Geol., 1969, V. 64. p. 329-337.

297. Neves S. P., Vauchez A., Archanjo C. J. Shear zone-controlled magma emplacement or magma-assisted nucleation of shear zones / Insights from noertheast Brazil // Tectonophysics, 1996, V. 262. p. 349-364.

298. Nicolas A. A melt extraction model based on structural studies in mantle peri-dotites // Journal of Petrology, 1986, V. 27. p. 999-1022.

299. Nicolas A., Bouchez J.L., Boudier F., Mercier J.C. Textures, structures and fabrics due to solid state flow in some European lherzolites // Tectonophysics, 1971, V. 12. p. 55-86.

300. Nicolas A, Boudier F, Boullier AM. Mechanisms of flow in naturally and experimentally deformed peridotites // Am. J. Sei., 1973, V. 273. p. 853-876.

301. Niu Y. Bulk-rock major and trace element compositions of abyssal peridotites: implications for mantle melting, melt exstraction and post-melting processes beneath Mid-Ocean Ridges // J. Petrology, 2004, V. 45, № 12. p. 2423-2458.

302. Petrascheck W. E. Zur Geologie der chromfuhrenden Ophiolithe der Ostturkei / M.T.A. Enstitiisii Bull., Foreign Ed. -1958,V. 50. p. 1-14.

303. Phakey P, Dollinger G, Christie J. Transmission electron microscopy of experimentally deformed olivine crystals / Flow and Fracture of Rocks, Washington, DC: AGU ed. H.C. Heard, I.Y. Borg, N.L. Carter, C.B. Raleigh, 1972. p. 117-138.

304. Rabinowicz M., Vigneresse J.-L. Melt segregation under compaction and shear channelling: Application to granitic magma segregation in a continental crust // Journal of Geophysical Research, 2004, V. 109, doi:10.1029/2002JB002372.

305. Ringwood A.E. The chemical composition and origin of the Earth // Advances in Earth Science / P.M. Hurley (ed.). MJT Press., Cambridge Mass, 1966. p. 287-356

306. Roever W.P. Sind sie alpinotypen Peridotitmassen vielleicht tektonisch verfrachtete Bruchstucke der Peridotitschalle // Geol. Rundschau, 1957, Bd. 46, H. 1. s. 136-147.

307. Rost F. Probleme ultrabasischer Gesteine und ihrer Lagerstatten / Berlin: Freiberger Forschungshefte. 1959. 58 p.

308. Scarfe C.M., Mysen B.O., Rai C.S. Invariant melting behavior of mantle material: partial melting of two lherzolite noduls // Cam. Inst. Wash. Yahrbook, 1979. p. 498-501.

309. Smewing J.D. Regional setting and petrological characteristics of the Oman ophiolite in North Oman / Ofioliti special issue, 1980, V. 2. p. 335-377.

310. Spiegelman M. Linear analysis of melt band formation by simple shear // Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2003, V. 4 (9), doi:10.1029/2002GC000499.

311. Spiegelman M., Kenyon P. The requirements for chemical disequilibrium during magma migration // Earth and Planetary Science Letters, 1992, V. 109. p. 611-620.

312. Stevenson D.J. Spontaneous small-scale melt segregation in partial melts undergoing deformation // Geophysical Research Letters, 1989, V. 16. p. 1067-1070.

313. Thayer T. P. Chromite segregations as petrogenetic indicators // Geol. Soc. South Africa, Spec. Pub., 1970, V. 1. p. 380-390.

314. Thayer T. P. Gravity differentiation and magmatic reemplacemcnt of podiform chromite deposits / Economic Geology Monograph A, 1969. p. 132-146.

315. Thayer T. P. Principal features and origin of podiform chromite deposits, and some observations on the Guleman-Soridag District, Turkey. // Econ. Geol., 1964, V. 59. p. 1497-1524.

316. Tommasi A., Vauchez A., Fernandes L.A.D., Porcher C.C. Magma-assisted strain localization in an orogen-parallel transcurrent shear zone of southern Brazil // Tectonics, 1994, V. 13. p. 421-437.

317. Toramaru A., Fujii N. Connectivity of melt phase in a partially molten peridotite // J. Geophys. Res., 1986, V. 91, N 9. p. 9239-9252.

318. Wilson R.A.M. The geology of the Xeros-Troodos area // Cyprus Geol. Survey Mem., 1959, V. l.p. 1-135.

319. Wijkerslooth P. de. The chromite deposits of the Guleman-concession (Vilayet Elazig, Turkey) / K. Nederl. Akad. Wetens. Proc., 1947, V. 50. p. 215-224.

320. Zanetti A., D'Antonio M., Spadea P., Raffone N., Vannucci R., Brudeir O. Petrogenesis of mantle peridotites from the Izu-Bonin-Mariana (IBM) forearc // Offioliti, 2006, V.31, № 2. p. 189-206.

321. Zhou M.C.F., Robinson P.T., Malpas J. Li Z. Podiform Chromitite in Luobusa Ophiolite (Southern Tibet): Implications for Melt-Rock Interaction and Chromite Segregation in the Upper Mantle // J. of Petrology, 1996, V 37, № 1. p. 3-21.1. Фондовая

322. Жилин И.В., Плохих H.A. Отчет по теме: " Физико-геологическое изучение и моделирование ультраосновных массивов в Челябинской области для оценки их хромитоносности с подсчетом прогнозных ресурсов. Челябинск, 1993.

323. Кац Ш.Н., Тамбовцев В.В. и др. Отчёт о геологическом доизучении в масштабе 1:50 000 Миндякской площади (планшеты Ы-40-70-Г-б, -в, -г; N-40-71-А и -В; N-40-82-A-6, -в, -г и -Б) за 1975-80 гг. Уфа, БТГФ, 1980.

324. Клочихин A.B., Радченко В.В., Буряченко A.B. Геологическое строение северной части Зилаирского мегасинклинория и сопредельных территорий. Уфа, БТГФ, 1969.

325. Красулин B.C. Отчет о геологической съемке У фал ейского хромитоносно-го района (Геологическая карта Урала, масштаб 1: 50 000. Планшеты N-41-133-А, Б, В, Г; N-41-1-B; N-41-2-A). 1939.

326. Кузнецов Н.С., Пужаков Б.А., Шох В.Д., Савельев В.П., Петров В.И., Щулькина Н.Е., Щулькин Е.П., Долгова О .Я., Государственная геологическая карта российской федерации масштаба 1:200000. Серия Южно-Уральская, лист N-41-I (Кыштым). Челябинск, 2008.

327. Логинов В.П. Отчет о геологических исследованиях в районе перидотито-вых массивов в 1932 г.(геологическая съемка М 1:50 000). Уфа, БТГФ, 1933.

328. Мазур З.Р., Хакина Т.П., Ковальчук Т.К. и др. Сводка по уральским месторождениям хромита. Свердловск, 1961. 839 с.

329. Парфенов В.В. Геологическое доизучение масштаба 1:50000 Карабашской площади и общие поиски на медные руды в пределах Маукско Каркодинской и Ольховской колчеданных зон. Отчет Карабашского отряда за 1983-1989 гг. Свердловск, 1989.

330. Пастухов И.П. Промышленный отчет о работах на месторождении хромита Кутарды. Уфа, БТГФ, 1935.

331. Сначёв В.И., Ковалёв С.Г., Савельев Д.Е. Прогнозная оценка хромитонос-ности массивов Крака. Уфа, БТГФ, 2000.

332. Сначев В.И., Савельев Д.Е. Отчет о поисково-разведочных работах на Ап-шакской и Ключевской площадях (массивы Южный и Средний Крака). БТГФ, 2003.

333. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Бурштейн Е.Ф., Тевелев Арк.В. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые территории листа N-41-XIX (Чесма) масштаба 1:200 000, серия Южно-Уральская, лист N-41-XIX» за 1993-1999 гг.).1. Москва, 2001.

334. Тиховидов С.Ф. Промышленный и сокращенный предварительный геологический отчет начальника I Хромитовой ГРП Башгеолтреста о геологоразведочных работах в Кагинском, Башартском и Хамитовском районах республики за 1931 г. Уфа: БТГФ, 1932.

335. Фарафонтьев П.Г. Геология и хромитовые месторождения района перидо-титовых массивов Крака на Южном Урале. Уфа, БТГФ, 1937.

336. Филонов В.П., Быкова JI.C. Отчет о поисках хромитов на Апшакской площади (массив Южный Крака). Уфа: БТГФ, 2001.

337. Шумихин Е.А. Отчет о результатах общих поисков вкрапленных хромито-вых руд на объекте «Нуралинский массив» за 1978-80 гг. Уфа, БТГФ, 1980.

338. Шумихин Е.А., Радченко В.В. Отчет о результатах поисково-оценочных работ на известных проявлениях вкрапленных хромитовых руд по объекту "Участок Средний Крака". Уфа, БТГФ, 1979.

339. Шумихин Е.А., Зеленина С.С., Мельников A.A. Оценка перспектив плати-ноносности ультраосновных и основных пород Учалинского рудного района. Уфа, БТГФ, 1987.

Информация о работе

Савельев, Дмитрий Евгеньевич
доктора геолого-минералогических наук
Пермь, 2012
ВАК 25.00.11

Диссертация

Хромитоносность гипербазитовых массивов Южного Урала - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы