Сарановское месторождение

Сарановское месторождение

Главное Сарановское месторождение хромитов находится на западном склоне Урала в Горнозаводском районе Пермского края (в Чусовском районе Пермской области по адм-тер. дел. до 2005 года) и расположено в 100 км. к востоку от районного центра. Является единственным эксплуатируемым в России месторождением хромитов. Северный Сарановский массив, где в настоящее время эксплуатируется Главное Сарановское месторождение, протягивается в меридиональном направлении на 1,8 км. при ширине 0,4 км. и к северу постепенно погружается на глубину. Несколько меньшего размера Южный Сарановский массив расположен в 1 км. южнее. Здесь ранее на ряде рудников также осуществлялась добыча хромитов, ныне прекращённая. 
 Расположение Сарановского массива в области миогеосинклинали, а не эвгеосинклинали, что характерно для хромитоносных массивов Урала и других складчатых областей, тесная пространственная и генетическая связь с габбро и габбро-норитами, специфический химический состав пород, руд и рудообразующих хромшпинелидов, а также своеобразие хода кристаллизации дают основание для установления различной формационной принадлежности комплекса пород Сарановского массива и других хромитоносных массивов Урала, а также для отнесения Сарановского массива к габбро-перидотитовой формации. По своим признакам Сарановский массив занимает как бы промежуточное положение между формациями платформенных и геосинклинальных областей.

Сарановский хромитоносный габбро-перидотитовый массив, имеющий на поверхности очень небольшие размеры, обладает достаточно большими запасами хромитовых руд. Площадь выхода ультраосновных пород всего 0,22 км2 при протяжённости 1700-1800 м. и ширине около 200 м. Максимальная ширина массива в средней части, включая габброиды, около 400 м. Простирание его субмеридиональное (0-345°). В северном направлении массив постепенно погружается на глубину и в погребённой части прослеживается на 500 м. В 1 км. к югу от Северо-Сарановского массива на поверхность выходит второй массив гипербазитов - Южно-Сарановский, который имеет несколько меньшие размеры и тоже субмеридиональное простирание. В нем размещаются хромитовые тела бывших рудников Бисерского, Любушкина и Большого Пестеря, а также ряд рудных тел, открытых разведкой позднее. Сейчас эти месторождения не разрабатываются, эксплуатируется лишь рудник Главного Сарановского месторождения в Северном массиве.

Сарановский массив располагается в западном крыле Центрально-Уральского поднятия и находится во внешнем поясе гипербазитов Урала. Своим возникновением он обязан каледонской активизации субмеридиональных разломов внутри протерозойского фундамента и связан с аркогенными структурами западного склона Урала (В.Смирнов, 1959, 1969). 
Зона, где размещены этот и некоторые другие гипербазитовые массивы, лежит за пределами собственно эвгеосииклинальных структур Урала, состоит из миогеосииклинальных образований и характеризуется наличием жесткого фундамента. Такое её положение отразилось на особенностях строения и соства пород и руд Сарановского массива.

В районе Сарановского массива развиты метаморфические слюдяные, кварц-слюдяно-хлоритовые сланцы и филлиты с подчинёнными толщами кварцитов, известняки и доломиты. Вмещающими породами являются кварц-слюдяные сланцы верхнепротерозойского возраста. 
Массив расположен в области южного периклинального замыкания антиклинали, также называемой Сарановской. Очевидно, массив приурочен к одному из тектонкческих нарушений, которое проходит по восточиом крылу Сарановской антиклинали вблизи её осевой зоны. Контакты массива гипербазитов согласны с залеганием вмещающих пород. 
По форме массив представляет собой моноклинальное согласное тело, круто падающее на восток. По данным бурения, залегание контактов массива и заключённого в нем хромитового оруденения на глубинах 300-400 м. из крутопадающего (80-85°) постепенно переходит в более пологое с углами падений до 40-30°. При согласном залегании контактов массива с вмещающими породами такое положение лежачего бока интрузива указывает на то, что крутое крыло антиклинали по падению на восток переходит в сииклинальную структуру, которая на глубине вмещает основное тело интрузива. Очевидно, эрозия вскрыла только верхнюю западную часть массива, возможно, представляющую собой апофизу от факолитообразного интрузивного тела, главная масса пород которого размещается восточнее его выхода на поверхность, залегая в синклинальном прогибе. К востоку от площади выхода на поверхность гипербазитов и габброидов сииклиналь срезается тектоническим разломом.

Перидотиты и габбро-нориты слагают единое интрузивное тело, которое прорывается дайками габбро-диабазов. По керну скважин наблюдается весьма резкий переход от габбро-норитов к перидотитам, но следов воздействия одной породы на другую не обнаружено. Это позволяет говорить о своеюбразной резко расслоенной интрузии, к нижней, перидотитовой части которой приурочено хромитовое оруденение. 
Собственно рудоносная зона шириной в плане 40-45 м. заключает три субпараллельных жилоподобных рудных тела - Западное, Центральное и Восточное и расположена примерно в осевой части полосы гипербазитов. Положение её в полосе гипербазитов несколько асимметричное. На севере она приближается к занадному (нижнему) контакту массива с вмещающими породами на 25-30 м. и отстоит от зоны перехода ультрабазитов к габброидам на 60-70 м. В южной части массива расстояние рудоносной зоны от вмещающих сланцев 120-140 м., а от габброидов около 20 м. Западный борт массива от зоны контакта гипербазитов с вмещающими породами до рудоносной зоны сложен нацело серпентинизированными перидотитами.

Перидотиты массива представлены серпентинитами, в большинстве случаев  с сохранившейся реликтовой структурой. Перидотиты отличаются варьирующими соотношениями  слагавших их ранее оливина, пироксена  и хромшпинелида. В отдельных участках, особенно в зоне западного контакта содержание пироксенов понижается до 7-10%. Количество акцессорных хромшшинелидов заметно возрастает с приближением к рудоносной зоне. Перидотиты часто грубозернисты. Они имеют пойкилитовое, пойкилитоофитовое и пегматоидное сложение, для пойкилитовых перидотитов характерна довольно постоянная величина зернистости оливинов (2-4 мм). Зёрна оливинов обычно округлой формы, мелкие идиоморфные зерна хромшпинелидов включаются в более крупные зёрна ромбического пироксена или в их агрегат. 
Пегматоидные перидотиты имеют то же сложение, но более грубую и невыдержанную зернистость, размер зёрен замещённого серпентином оливина изменяется от 1-2 до 10-30 мм. и более. Иногда встречается моноклннный пироксен, замещённый хлоритом и тремолитом.

Переходы от условно выделенной рудоносной зоны к вмещающим перидотитам  Восточной и Западной полос постепенные. Околорудные перидотиты тарактеризуются большой насыщенностью вкраплениями мелких зёрен хромшпинелидов, а количество хромшпинелидов в породе сильно варьирует. Характерно, что идиоморфные зёрна хромшпинелидов размером от долей до 2-3 мм. размещаются между крупными (1-4 см) идиомморфными зёрнами серпентинизированного оливина и заключены в зёрнах ромбического и моноклинного пироксенов. Пироксены подчинены кристаллическим формам оливина. В интерстициях оливинов заключены пироксен и хромшпинелид.

Промышленные рудные концентрации представлены тремя субпараллельными жилоподобными телами. Центральное тело имеет протяженность 1200м. при мощности 10 м; Западное - 910 м. при мощности 5 м. и Восточное - 1100 м. при мощности 3-3,5 м. Разведочным бурением на глубинах выявлены сопутстующие линзообразные тела небольшой мощности (до 1,5 м) и невыдержанные по простиранию, располагающиеся как под основными рудными телами, так я выше их. По сложению их руды подобны рудам основных рудных тел. Все три жилоподобных тела сложены почти массивными хромитовыми рудами, однако всегда содержащими небольшое количество нерудных минералов. Характерны руды полосчатой текстуры с полосчатостью, согласной с контактами. Наиболее насыщены хромшпинелидом руды Центрального тела. 
Западное жилоподобное рудное тело отделено от Центрального полосой вмещающих пород мощностью 6-8 м., а Восточное рудное тело от Центрального - полосой несколько меньшей мощности. Рудные тела в видимых частях нигде не смыкаются как по простиранию, так и по падению, если не считать поздних тектонических прислонений. Послерудными тектоническими нарушениями рудные тела разбиты на систему блоков, перемещенных относительно друг друга, с амплитудой перемещения до нескольких десятков метров.

К востоку ультрабазиты резко сменяются весьма однородными по структуре, среднезернистыми лейкократовыми породами габбрового состава. Макроскопически они светло-серые среднезернистые, с подчинённым количеством темноцветных минералов (30-35%). Первичные минералы в породах не сохранились. Полевые шпаты нацело замещены цоизит-клиноцоизитовым агрегатом с хлоритом. Темноцветные минералы также полностью замещены хлоритом и амфиболом актинолит-тремолитового ряда. Хлорит представлен тонколистоватым клинохлором. В незначительном количестве иногда встречается серпентин (антигорит). Глубокое метаморфическое преобразование габброидов привело к тому, что акцессорные рудные минералы в них отсутствуют, если не считать единичных редко встречающихся зёрен хромшпинелида. Эти находки хромшпинелидов интересны тем, что контакт двух комплексов пород - ультраосновного и габброидного - не несёт следов взаимного воздействия (отсутствуют закалённые фации, породы в зоне их сопряжения средне- и крупнозернистые), а в габбро-норитах встречены акцессорные хромшпинелиды, поэтому предполагается родство перидотитов и габброидов.

Рудные тела, ультраосновные и габброидные породы пересекаются дайками габбро-диабазов и жилами сильно хлоритизированных диабаз-порфиритов и более кислых пород.

Среди сплошных и густовкрапленных хромитовых руд из жилоподобных рудных тел макроскопически различают три разновидности: 1) массивные с мизерным содержанием силиката, который распределён в рудной массе равномерно (не видна или очень слабо проявлена полосчатость или линейность); 2) густовкрапленные хромитовые руды с равномерно рассеянными зёрнами силикатов, чётко удлиненными в одном направлении; З) густовкрапленные хромитовые руды, со слоистым распределением удлинённых зёрен силикатов, представляющих собой «строчки» в одном сечении и тонкие, мощностью в «одно зерно» слои в поперечном сечении. При этом удлинённые зернышки силикатов располагаются либо впритык зерно к зерну, либо отделены одно от другого зёрнами хромшпинелидов. 
Руда состоит из хромшпинелида (95%) и силиката, представленного серпентином, развитым по пироксену и редко по оливииу. Поздние минералы, развивающиеся по серпентину и образованные в процессе гидротермальной минерализации, связанной с последующим внедрением более кислых расплавов, представлены тальком, хлоритом, карбонатами, амфиболами. 
Для руд характерны идиоморфизм зёрен хромшпинелидов и ясно проявленное порфировидное сложение, определяемое наличием двух семейств зёрен хромшпинелидов - крупного с размером от 1 до З мм. и мелкого, зёрна которого измеряются долями миллиметра (0,2-0,7 мм). Как первые, так и вторые обладают прямолинейными очертаниями и идиоморфны, хотя среди крупного семейства иногда встречаются зёрна с закруглёнными углами между гранями. 
Вкрапленные и убоговкрапленные хромитовые руды, размещающиеся вблизи жилоподобных рудных тел и между ними, макроскопически имеют весьма разнообразные текстурные рисунки, которые определяются вариациями соотношений силикатной и рудной составляющих и размером зёрен хромшпинелидов и силикатов. Силикаты резко преобладают над хромшпинелидами. Общей характерной чертой вкрапленных руд является наличие чётко проявленной псевдосидеронитовой текстуры. Во всех разновидностях вкрапленных руд также содержатся хромшпинелиды двух размеров: крупное семейство (1-3 мм) и мелкое (0,1-0,5 мм). Наличие двух четко выраженных семейств зёрен хромшпинелидов в рудах указывает на смену физико-химических условий кристаллизации рудного расплава, обусловленную, по-видимому, перемещением его при внедрении из глубинных зон на более верхние уровни.

Вследствие низкого содержания хрома и высокой железистости руды месторождения не пригодны для выплавки феррохрома и используются как огнеупорное и химическое сырьё.

Источники:

1. Иванов О.К. Минеральные ассоциации Сарановского хромитового месторождения (Урал). - Екатеринбург. Уральская летняя минералогическая школа -97. УГГГА. 1997, 123 с.

2. http://promzone.bylba.ru/deposit/saranovskoe.html