книги из ГПНТБ / Москалева, С. В. Гипербазиты и их хромитоносность

клиналей среди более молодых образований. Эта их позиция, а также незначительный размер гипербазитовых тел, обладающих четкими тектоническими контактами, следы многократных дроблений и серпентинизации антигоритовой стадии с наложением последующих метаморфических процессов, передко изофациальных изменениям в окружающих толщах, но большей частью их превосходящих, — все это свидетельствует о том, что гипербазитовые массивы и лежащие в них рудные тела Казахстанской и Тянь-Шаньской частей УралоМонгольской складчатой системы, как и «внутренние» пояса Урала, представляют собой реликты раздробленных и измененных гипербазитовых масс, по образованию более древних, чем окружающие их толщи, сформированные во время герцинского и каледонского циклов. Именно этим, по нашему мнению, обусловлены их незначи­

■состоящими из пород интенсивно нарушенных и серпентинизированных в хризотиловой, а нередко и антигоритовой стадии. Несмотря на широчайшее развитие в регионе хромитовых проявлений, только в некоторых участках (Кузнецкий Алатау, Тува, Монголия) они приобретают значение мелких месторождений. Так же как в Казах­ стане и Средней Азии, внутренняя структура массивов не изучена, поэтому степень конформности и гармоничности неизвестна. Однако контакты и зоны рассланцевания массивов всегда согласны зонам преобладающих региональных нарушений [183,192,238,26, 27]. Вслед­ ствие этого и пояса, и образующие их массивы, и заключенные в последних рудные тела имеют то простирание и конфигурацию, которые свойственны структурам окружающих толщ. Для большей части Алтае-Саянской области это типичные линейные пояса. В Горной Шорин и Кузнецком Алатау, где наблюдается пересечение структур различных направлений, появляется и кольцевое располо­ жение массивов.

Контакты гипербазитовых тел с вмещающими толщами отчетливо

Так как в большинстве случаев гппербазиты этой области залегают среди нижне- и среднекембрийских образований, а галька ультраосновных пород встречена в отложениях верхнего кембрия, то, по мнению Г. В. Пинуса, все гипербазиты Алтае-Саянской области принадлежат единому кембрийскому комплексу, возникшему в про­ цессе одного тектоно-магматического цикла; несколько более древний возраст Восточно-Саянских гипербазитов, лежащих среди протеро­

По мнению Г. В. Пинуса выделяются следующие типы глубинных разломов, трассируемых гипербазитами.

1. Разломы, расположенные на границе геосипклинальной об­ ласти со срединными массивами, отторгнутыми от древних складчатых сооружений, обрамляющих геосинклиналь. К разломам этого типа приурочены Южно- и Восточно-Тувинский гипербазитовые пояса

иДзабханский пояс Монголии.

2.Разломы, расположенные внутри геосинклинали на границе глубоких геосинклиналыгах прогибов и смежных с ними геоантиклннальных поднятий. К разломам этого типа приурочены Каахемский пояс Восточной Тувы, а в Юго-Западном Прибайкалье и СевероЗападной Монголии — Джидинскнй и Цаган-Шибитинский гипер­ базитовые пояса. Г. В. Пинус особенно подчеркивает, что в каледон­ ских структурах гипербазитовые массивы проявляются в тех уча­

3.Разломы, разделяющие разновозрастные складчатые зоны, например древнекаледонские (салаирские) и собственно каледонские (северная и южная ветви Западно-Саянского гипербазитового пояса, Теректинский и Восточно-Алтайский пояса Горного Алтая).

4.Помимо перечисленных Г. В. Пинусом выделяются «сквозные» разломы, проникающие из геосинклинальных зоп в более древние жесткие системы. К этой категории разломов, по его мнению, при­ урочены Ийско-Тагульский и Красноярский гипербазитовые пояса Восточного Саяна.

Таким образом, в этом регионе структурная позиция гипербазитовых поясов, ассоциирующих с разломами последних двух типов, сходна с позицией «внутренних» поясов Урала, и лишь пояса, при­ уроченные к разломам первого, отчасти второго типа, близки по своему положению к «внешним» восточноуральским поясам, что под­ тверждается также их сходством по размеру тел, степени их раздро­ бленности и метаморфизма.

Изложенное позволяет считать, что единый, как полагают, Урало-

Монгольский складчатый пояс гетерогенен по своей геологической истории, что нашло отражение в размерах и степени сохранности заключенных в нем хромитоносных гипербазитовых масс. Наиболее сохраненными оказались гипербазитовые массы Урала, претерпе­ вшего, по-видимому, наименее длительную геосинклинальную эво­ люцию, чем и объясняется исключительная обогащенность этого региона крупными хромитовыми проявлениями. Наибольшим изме­ нениям подверглись гилербазиты Казахстана и Средней Азии, что и является главной причиной отсутствия в них промышленных место­ рождений хромита.

Г и п е р б а з и т а м п а л е о з о и д С е в е р н о й А м е ­

ри к и свойственны аналогичные закономерности. Так, Д. Ф. Дьюи

[60]для Аппалачей, а Г. Вильямс [405] для Ньюфаундленда отме­ чают, что гипербазиты входят в состав перемещенных офиолитовых пластин, внутри которых первые имеют отчетливый тектонический

116

контакт с окружающими их и менее измененными породами. В пале­ озойских выступах Калифорнии [382, 305] и Орегоны [388] также установлено, что гипербазиты являются тектонически перемещен­ ными реликтовыми телами. Всем этим поясам свойственны мельчайшие рудопроявления хромита, практического интереса в настоящее время не представляющие.

Таким образом, в разных палеозоидах мира резко преобладают пояса, сходные с «внутренними» поясами Урала, являющимися реликтами древних масс, претерпевших многократное дробление, перемещение и метаморфизм. Пояса же, сходные с «внешними» поясами Урала, представляют собой большую редкость, однако именно с этими поясами и связаны наиболее значительные рудопро­ явления хромита.

ГИПЕРБАЗИТЫ МЕЗОЗОЙСКО-КАЙНОЗОЙСКИХ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ

Ги п е р б а з и т ы А л ь п и й с к о - Г и м а л а й с к о й

ск л а д ч а т о й о б л а с т и , по общему мнению, образуют единый

Средиземноморский пояс, протягивающийся через всю Европу и Азию до о. Суматры и далее на о. Кубу и в Венесуэлу. Однако различная тектоническая позиция заключенных в ием конкретных гипербазитовых массивов при различной степени дислоцированности

По тектонической позиции и степени сохранности ультраосновиьтх пород, а также объему хромитового оруденения в этой зоне выде­ ляется три типа гипербазитовых поясов. Массивы первого из них расположены вдоль границ крупных антиклинориев и срединных массивов (Альпийского, Динарского, Родопского, Мендересского, Восточного Тавра, Загроса, Гималайского), сложенных допалеозойскими и палеозойскими породами, т. е. их. пояса занимают позицию, сходную с «внешними» восточно-уральскими. Как и в вос­ точно-уральских поясах гипербазиты этого типа поясов АльпийскоГималайской складчатой области образуют цепочки, окаймляющие древние глыбы. По данным ряда исследователей [322, 326, 316, 353, 82, 17, 125], массивы ультраосновных пород, иногда довольна крупные, представляют собой несомненные тектонические блоки, части которых смещены по вертикали друг относительно друга до 1000 метров. Сами тела также нередко имеют отчетливое блоковое строение, причем в то время как зоны дробления, разъединяющие массивные участки, так же как и зоны контакта, полностью серпентинизированы, внутри массивных участков сохраняются нередко' слабо измененные породы (Малкинский, Веденский, Бескесский массивы Большого Кавказа, массивы Севано-Амассийского пояса Малого Кавказа, массивы Брезовицы, Трудос и др.). С поясами

Id7

именно этого типа в случае их существенно гарцбургит-дунитового состава и связаны наиболее значительные хромитовые проявления Греции, Албании, Югославии, Болгарии, Кавказа, Турции, Паки­ стана, о. Кубы.

Пояса второго типа тяготеют к границам древних блоков и ядер горст-антиклиналей. Как правило, они приурочены к зонам интен­ сивнейшего дробления и шарьяжа. Б зависимости от интенсивности последнего они образуют либо мельчайшие блоки в ядрах горст-анти- клиналей [125] или входят в состав мощных зон меланжа [275, 308, 181], подстилающих тектонические пластины (зона аикарского меланжа и др.).

Наконец, пояса третьего типа, представляющие собой короткие цепочки мельчайших тел, залегают, как и «внутренние» пояса Урала, только внутри выступов древнейших пород и являются реликтами [125] более древних гппербазитов (серпентпнитовые тела антиклипорпя Б. Кавказа). Эти массивы, как правило, содержат лишь реликты хромитовых тел.

Г и п е р б а з и т ы Т и х о о к е а н с к о г о к о л ь ц а обра­ зуют серию поясов, прослеживающихся вокруг впадины Тихого океана от Новой Зеландии к Сахалину, Камчатке, Корякско-Чукот­ ской области, Кордильерам и Аидам.

В западной части кольца все крупные, сравнительно слабо изме­ ненные массы гипербазптов также расположены на границе негатив­ ных и позитивных структур. На Новой Гвинее, в Индонезии (о-ва Лусон, Палаван и др.), в Японии и севернее — на о. Карагинском п полуостровах — гппербазптовьте пояса, как правило, содержащие месторождения хромита, отграничивают антпклпнорни, сложенные древними толщами (рСш—M z) , ot глубоких кайнозойских прогибов. Структурная позиция этого пояса сходна с позицией Кемпирсайского пояса Урала. Однако в отличие от кемпирсайских гипербазиты Восточно-Камчатско-Ипдонезийского пояса несравненно слабее серпептинизированы; это свидетельствует о том, что рассматриваемый гипербазитовый пояс образован очень молодыми по времени внедрения массами, еще ие претерпевшими геосинклиналышх преобразований.

В Западно-Камчатской зоне, судя по данным А. Ф. Михайлова, гипербазитовые массивы приурочены к границам сложиопостроеиных антиклинориев Корякского нагорья с Пенжинским и Таловским четвертичными молассовымн прогибами, где они слагают крупней­ шие Усть-Бельский и Пенжинский массивы. Эти пояса близки восточно-уральским, «внешним». Для антиклннорных поднятий и синклиналей рассматриваемой части кольца типичны мелкие серпентинитовые массивы, лишенные хромитовых проявлений и сходные с массивами «внутренних» поясов Урала (массивы Корякского нагорья, восточной Камчатки и др.).

В восточной части кольца, особенно в Калифорнии, гипербазиты

118

Судя по имеющимся литературным данным, пояса Тихоокеанского кольца отличаются от средиземноморских:!) присутствием гипербазитовых масс, сходных с гипербазитами Кемпирсайского пояса Урала, по еще менее измененными и 2) меньшей переработанностью гипербазитов, вследствие чего зоны меланжа, столь широко про­ явленные в Альпийско-Гималайской зоне, здесь имеют подчиненное значение.

ГИПЕРБАЗИТЫ ДОПАЛЕОЗОЙСКИХ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ

В допалеозойских складчатых областях существуют те же типы гипербазитовых поясов, что и в рассмотренных выше системах нео­ гея. В силу более длительной геологической эволюции древних областей в них в настоящее время выделяются пояса, аналогичные только «внутренним'» поясам Урала. В их пределах гипербазитовые тела представляют собой тектонические блоки, перемещенные вдоль разломов [278, 279, 203] и являющиеся реликтами крупных масс ультраосновных пород, подвергшихся процессам регионального' метаморфизма и гранитизации [157, 203], охватившей породы региона (Балтийский щит, Украина, Забайкалье, Индостан, Канадский щит, Африканская платформа). В силу этих причин хромитовые месторождения допалеозойских областей, крайне незначительные по размерам, обладают невысоким качеством руд. Примерами таких месторождений являются Капитановское на Украине, района Кеми в Финляндии [394], месторождения Индии [116] и др. Возможно* что к этому же типу относятся мелкие рудопроявления Чарскогопояса Казахстана.

Кажущимся исключением нз этой закономерности является Большая Дайка Южной Родезии, содержащая крупнейшие в мире месторождения высококачественных металлургических руд. Судя по имеющимся данным [408, 379], хромитовые месторождения этого региона лежат в породах дунит-гарцбургитовой формации. Породы, окружающие гипербазиты и, как полагают, ими прорываемые* представляют собой различные сланцы, метабазиты, гнейсы и гра­ ниты себаквайской, булавайской и шамвайской систем раннего архея (2650—2850 млн. лет), слагающих верхние горизонты древнего складчатого пояса [329].

X. Л. Оллсоппом [271] проведена серия определений абсолютного возраста пикритов Большой Дайки. Определения проводились Rb— Sr- и К —Аг-методами по биотиту, пироксену и плагиоклазу. Возраст пироксена составляет 3500, биотита 2530 ± 30 и плагиоклаза 1720 млн. лет. Расхождения цифр, как нам представляется, не случайны. Пикритами исследователи Большой Дайки [409] называют породы переходной зоны между гарцбургитами и габбро. Занимая промежу­ точное положение, они обладают переменным составом. Близ гипер­ базитов они близки собственно гарцбургптам, отличаясь от них

1-19

лишь присутствием интерстиционно развивающегося соссхорита (соссгоритизированного плагиоклаза, по Б. Г. Ворсту [409]), ближе к габбро они состоят главным образом из соссюрита (соссгоритизированного плагиоклаза, по Б. Г. Ворсту) п подчиненного количества диопсида. Наконец, нередки участки, занимающие значительную площадь, состоящие пз оливина и основного плагиоклаза, т. е. троктолитов.

В целом материал, приводимый Б. Г. Ворстом, позволяет считать, что «пикриты» на самом деле представляют собой обычные поле­ вошпатовые гипербазиты, широко известные во многих регионах, которые, судя по уральским материалам [128, 129, 142, 124, 64], являются продуктом начального этапа фельдшпатизации гипербазитов. Естественно, что самый ранний их минерал (пироксен) обладает максимальным возрастом (3500 млн. лет), а самый поздний (пла­ гиоклаз) дает при определении значительно меньшую цифру (1720 млн. лет). Если определения X. Л. Оллсоппа верны, то возраст пефельдшпатизировэнных гппербазнтов Большой Дайкп соответствует катархею.

Все выходы гнпербазитов, территориально тяготеющие к району Большой Дайки, Б. Г. Ворст [379], исходя из степени их измепонпости, расчленяет па три возрастных комплекса.

1. Нижний ультрамафичсский комплекс сложен тальковыми сланцами, тальково-карбонатными породами и окремненнымп сер­ пентинитами. Их мелкие, часто разобщенные, линзовидные тела рассеяны среди зеленокаменных пород булавайской системы. Породы интенсивно окремнены, часто полностью. Контактовые взаимоотно­ шения гнпербазитов этого комплекса с окружающими породами не ясны, однако присутствие обломков хромита, серпентинита и талькита в конгломератах низов булавайской системы (2850 млн. лет) заставляет считать эти гипербазиты добулавайскпми, т. е. архейскими.

2. Верхний ультрамафический комплекс состоит из дунптов и гарцбургитов (серпентпнизированных, оталькованных, тремолитнзированных и окремненных в разной степени), окруженных породами булавайской системы. Ксенолиты таких пород часты среди гранитов шамвайской системы (2650 млн. лет). На этом основании Б. Г. Ворст относит их к дошамвайским, т. е. к булавайским.

3. К самому молодому комплексу отнесена Большая Дайка, прорывающая, по мнению Б. Г. Ворста, гнейсы и граниты булавай­ ской серии (2850 млн. лет). В доказательство «прорывания» нм приводятся следующие факты:

а) на контактах с гранитами гипербазиты сильнее серпентинизированы, чем в центральной части тела;

б) в ряде случаев в серпентинитах близ контакта с гранитами появляются полевой шпат, кварц, амфибол, диопсид; часты гранит­ ные и кварцевые жилы; материал размыва гнпербазитов концентри­ руется в древнейших осадочных толщах, окружающих гипербазиты. Многие из этих толщ являются источником элювиальных месторо­ ждений хромита [379].

420

Приведенные факты в сочетании с цифрами абсолютного возраста свидетельствуют о том, что хромитоносные гипербазиты Южной Родезии не моложе, как считает Г. Б. Борет, а древнее окружающих их гнейсов, гранитов и метабазитов архея. Таким образом, и в этой древнейшей геосинклинали характер геологического положения и взаимоотношений гипербазитов с окружающими толщами тот же, что и в более молодых складчатых системах. Тектонические же контакты Большой Дайки и периклинальное залегание окружающих пород [408] свидетельствуют о том, что гипербазиты Большой Дайки, по-видимому, испытывали, как и гипербазиты Кемпирсайского пояса Урала, длительное воздымание. Однако отсутствие в районе Большой Дайкй в последующие за ее воздыманием эпохи геосинклинального режима способствовало сохранности ее пород и руд, вслед­ ствие чего здесь в отличие от других допалеозойских областей мира уцелели крупнейшие залежи хромитовых руд.

ТЕКТОНИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ КАК КРИТЕРИЙ ПОТЕНЦИАЛЬНОЙ ХРОМИТОНОСНОСТИ РЕГИОНОВ

Анализ размещения гипербазитовых поясов различных складча­ тых областей мира (С. В. Москалева [147, 151 и др. ]) показал, что в их расположении устанавливается четкая закономерность, повто­ ряющаяся независимо от возраста вмещающей складчатой системы. При этом размеры, степень раздробленности, характер и интенсив­ ность метаморфизма гипербазитовых масс, специфичны для поясов

располагаясь частично в пределах последних и погружаясь под их образования. Они сложены крупнейшими сплошными массами трансрегионального протяжения и простирания, образуют борта рифтовых долин, залегают in situ и корнями уходят в мантию. Их массивы (тысячи квадратных километров) обладают единой ориенти­ ровкой элементов прототектоннки, независимой от структур рамы и региона. Породы серпентинизированы в лизардитовой стадии. В ряде случаев устанавливается трансгрессивное налегание на гипер­ базиты окружающих осадочно-вулканогенных образований, причем эффузивные породы подходят к гипербазитам со стороны трогов, ими заполненных, и отсутствуют в зоне контакта с древними толщами.

В тех случаях, когда пояса сложены породами дунит-гарцбурги- товой формации, им свойственна максимальная потенциальная хромитоносность (южная и полярноуральская части Кемпирсайского пояса Урала, Великая Дайка Южной Родезии, Камчатско-Индо­ незийский пояс). В случае же присутствия в них пород ду- нит-диаллагит-габбровой формации, они, как правило, содержат месторождения платиноидов и титаномагнетита (платиноносный пояс Урала).

121

и контурами срединных масс. Пояса состоят из тектонически раз­ общенных крупных гипербазитовых блоков (десятки — сотни, реже до первых тысяч квадратных километров), смещенных в пределах пояса, вследствие чего прототектоника их не единообразна. Непо­ средственная связь блоков с мантией нарушена. Серпентинизация

взонах дробления достигает более водонасыщенных хризотиловой

иантигоритовой фаций.

Этот тип метаморфизма способствует кристаллизации в зонах дробления хризотил-асбеста и в то же время выносу хрома из хро­ митовых руд, вследствие чего зоны развития поясов II типа потен­ циально максимально асбестоиосны, но слабо хромитоиосиы («внеш­ ние» восточно-уральские пояса; южпо- и восточио-тувинские; Дзабханский пояс Монголии; Западно-Камчатский; пакистанская, турец­ кая и балканская части Альпийско-Гималайского пояса). Эти пояса часто ассоциируют с породами офиолитовой серии, имея, однако, тектонический контакт с ними.

П о я с а III т и п а представлены короткими цепочками мелких (до десятков квадратных километров) линзовпдных тел (факолитов), являющихся многократно перемещенными тектоническими блоками, внедренными в осадочно-эффузивные геосинклпнальные толщи. Их породы интенсивно нарушены, неоднократно серпентинизированы в наиболее водоиасыщеиной антигоритовой фации, па которую наложены все виды метаморфизма, охватившего окружающие их толщи. В результате серпеитииизации антигоритовой стадии глубоко изменены не только гипербазиты, но и заключенные в них хромитовые и хризотил-асбестовые руды, что способствовало в итоге их полному уничтожению. В то же время в случае наложенных процессов гра­ нитизации эти пояса перспективны на антофиллит-, арфведсонитясбестовую и тальковую минерализации. Гипербазиты этих поясов большей частью ассоциируют с породами офиолитовой серии и вместе ■с последними подвергаются интенсивному дроблению, перемещениям,

меланжированию [382, 326, 369,351, 353, 304,388, 76 и др. ]. Их приме­ рами являются «внутренние» пояса Урала; подавляющая часть поясов Казахстана, Средней Азии и Алтае-Саянской области; области палеозоид Северо-Востока, Ньюфаундленда, Аппалачей, области

.альпийского меланжа Альпийско-Гималайской зоны.

Все три типа гипербазитовых поясов присутствуют только на Урале, однако и здесь каждый из них свойствен лишь определенной тектонической зоне. Пояса I и II типов, являются хребтами рифтовых долин, возникновение которых обязано, по-видимому, обрушению, являющемуся следствием подъема мантийного материала. В даль­ нейшей геосинклипальиой эволюции этот мантийный материал, проявленный в виде гипербазитовых поясов, претерпел различные этапы развития. На границе эвгеосинклинали с консолидированной рамой гипербазитовые массы, особенно в гожно- и поляриоуральской областях, по-видимому, лежат in situ. Разрывные нарушения и

122

связанное с ними отчленение и перемещение их отдельных блоков развиты здесь слабо; метаморфизм ультраосновных пород изофациален региональному. Внутри же эвгеосинклинальной области гипербазиты, так же как и участки фундамента, к границам которого они приуро­ чены, интенсивно дислоцированы, разбиты на разобщенные блоки, многие из которых оторваны и значительно смещены по разломам во время складчатости. Вследствие этого гипербазитовые тела поясов этого типа не всегда находятся in situ, хотя в целом область их распространения можно считать выступом подкоровых масс.

Каждая последующая складчатость способствовала новому дро­ блению и измельчению гнпербазнтовых тел, перемещению их в верх­ ние горизонты и метаморфическому преобразованию. Вследствие этого гипербазиты, обычно относимые к наиболее «молодым», пред­ ставлены наименьшими телами неоднократно серпентинизированных ультраосновных пород. Таким образом, на примере Урала видно, что движения каждого геосинклинального цикла, способствуя дро­ блению гипербазитовых масс, уничтожают их непосредственную связь с подкоровым слоем, а наложенный метаморфизм обусловливает вынос первичных их элементов, т. е. их химическое уничтожение.

В других гипербазитсодержащих палеозойских складчатых обла­ стях Советского Союза тектоническое положение гипербазитовых поясов подчиняется тем же закономерностям, что и на Урале. Вместе с тем для каждой из областей характерны свои специфические региональные особенности. В пределах Алтае-Саянской области с прилегающими к ней Тувой и Забайкальем типичные срединные массы обнажаются лишь в юго-восточных районах. К опоясывающим их разломам приурочены Южно-Тувинский пояс, Джидинский пояс Забайкалья и Дзабханскнй гипербазитовый пояс Монголии. По всем тектоническим и петрографическим признакам эти пояса тождественны гнпербазптовым поясам II типа Урала. Поэтому вполне вероятно, что со временем в нх пределах могут быть обнару­ жены новые значительные массы хромитоиосных гипербазитов, аналогичные восточноуральскпм. Большая же часть гипербазитовых поясов собственно Алтае-Саянской области, Казахстана н Средней Азии относится к III типу (тектонические блоки). В их пределах значительный прирост хромитоносных гипербазитовых масс мало­ вероятен.

В мезозойских и мезозойско-кайнозойских складчатых областях

СССР (Корякско-Камчатская зона, Кавказ) преобладают пояса III типа; менее распространены пояса II типа. Так, в зоне Срединногоразлома Кавказа обнажаются крупные тела, по-видимому, принад­ лежащие одному поясу, по своей тектонической позиции относя­ щемуся ко II тнпу. К этому же типу, несмотря на отсутствие такого важнейшего фактора, как наличие срединного массива, мы считаем возможным условно отнести и Севано-Амассийскнй пояс Малого Кавказа. Основанием для этого является то обстоятельство, что Севано-Амасснйскнй пояс является одним из звеньев единого Бал­ кано-Азиатского хромитоносного пояса, тектоническая позиция

123.

которого в целом соответствует именно этой категории. Вполне веро­ ятно, что и здесь, как в Кемпирсайском и восточно-уральских поясах, разные части единой зоны претерпели несколько различную эволю­ цию. На данной стадии изученности ко II типу отнесены также «внешние» пояса Корякского нагорья, включающие такие крупней­ шие массивы гипербазитов, как Пенжинский, Усть-Бельский, Куюльский и другие, залегающие на границе Корякского иагорья с Пен­ жинским п Таловским четвертичными молассовыми прогибами.

Особое место занимает северная часть Восточио-Камчатско-Индо- незийского пояса. Учитывая слабую измененность гипербазитов этого пояса и принимая его принадлежность к единому хромито­ носному поясу, южнее спорадически воздымающемуся на Сахалине, в Японии и в Индонезии, мы не исключаем возможности отнесения его к более высокой категории проявлений, аналогичных Кемпирсайскому поясу Урала п Большой Дайки Южной Родезии, т. е. к области первичных рпфтогепиых гипербазитов, обладающих макси­ мальной потенциальной хромптоносностыо.

Анализируя тектоническое положение гипербазитов в мезозойскокайнозойских складчатых сооружениях различных регионов мира, А. В. Пейве [181 ] пришел к выводу о том, что в каждой из них ультраосновные породы представляют собой продукт планетарного шарьяжа, в процессе которого они были оторваны от своего материнского слоя и метаморфпзованы. Этот анализ, исключая возможность непосредственной связи альпийских гипербазитов с мантией, под­ тверждает наши выводы об обязательном перемещенном их залегании.

Таким образом, на примере рассмотренных областей выявляются следующие закономерности размещения гипербазитов.

1. Хромитоносные гипербазитовые пояса приурочены к границам позитивных и негативных структур различных порядков. При этом

2. Непосредственной связью с мантией обладают только крупней­ шие гипербазитовые пояса I типа, представляющие собой борта рифтовых долин, тогда как массивы поясов II и III типов являются ■блоками, оторванными от погребенных масс и перемещенными во время складчатости.

3. В процессе геосинклинального развития регионов происходит не подъем хромитоносных гипербазптовых масс, а лишь их механи­ ческое измельчение и низкотемпературные преобразования ультра-

•основных пород. При этом каждая последующая складчатость способ­ ствует новому дроблению и рассеиванию перидотитового (подкоро­ ного) материала. Поэтому в полициклических областях наиболее «молодые» гипербазиты представлены наименьшими по размерам, интенсивно серпентипизированными телами.

4. Наиболее полно все этапы преобразования гипербазитовых масс проявлены на Урале, где можно проследить весь ход появления и эволюции хромитоносного гипербазнтового материала в разно­ возрастных геосинклиналях, тогда как в других складчатых об­

124