Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1 История открытия и современные проблемы исследования платиноносных элювиальных образований светлоборского и нижнетагильского массивов 8
1.1 Вопросы терминологии процесса выветривания 8
1.2 История изучения и освоения платиноносного элювия Светлоборского и Нижнетагильского массивов 10
ГЛАВА 2 Геологический очерк светлоборского и нижнетагильского массивов платиноносного пояса Урала 17
2.1 Геологическое строение Светлоборского и Нижнетагильского массивов 17
2.2 Зональное строение платиноносной коры выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов 25
ГЛАВА 3 Минералого-петрографическая характеристика пород кор выветривания светлоборского и нижнетагильского массивов платиноносного пояса Урала 34
3.1 Породы серпентинитовой зоны 36
3.2 Породы нонтронитовой зоны 49
ГЛАВА 4 Геохимическая характеристика пород кор выветривания светлоборского и нижнетагильского массивов 54
4.1 Распределение петрогенных элементов в породах кор выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов 54
4.2 Распределение редких элементов в породах кор выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов 64
4.3 Распределение элементов платиновой группы, золота и серебра в породах кор выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов 83
4.3.1 Элементы платиновой группы, золото и серебро в дунитах субстрата Светлоборского и Нижнетагильского массивов 83
4.3.2 Элементы платиновой группы, золото и серебро в породах коры выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов 86
ГЛАВА 5 Вторичные литохимические ореолы рассеяния элементов платиновой группы, золота и серебра в перекрывающих светлоборский массив элювиальных и делювиально элювиальных отложениях 106
Заключение 119
Список литературы 122
- История изучения и освоения платиноносного элювия Светлоборского и Нижнетагильского массивов
- Зональное строение платиноносной коры выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов
- Породы нонтронитовой зоны
- Распределение элементов платиновой группы, золота и серебра в породах кор выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов
История изучения и освоения платиноносного элювия Светлоборского и Нижнетагильского массивов
Многими исследователями уже в начале XX века отмечалось поисковое значение элювия платиноносных массивов Урала: при задирке нижнего слоя коры выветривания - дунита, разрушенного в щебень или распадающегося на большие глыбы шарообразной формы, - старатели не раз наталкивались на коренные месторождения платины [Высоцкий, 1913] А.Г. Бетехтин отмечал прямую связь платиноносности коры выветривания массивов с коренными породами. По его словам, те коренные месторождения, которые случайно были обнаружены на склонах долин или логов, давали спускавшиеся по склону «струйки» обогащенного платиной элювия или делювия. В рельефе местности эти «струйки» ничем не обозначались и обычно они обнаруживались у подножья склонов при разработке платиновых россыпей в долинах и логах, хотя известны случаи, когда такая «струйка» по склону не доходила до его подножья. Старатели, уловив «струйку» обогащенного платиной элювия, производили задирку его до коренных пород в виде узкой полосы по направлению вверх по склону. Как только прекращалось содержание платины в вырабатываемой полоске элювия и одновременно с этим исчезали кусочки хромита, в месте их исчезновения производились поиски коренного месторождения, если не натыкались до этого непосредственно на скопления хромистого железняка в дуните. Этот способ поисков коренных месторождений платины для Нижнетагильского дунитового массива явился довольно эффективным. Таким путем, по словам А.Г. Бетехтина, было открыто много десятков коренных платиновых месторождений, выходивших на поверхность на склонах горы Соловьевой, по склонам Сыркова лога, Крутого лога и др. Также автор отмечал, что, сопоставляя размеры и содержание платины в коренных рудах и количество, получавшееся из зоны элювия, можно было примерно вычислить, какая мощность подверглась разрушению, т.е. определить уровень эрозионного среза массива. Соотношения он оценивал примерно от 1:3 до 1:5. Таким образом, отдельные участки Нижнетагильского массива, по его мнению, представляются размытыми на глубину нескольких сот метров [Бетехтин, 1940].
Таким образом, к середине XX столетия коры выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов были изучены довольно слабо, в основном, они представляли лишь поисковый интерес. Больший интерес с практической точки зрения представляли элювиально-делювиальные покровные отложения, т.е. бурые суглинки с выветрелым дунитом, из которых долгое время наряду с россыпями других генетических типов добывалась платина, иногда вместе с золотом. Однако уже в то время высказывались предположения о генетической связи кор выветривания и образования россыпей, а также большого значения рыхлых отложений при поисковых работах на платиноиды в пределах зональных массивов.
К 1960-м гг. встал вопрос о построении карты кор выветривания Урала. Несмотря на то, что первое выделение древней коры выветривания на Урале произведено еще в 1915 г., и что с корами выветривания связано значительное количество полезных ископаемых, их изученность к этому моменту далеко отставала от общей геологической изученности Урала. В связи с этим, вместе с остальными районами Урала, с разной степенью детальности были исследованы и коры выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов [Карта кор..., 1963, 1970; Сигов, 1963ф, 1966ф, 1970ф, 1972ф]. Кроме того, в рамках этих работ были проведены геологическая и геоморфологическая съемки масштаба 1:500 000-1:50 000, давшие возможность построения схем эпох корообразования, увязанных с тектоническими этапами развития Урала и стратиграфией мезокайнозоя [Сигов, 1963ф, 1966ф, 1970ф].
Стоит отметить, что в этих работах кора выветривания Светлоборского массива изучена более подробно по сравнению с Нижнетагильским. Так, на Светлоборском массиве в это время были отобраны первые пробы для определения не только концентраций платиноидов, но и изучения вещественного состава самих кор выветривания. Подобный интерес был, скорее всего, вызван тем, что основная направленность изучения кор выветривания была в первую очередь, прогнозно-поисковая. Вслед за И.И. Гинзбургом, по всему Уралу проводились поиски гипергенных никелевых месторождений, представленных корами выветривания по ультрамафитово-му субстрату. Мощность этих образований составляла десятки и сотни метров, а зоны выветривания слагали полный профиль, т.е. были представлены серпентинитами, нонтронитами и охрами [Бугельский, 1990; Михайлов, 1986].
Параллельно с прогнозно-поисковыми работами 1960-х гг, в связи с истощением разведанных запасов россыпей золота и платины, связанных с современной гидросетью, резко повысился интерес к более древним россыпям, в связи с чем были проведены тематические работы по изучению россыпей Урала, их классификации и промышленной значимости [Сигов, 1966ф].
Таким образом, к 1970-м гг. был составлен комплект карт масштаба 1:500 000 (геоморфологическая, шлиховая, неотектоническая, распространения кор выветривания, россыпей), характеризующий континентальный этап развития Урала (включая территорию Светлоборского и Нижнетагильского массивов) и его экзогенную металлогению. Усилиями Висимского геоморфологического отряда [Сигов, 1970ф] была построена карта распространения кор выветривания Светлоборского массива масштаба 1: 25 000. Также ими было проведено дополнительное опробование с целью поиска коренного месторождения на Светлоборской площади: отобрано 10 образцов пород кор выветривания (нонтронитов, дресвы пироксенитов и выветрелого дунита) и определены концентрации платины и золота в них. По результатам анализов (содержания пла-тины от 2,5 до 6,2 мг/м , золота - от 0,6 до 4 мг/м ) были сделаны выводы о том, что коренные месторождения массива бедны металлом и для более детального изучения дунитов необходима постановка специальных работ.
В последние десятилетия XX века интерес исследователей к процессу выветривания ги-пербазитов в основном сконцентрировался на никелевых гипергенных месторождениях Урала, с одной стороны, и на связи степени серпентинизации с платиноносностью массивов - с другой. Вопрос о зависимости степени серпентинизации и выветривания с платиноносностью дунитов Светлоборского и Нижнетагильского массивов ставили еще в начале XX столетия А.Г. Бетех-тин и А.Н. Заварицкий, которые отмечали тесную корреляцию этих процессов. Однако сам вопрос серпентинизации остается до сих пор дискуссионным. Еще по результатам структурного бурения г. Соловьевой (структурная скважина №7529) А.Н. Заварицкий [Заварицкий, 1925] высказал мысль о том, что серпентинизация дунитов не может простираться на значительную глубину и затухает на глубине 400 м. Позже В.Г. Фоминых с соавторами [Фоминых, 1978] только подтвердил эту мысль, проанализировав петрофизические и петрографические свойства пород керна структурной скважины. O.K. Иванов на обширном аналитическом материале также пришел к выводу, что корреляция платиноносности дунитов со степенью их серпентинизации отсутствует [Иванов, 1976, 1997, 2006].
После некоторой паузы в изучении коренных пород зональных массивов Урала на пла-тиноносность появились новые работы на Нижнетагильском массиве (1990-е гг.), в результате которых были открыты несколько коренных рудопроявлений, связанных с хром-платиновой рудной формацией: Дунитовое, Александровский, Сырковский [Волченко, 1999, 2007; Золоев, 2001].
На Светлоборском массиве в период 2001-2005 и 2007-2009 гг. ЗАО «Урал-МПГ» также проводились поисковые работы, по результатам которых были выделены перспективные участки, а также оценены прогнозные ресурсы (категории Рі-Рз) рудной платины на участке им. Н.К. Высоцкого, Вершинный, Коробовский лог и других [Телегин, 2006ф, 2009ф]. Целенаправленно корами выветривания не занимались, однако в рамках этих работ под руководством Ю.М. Телегина помимо эндогенных образований были опробованы коры выветривания и элювиально-делювиальные отложения массива: пройдено несколько сотен метров поисковых канав и расчисток общей длиной более 2000 пог. м, проведено ковшовое и валовое (около 30) опробование пород кор выветривания. Некоторые интервалы канав и расчисток показали довольно приличные концентрации платины: 0,13-0,18 г/т. Эти цифры очень близки к промышленным показателям для россыпей платины, однако детальных работ по этой тематике до сих пор проведено не было.
Отдельно стоит заметить, что обогащенность платиноидами - распространенная особенность многих гипергенных никелевых месторождений не только России, но и мира. Обогащенными благородными металлами являются никелевые месторождения кор выветривания Кубы (Моа и Никаро), Новой Каледонии, Индонезии (Сороако, Помалеа), Австралии (Гринвейл, Рок-гемптон), Польши (Шкляры), Бразилии и других стран [Корин, 1973; Бугельский, 1979; Page, 1982; Саханбинский, 1994; Михайлов, 2002; Лазаренков, 2005]. В России полупромышленные концентрации платиноидов обнаружены в корах выветривания Серовского, Уфалейского, Бу-руктальского, Сахаринского никелевых месторождений Урала [Лазаренков, 1992, 2005, 2011; Таловина, 2012]. Все это говорит о необходимости продолжения изучения платиноносности кор выветривания на площади Нижнетагильского и Светлоборского массивов.
Зональное строение платиноносной коры выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов
Светлоборский и Нижнетагильский массивы расположены в пределах Платиноносного пояса Урала (ППУ). Их геологическое строение подробно описано в монографиях [Высоцкого, 1913, 1920ф; Заварицкого, 1928; Малахова, 1970, 1993; Лазаренкова, 1992, 2002; Иванова, 1997; Золоева, 2001] и многих других исследователей, поэтому кратко остановимся на их отличительных чертах.
Геотектоническая позиция зональных массивов Платиноносного пояса Урала трактуется с двух точек зрения: первая относит их к нижнесилурийским субплатформенным рифтогенным образованиям [Ефимов, 1993]; вторая точка зрения заключается в отнесении их к островодуж-ным образованиям ордовика [Пучков, 2000; Геология..., 2011; Волченко, 2007]. Стоит отметить, что часто массивы имеют сорванные тектонические контакты с вмещающими породами. Однако наличие по периферии ореолов вулканитов, метаморфизованных в условиях амфиболи-товой фации, свидетельствует о пространственной связи ультрамафитовых массивов и вулкано-генно-осадочных пород окружения, традиционно относимых к древним островодужным образованиям.
Светлоборский клинопироксенит-дунитовый массив (рисунок 2.1) площадью 20 км относится к Качканарскому интрузивному комплексу и входит в цепочку концентрически-зональных массивов Платиноносного пояса Урала. Имеет позднеордовикский возраст [Государственная..., 2005] и залегает среди зеленых сланцев, кытлымитов (соссюрит-роговообманковых сланцев) и микроамфиболитов выйской свиты среднего-верхнего ордовика. Падение кытлымитов и зеленых сланцев восточное: на западном контакте - 40-60, на восточном - 60-90. Западный и восточный контакты массива тектонические [Государственная..., 2005]. Гравиметрические данные указывают на клиновидную форму массива в разрезе, неглубокое залегание нижней кромки (0,8-2,4 км) [Государственная..., 2005]. Предполагается, что наряду с соседним Вересовоборским клинопироксенит-дунитовым массивом, Светлоборский полого на восточном контакте и круто на западном падает под Качканарский габбро-пироксенитовый массив и является пластообразной апофизой Качканарского комплекса [Иванов, 1997]. Форма массива линзовидная, вытянутая в субмеридиональном направлении, согласная с северо-западным простиранием вмещающих пород. Массив состоит из дунитового ядра площадью 14 км и клинопироксенитовой оболочки шириной от 250 м до 1,5 км. Центральную часть дунитового ядра слагают мелко- и среднезернистые дуниты. Мелкозернистые разности образуют несколько крупных полей в северной и южной половинах массива, среднезернистые -небольшие зоны на территории этих полей, а крупнозернистые разновидности имеют довольно ограниченное распространение [Иванов, 1997].
В пределах массива O.K. Ивановым выделяются ультрамафическая, габброидная, сер-пентинитовая и иситовая ассоциации [Иванов, 1997]. Породы ранней ультрамафической ассоциации слагают дунитовое ядро и клинопироксенитовую оболочку.
Дуниты составляют около 70-80% в геологическом объеме массива [Иванов, 1997], зачастую они сильно серпентинизированы. Макроскопически дуниты представляют собой тонко-, мелко-, средне-, крупно- и гигантозернистую массивную породу почти черного до бурого и оливкового цвета. Для нее характерно обилие секущих офит-хлоритовых и офит-антофиллит-хлоритовых жил мощностью до 3-4 см. Среди структур преобладает панидиоморфнозернистая. Степень петельчатой серпентинизации варьирует от 20-40% до 100%.
Клинопироксенитовая оболочка, прослеженная почти по всей периферии массива, впервые была описана [Высоцким, 1913]. O.K. Иванов [Иванов, 1997] установил ее зональное строение: дуниты контактируют с верлитами, затем они сменяются оливиновыми и мономинеральными клинопироксенитами, переходя в магнетитовые и плагиоклазовые разновидности. Часто встречаются крупнозернистые разности клинопироксенитов.
В периферической части ядра тонкозернистые дуниты пронизаны жильной серией, среди которой выделяются клинопироксениты, магнетитовые клинопироксениты, хромдиопсидиты, флогопит-хромдиопсидиты, горнблендиты, иситы габброидной ассоциации. Наиболее развиты породы горнблендитового состава (собственно горнблендиты, горнблендит-пегматиты, апатитовые горнблендиты). Они имеют широкое распространение в западной и восточной частях клинопироксенитовой оболочки, на контакте клинопироксенитов с кытлымитами, реже - внутри нее, в виде линз и полос до 250 м шириной [Nikiforova, 2014]. Горнблендиты имеют мелко-среднезернистую структуру, местами порфировидную, с реликтами пироксенита и сидеронито-вым магнетитом в количестве до 20 %. К дайкам иситов, габбро и горнблендитов приурочены зональные офит-хлоритовые и офит-антофиллитовые прожилки мощностью до 2-3 см [Иванов, 1997].
Жильные хромититы на Светлоборском массиве встречаются редко: среди северного и южного поля средне- и мелкозернистых дунитов отмечаются две зоны развития хромитовых сегрегации [Телегин, 2009ф]. По Ю.А. Волченко с соавторами [Волченко, 2007], они связаны с сеткой тектонических зон, существующей внутри дунитового ядра массива и фиксируемой зеркалами скольжения, развитием тектонитов, черных антигоритовых серпентинитов и т.д.
Платинометалльное оруденение Светлоборского массива представлено двумя типами: хромит-платиновым нижнетагильским [Лазаренков, 1992; Пилюгин, 2013], приуроченным к хромититовым жилам центральной части дунитового ядра, и дунит-платиновым. Промышленно значимым в настоящее время является второй тип (рудопроявление им. Н.К. Высоцкого), по которому, начиная с 2005 г. ведутся активные поисково-разведочные работы [Телегин, 2009; Толстых, 2009, 2011; Козлов, 2011]. Платинометалльное оруденение локализовано в дунитах, непосредственно возле их контакта с клинопироксенитами оболочки (рисунок 2.2).
Породы нонтронитовой зоны
Нонтронитовая зона представлена только в профиле выветривания Светлоборского массива. Неравномерно обохренные нонтронитовые глины залегают на рыхлых серпентинитах, которые образуют своеобразные карманы коры выветривания, ограниченные разрывными нарушениями (рисунок 3.12). На Нижнетагильском массиве глинистая зона профиля выветривания отмечалась ранее [Высоцкий, 1913; Алешков, 1943ф; Сигов, 1970ф] и, скорее всего, была частично эродирована за последнее время, чему отчасти способствовали и активные действия в процессе отработки россыпей. Глины наследуют структуру первичных дунитов и серпентинитов и сложены рыхлыми разнозернистыми образованиями от светло- до темно-зеленого или желтовато-коричневого цвета: сыпучими нонтронитизированными серпентинитами или нон-тронитовыми глинами, в зависимости от количественного соотношения породообразующих минералов [Сигов, 1970ф]. Породы местами сильно обохрены и рассечены сетью прожилков опала, халцедона, реже карбонатов.
Многочисленные пироксенит-горнблендитовые дайки, широко представленные на Свет-лоборском массиве, в коре выветривания претерпевают изменения и замещаются серпентин-вермикулит-хлоритовыми прожилками с гидроокислами марганца и темной каймой магнетита. Хромитовая вкрапленность (с размерами зерен до 2 мм) выражена неравномерно. Рисунок 3.12 - Породы глинистой зоны (слева) и рыхлые продукты выветривания горнбленди тов (справа), Светлоборский массив, 4 лог
Минеральных состав пород глинистой зоны выветривания по результатам рентгенофазо-вого анализа представлен в таблице 3.5 и на рисунке 3.13. Проведенное исследование дезориентированных и ориентированных препаратов пробы показало, что преобладают минералы группы серпентина (непуит, лизардит, хризотил), глинистые минералы (смектит, монтмориллонит, корренсит), в подчиненном количестве присутствуют клинохлор,
Результаты термического анализа типичных пород глинистой зоны Светлоборского массива приведены на рисунке 3.14. Вместо характерного для серпентинов экзопика на кривой ДСК наблюдаются эндопики в интервале температур 50-150 С, 633-738 С с максимумом в 698 С и 809-860 С с максимумом 841 С. Потери воды составляют 16 %. Вероятнее всего, серпентиновые пики нивелировались наложенными карбонатными. Это подчеркивается и выходом СОг при низких температурах. Для сидерита, например, характерен сильный эндопик в диапазоне 600-700 С, для карбонатов кальция, магния - 800 С [Уэндландт, 1978]. Приблизительно количество карбонатов составляет - около 7% сидерита и 1% доломита. Слабый эндоэффект при 320-400 С и одновременное выделение группы ОН и СОг указывают на возможное присутствие гетита. Нехарактерным для серпентинов является и наличие воды при температурах порядка 800 С и 900 С (выход группы ОН). С выходом воды на кривых ДСК и ДТГ ассоциируют слабые эндопики, связанные, скорее всего, с наличием минералов глин (сапонит) [Уэндландт, 1978].
Таким образом, по результатам рентгенофазового и термического анализов пород нонтронитовой зоны Светлоборского массива, можно предположить, что они в общей массе представляют собой смесь минералов группы серпентина (непуит, лизардит, хризотил) и группы глин (сапонит, нонтронит, монтмориллонит, корренсит), варьирующих по количественному соотношению. В подчиненном количестве присутствуют хлорит, опал, халцедон и карбонат, слагающие многочисленные вторичные прожилки. Выводы к главе 3:
Серпентинитовая зона в профиле выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов представлена в подзоне дезинтеграции хризотиловыми серпентинитами, в подзоне выщелачивания - хризотил-лизардитовыми серпентинитами. Глинистая зона профиля выветривания на Светлоборском массиве состоит из нонтронитовых глин (нонтронититов).
Породы серпентинитовой зоны состоят из минералов серии хризотил-пекораит и ли-зардит-непуит с преобладанием хризотила в подзоне дезинтеграции и с небольшим преобладанием лизардита в подзоне выщелачивания. Второстепенные минералы (карбонаты, хлорит, кварц, опал и халцедон) слагают многочисленные прожилки в основной массе.
Геохимические особенности пород кор выветривания платинометалльных Светлоборского и Нижнетагильского массивов изучены крайне недостаточно. В течение последнего столетия накопился значительный аналитический материал, характеризующий главные черты петрохи-мии и геохимии элементов группы железа массивов и коренных ультрамафических пород и россыпей платиновых металлов. Сведения о них мы находим в работах [Заварицкого, 1928; Высоцкого, 1913; Борисенко, 1966; Малахова, 1970; Фоминых, 1978; Золоева, 2001; Ферштатера, 1999; Ланды, 1997, 1990, 2007; Иванова, 1997; Варлакова, 1978]. Распределение элементов платиновой группы (ЭПГ) уральских месторождений было проанализировано в работах [Лазарен-кова, 1992, 2001, 2002, 2006; Cabri, 1991; Додина, 1999; Auge, 2005; Разина, 2008; Пушкарева, 2001, 2007, 2009; Телегина, 2009, 2011] и другими исследователями. Данные о содержаниях химических элементов, включая петрогенные и редкие элементы, в породах кор выветривания обоих массивов в настоящее время либо отсутствуют, либо крайне незначительны.
Автором в течение 2012-2014 гг. проводилось изучение геохимии пород кор выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов согласно выделенным типам пород (таблица 3.1). По исследуемым породам был проведен комплекс геохимических исследований. Полученные данные обрабатывались с использованием методов математической статистики, при необходимости проводились расчеты логарифмов содержаний элементов. Концентрации ниже предела обнаружения прибора рассчитывались как половина предела. Группировка химических элементов приведена в соответствии с классификацией Г.Р. Роллинсона [Rollinson, 1994] с дополнениями [Таловиной, 2012].
Распределение элементов платиновой группы, золота и серебра в породах кор выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов
Редкоземельные элементы в породах коры выветривания Светлоборского массива характеризуются слабыми (г до -0,6) отрицательными связями с никелем, магнием и средними и высокими положительными - с ванадием, кремнием, титаном, алюминием, ТЭ и щелочами, с которым коэффициент корреляции достигает +0,44-0,93. Из группы крупноионных литофилов и высокозарядных элементов хорошую положительную связь с РЗЭ демонстрируют Sr (г=0,0,8) и Zr (г=0,75). На Нижнетагильском массиве сильные положительные связи РЗЭ с другими группами обнаружены лишь для петрогенных элементов - кремния, алюминия (г=+0,85), а также титана и никеля (г=+0,6).
В заключение стоит отметить, что в породах профиля выветривания Светлоборского массива относительно Нижнетагильского наблюдается повышенный уровень РЗЭ. Возможно, это связано с широким развитием дайкового комплекса в породах Светлоборского массива. Горнблендитовые, иситовые и пироксенитовые дайки, пронизывающие дуниты Светлоборского массива по тектонически ослабленным зонам, в коре выветривания претерпевают изменения и превращаются в вермикулит-хлорит-нонтронитовые породы. Вероятно, жильные породы изначально содержат более высокие концентрации редкоземельных элементов, чем дуниты (рисунок 4.4), и при разложении они дополнительно обогащают глины коры выветривания Светлоборского массива лантаноидами. Как наиболее инертные компоненты, они накапливаются в процессах выщелачивания и гидратации ультрабазитов, причем, по мнению А.В. Дубинина, более 99% РЗЭ остается во вторичных минералах [Дубинин, 2006]. Многочисленные литературные данные указывают на то, что в окислительных условиях под воздействием метеорных вод РЗЭ могут переходить в водные комплексы [Перельман, 1972; Балашов, 1976; Бугельский, 1968, 1979, 1995, 2004; Дубинин, 2006; Lipin, 1989] и в дальнейшем образовывать собственные гипергенные минералы [Таловина, 2012; Воронцова, 2011; Vorontsova, 2011] либо сорбироваться на геохимических барьерах марганцевыми и глинистыми минералами коры выветривания, которые, как известно, обладают значительной сорбционной способностью, связанной в основном с большой площадью поверхности минеральных частиц [Чухров, 1955; Геохимические..., 2002; Слукин, 2006].
Из общего анализа полученных данных по содержанию и распределению редких элементов можно сделать следующие выводы:
В процессе формирования коры выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов от нижних частей профиля к верхним происходило закономерное увеличение концентраций элементов группы железа (V, Ті, Мп), преимущественно с положительными коэффициентами накопления (1,1-11,6). Характер распределения в корах выветривания хрома более сложный: на Светлоборском массиве его концентрации в целом увеличиваются снизу вверх, однако от промежуточной зоны хризотил-лизардитовых серпентинитов к нонтронитовым глинам они понижаются, что может быть связано с замещением хрома железом и титаном в структуре хромшпинелида и образованием хроммагнетита. Аналогичная картина наблюдается и на Нижнетагильском массиве, где при переходе от хризотиловых серпентинитов к хризотил-лизардитовым концентрации хрома незначительно понижаются.
Транзитные элементы в профиле выветривания массивов характеризуются пониженными концентрациями относительно исходных дунитов в серпентинитовой зоне (Кн 0,2-0,9) и повышенными - в верхних частях профиля (Кн 1,9-60,2). Особенно интенсивно происходит накопление меди в нонтронитовых глинах Светлоборского массива (Кн 60,2), что минералогически выражено в большом количестве находок там самородной меди.
Крупноионные литофильные и высокозарядные элементы, являющиеся некогерентными для ультрамафитов, содержатся в предельно низких концентрациях в материнских дунитах и нижних зонах профиля выветривания обоих массивов. Они накапливаются лишь в хризотил-лизардитовых серпентинитах Нижнетагильского массива и особенно в нонтронитовых глинах Светлоборского со средними Кн 4-7. Увеличение концентраций нетипичных элементов в породах профиля выветривания Светлоборского и Нижнетагильского массивов, скорее всего, связано с их накоплением в пронизывающих серпентиниты кремне-карбонатных прожилках, а также - для Светлоборского массива - с контактово-метасоматическим воздействием на ультрамафи-товый субстрат массива горнблендит-исит-пироксенитовых жил, содержащих повышенные содержания щелочей, высокозарядных и крупноионных литофильных элементов.
Редкоземельные элементы, наиболее инертные в геохимических процессах, также характеризуются минимальными концентрациями в материнских дунитах Светлоборского и Нижнетагильского массивов и нижних серпентинитовых горизонтов. При выветривании они последовательно накапливаются в верхних частях гипергенных профилей обоих массивов со средними Кн на Светлоборском массиве 20-50, на Нижнетагильском - Кн 4-7. Повышенные содержания РЗЭ в породах Светлоборского массива относительно Нижнетагильского связано, прежде всего, со значительной сорбционной способностью глинистых минералов нонтронитовой зоны. Кроме того, материнские дуниты здесь интенсивно проработаны горнблендит-исит-пироксенитовыми жильными породами, содержащими изначально более высокие концентрации РЗЭ и разрушающимися в горизонтах коры выветривания. При разложении они могли дополнительно обогащать глины коры выветривания Светлоборского массива лантаноидами.
По классификации [Rollinson, 1994], элементы платиновой группы (ЭПГ: Ru, Rh, Pd, Os, Ir и Pt), а также два других благородных метала (БМ) - золото и серебро, относятся к транзитным элементам. Кроме этого, платиноиды являются типичными когерентными элементами ультраосновных пород и обладают в них наиболее высокими кларками концентрации.
Для оценки уровня содержания ЭПГ в корах выветривания представляет интерес знание количества этих элементов в первичных массивах, которые послужили источником этих метал 84 лов. Элементы платиновой группы были определены в дунитах Нижнетагильского массива, г. Соловьева, скв. 7529 [Волченко, 2007], которые мы описывали Главе 4, параграфе 4.1 как наименее измененные (таблица 4.3). Исходя из того, что в скважине 7529 г. Соловьевой Нижнетагильского массива на глубине 400 м дунит наименее затронут процессами серпентинизации [Фоминых, 1978], можно предположить, что и ЭПГ на этой глубине отвечают составу первичного дунита, поэтому их концентрации здесь были использованы нами в качестве эталонных концентраций ЭПГ в неизмененных дунитах (таблица 4.18).