Министерство образования и наук

и Российской Федерации

федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение

высшего профессионального образования

"Национальный минерально-сырьевой университет "Горный"

На правах рукописи

ПИЛЮГИН АНДРЕЙ ГЕННАДЬЕВИЧ

ГЕОХИМИЯ И ПЛАТИНОНОСНОСТЬ ХРОМИТИТОВ

НИЖНЕТАГИЛЬСКОГО И СВЕТЛОБОРСКОГО МАССИВОВ,

СРЕДНИЙ УРАЛ

Специальность 25.00.09 - Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Научный руководитель доктор геолого-минералогических наук, профессор В.Г. Лазаренков Санкт-Петербург -

ОГЛАВЛЕНИЕ

ВВЕДЕНИЕ

ГЛАВА 1 ИСТОРИЯ И СОВРЕМЕННЫЕ ПРОБЛЕМЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

ПЛАТИНОНОСНОСТИ НИЖНЕТАГИЛЬСКОГО И ИСОВСКОГО РАЙОНОВ СРЕДНЕГО

УРАЛА

1.1 Об истории изучения и освоения коренных источников платиновых россыпей Нижнетагильского и Исовского районов

1.2 Актуальные проблемы исследования платиноносности Нижнетагильского и Светлоборского массивов

ГЛАВА 2 ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ НИЖНЕТАГИЛЬСКОГО И

СВЕТЛОБОРСКОГО МАССИВОВ, УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ И МИНЕРАЛОГОПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ХРОМИТИТОВ

2.1 Геолого-структурная позиция и формационная принадлежность и вопросы происхождения Нижнетагильского и Светлоборского массивов

2.2 Геологическое строение Нижнетагильского и Светлоборского массивов............... 2.3 Условия залегания и структурно-текстурные особенности хромититов.................. 2.4 Минералого-петрографическая характеристика хромититов

2.5 Особенности геологического строения месторождений и рудопроявлений платины, связанных с хромититами

ГЛАВА 3 ГЕОХИМИЯ ХРОМИТИТОВ НИЖНЕТАГИЛЬСКОГО МАССИВА............. 3.1 Распределение петрогенных элементов в хромититах Нижнетагильского массива 3.2 Распределение редких элементов в хромититах Нижнетагильского массива.......... 3.3 Выводы по главе 3

ГЛАВА 4 ГЕОХИМИЯ ХРОМШПИНЕЛИДОВ ХРОМИТИТОВ

НИЖНЕТАГИЛЬСКОГО И СВЕТЛОБОРСКОГО МАССИВОВ

4.1 Особенности химического состава хромшпинелидов Нижнетагильского и Светлоборского массивов

4.1.1 О среднем составе хромшпинелидов Нижнетагильского и Светлоборского массивов

4.1.2 О химических различиях хромшпинелидов массивных жильных и прожилкововкрапленных хромититов

4.1.3 О химических различиях хромшпинелидов коренных месторождений и рудопроявлений платины Нижнетагильского массива

4.1.4 Выводы по главе 4.1

4.2 Распределение редких элементов в хромшпинелидах Нижнетагильского массива 4.2.1 О среднем составе редких элементов в хромшпинелидах Нижнетагильского массива

4.2.2 Распределение элементов платиновой группы, золота и серебра в хромшпинелидах хромититов Нижнетагильского массива

4.2.3 Взаимоотношения благородных металлов с другими химическими элементами

4.2.4 Выводы по главе 4.2

ГЛАВА 5 ОЦЕНКА КОРЕННОЙ ПЛАТИНОНОСНОСТИ ХРОМИТИТОВ

НИЖНЕТАГИЛЬСКОГО И СВЕТЛОБОРСКОГО МАССИВОВ

5.1 Рудно-формационные типы платинометалльной минерализации

5.2 Характеристика вещественного состава платинометалльной минерализации хромититов Нижнетагильского и Светлоборского массивов

5.3 Выводы по главе 5

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

СПИСОК ИЛЛЮСТРАТИВНОГО МАТЕРИАЛА

СПИСОК ТАБЛИЦ

ПРИЛОЖЕНИЕ А

ПРИЛОЖЕНИЕ Б

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. В связи с истощением запасов россыпных месторождений платины России для сохранения, а в перспективе и увеличения объемов производства, актуален вопрос поисков и освоения новых нетрадиционных источников платинометалльного сырья, среди которых весьма перспективными на обнаружение промышленно значимого оруденения являются зональные массивы урало-аляскинского и алданского типов, послужившие источниками крупнейших в мире россыпей платины.

До начала отработки уникальных по запасам месторождений Риф Меренского и UG- (ЮАР) в середине прошлого столетия Россия являлась крупнейшим поставщиком платины на мировой рынок. Сегодня, в связи с постоянно возрастающей себестоимостью добычи и переработки руды, перебоями с поставками из-за напряженной социально-экономической ситуации в Южной Африке, вопрос поисков альтернативных источников платинометалльного сырья приобретает повышенное значение. У России в этом плане огромные перспективы.

Практически все активные запасы платиновых металлов нашей страны сосредоточены в пяти платиноидно-медно-никелевых месторождениях Норильского промышленного района.

Причем доля собственно платины в производстве из этих преимущественно палладиевых руд составляет всего одну пятую от платиновых металлов. Обеспечение сырьевой безопасности страны, потребностей мирового рынка, создание новых рабочих мест на депрессивных в социально-экономическом отношении территориях делают тему поисков и изучения альтернативных источников платиновых металлов весьма актуальной.

Массивы Платиноносного пояса Урала, Алдана и Корякско-Камчатского региона уникальны с точки зрения своего промышленного потенциала и практически не имеют аналогов за рубежом. Коренные источники россыпной платины Урала изучались ранее Н.К. Высоцким, А.А. Иностранцевым, А.П. Карпинским, А.Н. Заварицким, А.Г. Бетехтиным и др. Велась эксплуатация мелких хром-платиновых коренных месторождений на Нижнетагильском массиве. Однако, мелкий масштаб отработанных месторождений, сложность поисков новых рудных тел, крайняя неравномерность распределения платины и открытие норильских месторождений отложили вопрос масштабного освоения этих объектов.

Возможность обнаружения новых крупнообъемных месторождений платины на Урале обусловлена открытием потенциально промышленно значимых рудных зон на Гальмоэнанском (Корякия) и Светлоборском (Средний Урал) зональных массивах.

Проведенные технологические исследования доказали возможность эффективного извлечения платиновых металлов из этих руд, а изменившиеся за столетие требования к кондициям, появление высокопроизводительной горной техники, примеры освоения месторождений благородных металлов с низкими концентрациями полезного компонента и расположение в освоенном промышленном районе делают коренные источники уральских россыпей потенциально промышленно значимыми объектами, металлогенический потенциал которых по разным оценкам составляет до 19000 тонн [16, 25, 35], что сопоставимо с уникальными месторождениями Норильска и Южной Африки.

Нерешенными остаются методические вопросы поисков оруденения, его достоверной оценки и разведки. Низкая обнаженность, отсутствие четких поисковых, в том числе петрологических и минералогических признаков делают геохимию, наряду с работами по валовому крупнообъемному опробованию наиболее эффективными инструментами поисков и оценки. Изучение нижнетагильского хром-платинового типа оруденения, его генезиса и закономерностей размещения в свете геохимических исследований на двух наиболее перспективных на Урале Нижнетагильском и Светлоборском массивах представляет повышенный научный и практический интерес.

Цель работы: выявление геохимических закономерностей распределения широкого спектра главных и редких элементов в хромититах Нижнетагильского и Светлоборского массивов, установление минералого-геохимических особенностей ассоциирующей с ними платинометалльной минерализации для прогнозирования и поисков месторождений платиновых металлов в зональных массивах урало-аляскинского типа.

Основные задачи исследования:

1. Изучение геологической позиции, петрологии и минерального состава хромититов Нижнетагильского и Светлоборского массивов на основе собственных полевых и лабораторных исследований, изучения музейных коллекций, анализа литературы по проблеме.

2. Исследование химического состава хромититов Нижнетагильского массива.

3. Исследование особенностей распределения редких элементов в хромшпинелидах разных петрографических типов хромититов Нижнетагильского и Светлоборского массивов.

4. Изучение минералого-геохимических особенностей коренной платинометалльной минерализации, ассоциирующей с хромититами Нижнетагильского и Светлоборского массивов.

Фактический материал и методы исследования. Автором в период 2011-2014 гг.

проводилось комплексное изучение геохимии, минерально-петрографического состава и платиноносности хромититов Нижнетагильского, Светлоборского и Вересовоборского массивов. В основу работы положен оригинальный каменный материал, собранный автором во время полевых работ на объектах исследования. Для исследований также привлекалась коллекция образцов А.Г. Бетехтина (ВСЕГЕИ).

Аналитические исследования проводились в лабораториях Горного университета, ВСЕГЕИ, Фрайбергской горной академии (Германия), Института геологии и геохимии УрО РАН. Изучено свыше 300 аншлифов и прозрачных петрографических шлифов методами оптической и электронной микроскопии. В Центральной лаборатории ВСЕГЕИ методами рентгеноспектрального флуоресцентного (петрогенные элементы, As, V, Ba), атомноабсорбционного (Hg) анализов, ионометрии (F, Cl), инфракрасной спектроскопии (S), массспектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на приборе «Элан-6100 DRC»

(благородные металлы, элементы группы железа, транзитные элементы, крупноионные литофилы, высокозарядные и редкоземельные элементы) определены содержания 70 элементов в пробах платиноносных жильных хромититов Нижнетагильского массива; методом лазерной абляции при помощи системы лазерного пробоотбора в комплекте с эксимерным лазером DUV 193 (Lambda Physic Compex 102) с элементным высокоразрешающим, высокочувствительным масс-спектрометром ThermoQuest Finnigann MAT ELEMENT– определены содержания благородных металлов и широкого спектра редких элементов в разных типах хромшпинелидов Нижнетагильского массива. Микрорентгеноспектральные анализы проводились на сканирующем электронном микроскопе CamScan MV2300 и CamScan MX во ВСЕГЕИ, на электронно-зондовом микроанализаторе Cameca SX 100 в Институте геологии и геохимии УрО РАН и на растровом электронном микроскопе JEOL JSM 6400 во Фрайбергской горной академии. Исследование особенностей внутреннего строения хромититов проводилось методом рентгеновской микротомографии на приборе SkyScan 1272 на кафедре ИДГ Горного университета.

Научная новизна:

1. Уточнено подразделение хромититов на петрографические типы: жильный, прожилково-вкрапленный, вкрапленный, миароловый.

2. Для хромититов Нижнетагильского массива выявлены типоморфные особенности распределения главных и широкого круга редких элементов.

3. Выявлены закономерности распределения элементов платиновой группы, золота, серебра и ряда других редких элементов в хромшпинелидах разных петрографических типов хромититов Нижнетагильского массива.

4.Установлены индикаторные элементы платиноносности хромшпинелидов из хромититов Нижнетагильского массива.

5. Выявлены минералого-геохимические особенности платинометалльной минерализации и выделены химические разновидности минералов платиновой группы хромититов Нижнетагильского и Светлоборского массивов.

Защищаемые положения:

1. Хромититы характеризуются Ir-Pt платинометалльной спецификой и субмантийным характером распределения редких элементов. По сравнению с вмещающими дунитами в них наблюдаются более высокие концентрации элементов платиновой группы, алюминия, титана, бария, ванадия, цинка и ниобия.

2. Хромшпинелиды хромититов Нижнетагильского массива подразделяются на две группы: платиноносные хромшпинелиды жильного богатого типа хромититов и неплатиноносные - жильного бедного, прожилково-вкрапленного, вкрапленного и миаролового типа. Геохимическим критерием платиноносности хромшпинелидов является повышенное содержание транзитных элементов (Sn, Sb, Cd, а также Zn и Cu), высокозарядных элементов (Zr, Nb, Th, U), бария и серебра.

3. Платинометалльная минерализация хромититов Светлоборского массива характеризуется преобладанием Pt-Fe сплавов (изоферроплатина, родистая и иридистая изоферроплатина, тетраферроплатина), а Нижнетагильского - Pt-Fe-Ni-Cu сплавов со значительными примесями Ir, Rh, Os, Pd, Au, Sb, As (различные химические разновидности тетраферроплатины, ферроникельплатины и туламинита).

Практическая значимость. Полученные результаты могут быть использованы геологическими предприятиями при геохимических поисках и разведке, при проведении геолого-технологического картирования и при технологической оценке минерального сырья, начиная с самых ранних стадий геологического изучения рудопроявлений платиновых металлов в зональных комплексах урало-аляскинского типа.

представительностью каменного материала, детальностью проведенных геологических исследований, детальными петрографическими наблюдениями, использованием в работе современных методов изучения вещества, представительностью и надежностью исходных аналитических данных, полученных по сертифицированным методикам в аккредитованных лабораториях, непротиворечивостью полученных геологических и геохимических данных, анализом результатов предыдущих исследований по тематике работы.

Апробация работы. Результаты исследований докладывались на всероссийских и международных научных конференциях: Металлогения древних и современных океанов-2012.

Гидротермальные поля и руды (Миасс, 2012), XVIII Всероссийская научная конференция «Уральская минералогическая школа -2012», посвященная благородным металлам (Au, Ag, Pt, Ir, Os, Pd, Rh, Ru) (Екатеринбург, 2012), Международная молодежная научная школа «Проблемы освоения недр в XXI веке глазами молодых» (Москва, 2012), Freiberg-St.Petersburg Colloquium of young scientists (Фрайберг, Германия, 2012 и 2013), Металлогения древних и современных океанов-2013. Рудоносность осадочных и вулканогенных комплексов (Миасс, 2013).

По теме диссертации опубликовано 11 работ, из них 3 работы в изданиях, рекомендуемых ВАК Минобрнауки России.

ГЛАВА 1 ИСТОРИЯ И СОВРЕМЕННЫЕ ПРОБЛЕМЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

ПЛАТИНОНОСНОСТИ НИЖНЕТАГИЛЬСКОГО И ИСОВСКОГО РАЙОНОВ СРЕДНЕГО

1.1 Об истории изучения и освоения коренных источников платиновых Почти сто лет с 1824 по 1922 гг. Урал являлся главным поставщиком платины на мировой рынок. Добыча в этот период составляла до 95% от всего мирового производства драгоценного металла [4]. Открытые в первой половине XIX века крупнейшие в мире уральские платиновые россыпи за весь период своей эксплуатации дали до 517,5 тонн шлиховой платины и до 68 тонн шлихового золота [39].

Первое упоминание о находке платины в России относятся к 1819 г. Она была открыта вместе с осмистым иридием в виде спутника золота в Верх-Нейвинских россыпях близ Екатеринбурга. Затем последовали открытия в Невьянских (1822) и Миасских (1823) золотых россыпях. Первая золото-платиновая была открыта в 1824 г. по р. Орулихе. В этом же году по притокам рр. Иса и Туры были открыты и началась эксплуатация россыпей крупнейшего в мире уникального по запасам Исовского платиноносного россыпного района. В 1825 году с открытия богатой платиновой россыпи по Сухому Висиму началось освоение второго по величине в мире Нижнетагильского платиноносного района.

С 1826 по 1880 гг. добыча платины на приисках Нижнетагильского района превышала добычу на Исовских приисках. По своему богатству эти россыпи не имели себе равных. Здесь было добыто огромное количество платиновых самородков, в том числе крупнейший в мире весом 9626 г в Сырковом логу дунитового массива горы Соловьева (Нижнетагильский массив).

По количеству найденных самородков с россыпями Нижнетагильского района могут сравниться лишь россыпи рр. Кондер-Уоргалан. Самый большой самородок платины Исовского района весил 8339 г.

Пространственно-генетическая связь богатых платиновых россыпей с выходами массивов ультраосновных горных пород, сложенных в центральной части дунитами и окруженных по периферии клинопироксенитами предполагалась с первых лет их эксплуатации, так как все они упирались в дунитовые массивы горы Соловьева, Светлого Бора, Вересового Бора и др., однако первое коренное проявление официально было открыто только в 1892 г., хотя известно, что мелкие такие объекты, которые обнаруживались случайно при задирке в плотике ложковых россыпей отрабатывались старателями и ранее, но им не придавалось особого значения.

Открытие коренной платины на Урале привлекло внимание многих исследователей, начались целенаправленные поиски. Первое проявление рудной платины было открыто старателем в Крутом логу Нижнетагильского массива по имени которого оно получило название Серебряковской жилы. Рудопроявление было описано А.А. Иностранцевым, а затем разбивающуюся не несколько прожилков. Платина наблюдалась невооруженным глазом в виде скоплений зерен или гнезд размером до 1,5 см, а ее содержания по данным механического извлечения в чистых кусках хромита составляли до 107 г/т.

Далее, в ходе поисковых и разведочных работ С.А. Конради и А.Н. Заварицким был открыт и отработан целый ряд мелких коренных проявлений платины в связи с хромитовыми сегрегациями в Соловьевом, Сырковом логу, в вершинах Александровского и Каменного логов, в Крутеньком и Сухом логу Нижнетагильского массива. Платина в них содержалась главным образом в хромитовых жилах, однако в нескольких проявлениях Александровского лога отмечались скопления платиновых зерен непосредственно во вмещающем дуните, либо на контактах с хромитовыми прожилками. Стоит отметить также и то, что далеко не все из найденных и отработанных тогда хромитовых жил и шлиров содержали платину.

В 1898 г. на правом берегу р. Мартьян старателем Дятловым было открыто Авроринское месторождение платины, ставшее вторым после Серебряковской жилы выявленным коренным клинопироксенитами оболочки. Платина здесь находилась непосредственно в дуните, выветрелом до желто-бурой глинистой массы без всякой связи с сегрегациями хромшпинелидов и в отличие от выделений в последних находилась часто в виде идиоморфных кубических кристаллов величиной до 2 мм и их сростков до 85 г. Хромшпинелиды в виде вкраплений были встречены только в самих самородках. Содержания платины в дуните достигали 60 г/т. Особенностью Авроринского месторождения являлось также наличие большого количества трещин, заполненных аморфным серпентином (офитом по О.К. Иванову [16]), магнезитом, опалом и халцедоном.

Подобные проявления были найдены и отработаны позже в Косогорском логу, на водоразделе Александровского лога и Мокрой отножки Крутого лога, на вершине г. Соловьева [4]. По свидетельствам старателей, платина добывалась из серпентинитов и их рыхлых продуктов выветривания, заполняющих дислокационные трещины в дунитах. К данному типу потенциально платиноносных образований относится, возможно, Ипатовская жила, описанная О.К. Ивановым [14] и отнесенная им к т.н. камерным дунитовым пегматитам. Позже подобные объекты были выявлены нами в Новом и Старом дунитовых карьерах Нижнетагильского массива и по переферии Ипатовской жилы, однако, платины в них обнаружить не удалось.

Н.К. Высоцкий [4] предполагал существование таких рудопроявлений также в верховьях Седьмого и Ильинского логов Светлоборского массива судя по находках в этих местах обломков серпентинизированного дунита с включенными в него зернами платины. Таким образом, еще со времен Н.К. Высоцкого выделяется три типа коренных платиновых рудопроявлений - хромитового типа, связанного с хромитовыми сегрегациями, дунитового локализованные непосредственно в дунитах и промежуточного типа.

Все открытые в пределах Нижнетагильского массива продуктивные на платину хромитовые жилы и шлиры назывались во времена их эксплуатации месторождениями, даже если общая добыча составляла всего несколько граммов. С точки зрения сегодняшнего дня лишь одно из них с определенной натяжкой можно отнести действительно к мелким месторождениям - это Господская шахта (или Госшахта), хотя по некоторым оценкам и оно было бы нерентабельным. Это месторождение было открыто старателями в 1909 г. и отличалось от других не только значительными запасами, но и исключительным богатством руд. Среднее содержание платины в верхних горизонтах составляло 400 г/т, а в отдельных штуфных пробах платиноносного хромитита - первые кг/т. В 1910 г. была заложена шахта, которая до 1933 г. отработала месторождение до глубины 186 м. Оруденение представляло собой крутопадающий рудный столб диаметром до 7 м, состоящий из системы переплетающихся хромитовых жил, мощностью до нескольких сантиметров. Более подробное описание геологического строения месторождения Госшахта и наиболее крупных рудопроявлений в Крутом, Александровском, Сырковом логах и Новом дунитовом карьере читатель найдет в главе 2, посвященной геологическому строению Нижнетагильского и Светлоборского массивов.

До 1913 г. был открыт еще ряд рудопроявлений в центральной части Нижнетагильского массива. Дальнейшие поиски возобновились только после первой мировой и гражданской войн в 1922 г. созданным государственным трестом "Уралплатина". Студентами Горного института А.А. и В.А. Глазковскими [67] были собраны материалы об уже открытых рудопроявлениях и начаты новые поисковые работы. С 1922 по 1934 гг. был проведен большой объем разведочных работ, включающий в себя в том числе проходку подземных горных выработок в Крутом, Александровском, Сырковом, Соловьевом логу и г. Соловьева - всего 8700 п.м. С учетом эксплуатационных работ и поверхностных выработок общий объем горных работ составил 000 м3 [70]. По своему масштабу это были самые крупные геологоразведочные работы по рудной платине зональных массивов. Они были направлены на выявление блока дунитов, пригодного для отработки карьером. Несомненным достоинством проведенных работ явилась оценка средних содержаний путем отбора и переработки крупнообъемных проб массой 4-10 т.

В результате были выделены два перспективных участка для крупномасштабного освоения Крутой лог и Александровский лог, зарегистрировано 1228 пунктов хромитовой минерализации в виде жил и шлиров. Однако, в целом результат этих работ был признан отрицательным из-за крайне низких для того времени средних содержаний платины на выделенных перспективных участках (0,5-0,6 г/т).

Полученные в ходе геологоразведочных работ 1922-1934 гг. результаты изучения особенностей платиноносности крайне актуальны сегодня в свете возобновления поисковых работ на рудную платину зональных ультрамафитовых комплексов. Частично они изложены в работах А.Н. Заварицкого [12], А.Г. Бетехтина [1], но наиболее полно в отчете А.Г. Бетехтина [66] и сведены затем в отчете С.А. Маханова [70].

С 1941 по 1948 гг. проводились поиски и эксплуатировались мелкие рудопроявления платины хромитового типа. В 1948 г. посредством проходки траншей и дальнейшей переработки крупнообъемных проб путем их обогащения также оценивалось среднее содержание платины в дунитах. Согласно данным механического извлечения на бегунных чашах, среднее содержание в дунитах составило 0,328 г/т, а в перекрывающем их эллювии 0,184 г/т.

В 1949-1951 гг. путем систематической расшурфовки Кировским прииском треста "Уралзолото" МВД СССР под руководством С.А. Маханова [70] участков Александровского, Пупкова, Сыркова логов, вершины г. Соловьева по сети 20х20, 40х20 м и анализа сборных валовых проб установлены следующие средние содержания платины по участкам:

Александровский лог - 0,279 г/т, Пупков лог - 0,14 г/т, вершина г. Соловьева - 0,145 г/т. Однако, следует учитывать, что извлечение платины согласно данным химических анализов низкое менее 50 %. Это означает, что реальные содержания платины в дунитах изученных участков как минимум в 2 раза больше указанных.

Сведенные за весь период геологоразведочных работ с 1922 по 1951 гг. данные позволили посчитать забалансовые запасы платины по г. Соловьева в количестве 239,3 млн. т.

руды и 36,2 т. платины. Всего было выявлено более 1600 пунктов коренной платиновой минерализации. Официально зафиксированная добыча рудной платины на Нижнетагильском массиве составляет 1232-1286 кг [69, 70]. Эти данные не учитывают объемы добытой платины в Старом дунитовом карьере в 1951-1953 гг. в Александровском логу. При среднем для данного участка содержании 0,5 г/т добыча могла составить до 200 кг [65].

Первые подробные геологические карты Нижнетагильского и Светлоборского массивов в масштабе 1:42 000 были составлены Н.К. Высоцким [4]. Они не потеряли своей актуальности до сих пор. В 1951 г. Т.Г. Тресвяцкой и В.Г. Трифоновым составлена геологическая карта Нижнетагильского массива масштаба 1:50 000 [73]. О.К. Ивановым составлены наиболее подробные геологические карты Нижнетагильского и Светлоборского массивов масштаба 1:25 000 с детализацией отдельных участков до 1:2 000. А.В. Неупокоевым [24], а затем А.А. Савельевым и др. [45], В.Р. Шмелевым и С.Д. Филлиповой [55] были составлены структурные схемы Нижнетагильского массива.

Геолого-петрографическое изучение горных пород Нижнетагильского массива было начато А.А. Краснопольским и Л. Дюпарком [59] и было продолжено Н.К. Высоцким [4, 5, 6], внесшим большой вклад не только в изучение платиновых россыпей и платиноносности их коренных источников, но и петрографии этих горных пород и вмещающих их метаморфитов.

Ф.Ю. Левинсон-Лессингом [29] для обозначения этого комплекса пород было предложено название габбро-пироксенит-дунитовой формации. Большой вклад в петрографическое изучение пород внес А.Н. Заварицкий [12]. Далее Нижнетагильский массив изучался многими исследователями - П.М. Никифоровым и С.К. Гириным, В.М. Сергиевским, Е.А. Кузнецовым, А.Г. Бетехтиным, Н.В. Бутыриным, С.А. Кашиным, Н.М. Успенским, Г.М. Виноградской, Л.В. Разиным, Э.А. Ландой и В.Г. Лазаренковым [28]. Особо стоит отметить работу И.А. Малахова и Л.В. Малаховой [30]. Полученные Малаховыми материалы существенно дополнили сведения о петрографии и петрохимии горных пород Нижнетагильского массива.

О.К. Иванов [14, 15, 16, 17] закартировал и составил подробное описание геологии, петрологии, минералогии, геохимии и платиноносности всех зональных массивов Платиноносного пояса Урала.

В начале 1990-х гг. возобновились попытки оценки промышленной значимости платинометалльного оруденения дунитов горы Соловьева. В Соловьевом логу в районе Госшахты на территории промывочного полигона в рамках полупромышленного производственного эксперимента были пройдены две траншеи в дунитах. Материал дробился и перемывался на вашгердах. Результат работ был отрицательный, в основном из-за несоответствия примененных обогатительных схем необходимым технологическим требованиям, а также отсутствия геологического сопровождения этих работ. Как выяснилось позже, крупные богатые тела хром-платиновых руд сопровождаются отрицательными ореолами во вмещающих их дунитах. Пройденные траншеи пересекали отрицательный ореол месторождения Госшахта.

С 1996 по 2000 ОАО "Хромит" и ЗАО "Уральская геологическая служба" под контролем британской ООО "Евразия Майнинг ПЛС" провели поисковые работы на рудную платину в пределах участка "Гора Соловьёва" - центральной части Нижнетагильского массива, включающей в себя водораздел Александровского и Крутого логов, участок Сыркова лога и западный склон горы Соловьева. На участке проведена магниторазведка, пройдено и опробовано 490 м3 шурфов и канав, пробурено 20 колонковых скважин общей длиной 1263 м [65]. В ходе этих работ не было выявлено ни одной рудной зоны или перспективного участка.

Отрицательный результат объяснялся авторами отчета [65] крайней неравномерностью распределения платины и необходимостью в связи с этим применения крупнообъемного опробования, кроме того химическому анализу на платину подвергались не все дуниты, а только интервалы с видимой хромитовой вкрапленностью.

ЗАО "Уральская геологическая служба" также провела буровые работы в объеме 1052 п.м. (17 колонковых скважин) на участке Крутого лога, Госшахты, Нового дунитового карьера и по берегу р. Мартьян. В результате была прослежена выявленная Ю.А. Волченко в северной стенке Нового дунитового карьера платиноворудная зона (рудопроявление Дунитовое) протяженностью до 300 м, мощностью 1 м до глубины 30 м со средним содержанием платины 2-5 г/т, доходящим до 50 г/т в отдельных пробах. В Крутом логу на глубине 45 м скважиной вскрыто продолжение выклинившегося отработанного до 20 м богатого рудного столба с содержанием 28,4 г/т.

Значительный вклад в изучение платиноносности Нижнетагильского массива внесли Ю.А. Волченко и др. [43, 44], Е.В. Пушкарев и др. [51], К.С. Иванов [13].

Ю.А. Волченко и соавторами были выделены и изучены новые платиноворудные зоны массива горы Соловьева в Новом дунитовом карьере и Сырковом логу по своим масштабам соответствующие крупнейшим отработанным месторождениям и рудопроявлениям Госшахта и Крутой лог, выделены типы платинового оруденения и обоснованы критерии локализации хром-платинового оруденения. Е.В. Пушкарев с соавторами и К.С. Иванов предложили механизм формирования хром-платинового оруденения нижнетагильского типа. Результаты их работы позволили по-новому взглянуть на проблему поисков платины в зональных комплексах и генезиса хром-платинового оруденения.

В последнее время были получены также новые данные по геохимии ультрамафитов Платиноносного пояса Урала [49], изотопные данные абсолютного возраста [20, 31], данные по окситермобарометрии [53], множество микрозондовых анализов минералов платиновой группы (МПГ), хромшпинелидов и других минералов [7, 43, 44, 51].

Платиноносность коренных источников Исовских россыпей изучается с 1922 г. Тогда В.П. Трифоновым и др. была проведена первая оценка содержаний платины в дунитах и хромититах Вересовоборского массива. Первые масштабные поиски рудной платины Светлоборского массива были проведены в период 1941-1943 гг. [64]. Опробованию подвергались естественные обнажения, породы плотика россыпей, вскрытые гидравлическими разрезами, кора выветривания. Результаты этих работ оказались весьма оптимистичными.

Ресурсы рудной платины Светлоборского массива были оценены в 227,8 т при среднем содержании 0,58-0,6 г/т, сделан вывод о возможности выделения в пределах массива промышленно значимых участков. Валовое опробование коры выветривания в Малом Ильинском и Травянистом логах показало, что платина содержится в ней в количестве от 1 до 176 мг/м3.

Последующие работы С.П. Духнина в 1954 году были сосредоточены на водоразделе Травянистого, Большого Ильинского и Крутого логов и они не подтвердили оптимистичный прогноз. В ходе этих работ на выделенных участках были пройдены шурфы по сети 20х20 и 40х40 м из которых, а также из прочих естественных и искусственных обнажений отбирались механические пробы на промывку, на химический анализ, а также валовые пробы из нескольких выработок. В Третьем логу были проведены опытные работы по возможности гидравлической добычи платины из коры выветривания. Среднее содержание в коре выветривания на этом участке составило всего 0,063 г/т, а извлечение оказалось очень низким, в связи с чем было принято решение о нецелесообразности вовлечения в добычу кор выветривания при промывке россыпей.

В 1995-2000 гг. К.К. Золоевым, А.Н. Мардиросьяном и платиновой группой УГГГА под руководством И.А. Малахова были проведены тематические работы, в результате которых определены предпосылки обнаружения на Светлоборском массиве проявлений палладиевых руд волковского и баронского типов [36].

ЗАО "Урал-МПГ" в 2001-2005 гг. и в 2007-2009 гг. проведены поисковые работы в пределах Светлоборского и Вересовоборского массивов, выделены перспективные участки, оценены прогнозные ресурсы рудной платины по категориям: Р 1 - 15 т; Р2 - 25 т; Р3 - 50 т., в том числе по участку Высоцкого – по категории Р1 - 15 т (центральная и северная части), по категории Р2 - 10 т (южная часть) [71, 72].

Комплекс этих работ включал в себя маршруты со штуфным опробованием, магнитометрическую съёмку по сети 20010 м и 10010 м, литогеохимическое опробование рыхлых отложений по сети 200100 м, проходку канав, шурфов и расчисток, бурение колонковых скважин на участке Высоцкого (1995 м). Результатом проведенных работ стало определение перспектив выявления в пределах Светлоборского и Вересовоборского массивов прожилково-вкрапленного типа платиноидной минерализации, представленного линейными минерализованными зонами в дунитах.

В 2013 г. ЗАО "Урал-МПГ" продолжило поисковые и оценочные работы в пределах литогеохимическую съемку Вересовоборского массива, проходку шурфов с отбором механических проб для гравитационного обогащения на Вересовоборском массиве и участке Вершинный Светлоборского, проходку и опробование канав, буровые работы по подготовленной сети для подсчета прогнозных ресурсов Р1 и запасов С2 на участках Высоцкого, Вершинный, Коробовский Светлоборского массива и участке Центральный Вересовоборского массива.

Таким образом, несмотря на 125-летнюю историю изучения коренных источников крупнейших в мире россыпных месторождений платины и даже эксплуатации мелких рудопроявлений, связанных с хромититами, так и не был решен вопрос о возможности открытия и рентабельного освоения рудных крупнообъемных месторождений платины в их пределах. Огромный накопленный материал во многом противоречив. Однако, стоит заметить, оценить в пределах этих массивов перспективные участки. Вместе с тем, вопросы, связанные с критериями прогнозирования оруденения, его генезиса, детальной характеристики вещественного состава, разработкой эффективной методики поисков, оценки и разведки рудной платины в зональных ультрамафитовых комплексах остаются открытыми.

1.2 Актуальные проблемы исследования платиноносности Нижнетагильского и Светлоборского массивов Еще А.Г. Бетехтин [66] отмечал, что ни морфология рудных тел, ни текстурноструктурные и минералогические особенности руд хромитовых проявлений как не содержащих платиновых металлов, так и явно платиноносных не позволяют произвести разбраковку и выделить заведомо перспективные объекты. В этом свете, единственными инструментами выяснения платиноносности является массовое опробование с проведением химических анализов и обогащение проб с механическим выделением минералов платиновой группы.

Считалось также, что не существует какой-либо четкой закономерности распределения хромититовых тел в массиве ни по площади, ни на глубину. Рудные тела располагаются как в одиночку, так и группами. При этом, для таких сгруппированных проявлений могут отмечаться как общие морфологические признаки, так и совершенно разные как по форме тел, так и по текстурным особенностям, минеральному составу, содержанию платиновых металлов и химизму хромшпинелидов.

Из приводимых А.Н. Заварицким [12] данных добычи платины по коренным месторождениям и рудопроявлениям следует, что количественно доля относительно крупных объектов, которые дали 90 % металла составляет всего 9 % от общего числа выявленных платиноносных проявлений. Казалось бы, основные запасы рудной платины массива содержатся в небольшом числе рудопроявлений платиноносных хромититов. Однако, это не так. Этот тезис был опровергнут в ходе масштабных поисковых работ, проведенных на Нижнетагильском массиве в 1922-1934 гг. Полученный тогда фактический материал позволил сделать ряд важный выводов об особенностях распределения платины и методике необходимых для адекватной оценки платиноносности поисковых и разведочных работ. Эти результаты чрезвычайно актуальны сегодня. Они были изложены в отчете А.Г. Бетехтина [66] и приведены ниже.

С целью поисков слепых богатых рудных тел в местах скопления отработанных проявлений в Александровском логу (район проявления №25 - разрез №80 или Старый дунитовый карьер), в Крутом логу (район проявлений №4-01 и 4-02), в Сырковом логу (район проявлений №3-02 и 3-03) и в Соловьевом логу (месторождение №5-01 - Госшахта) и оценки таких участков для массовой эксплуатации карьером с полной выемкой рудных тел и вмещающих их дунитов были пройдены подземные разведочные горные выработки.

Результаты поисков слепых рудных тел не дали ожидаемого результата, за исключением открытия одного из богатейших рудных столбов - проявления №4-41 в Крутом логу, отработка которого окупила затраты на разведочные работы за 1 год. Зато результаты, полученные по опробованию дунитов представляют несомненный интерес. В Катаевской штольне в Крутом логу для определения наиболее надежного метода опробования сравнивались результаты штуфного, бороздового, точечного и валового опробования. Анализы штуфных проб повсеместно показывали либо отсутствие платиноидов, либо следовые содержания. Похожие (кроме одной ураганной пробы) результаты были получены и для бороздового опробования.

Валовые же пробы показали совершенно иные данные по содержаниям платины. Для такого опробования бралась каждая четвертая вагонетка горной породы (были эксперименты по отбору всей массы породы, половины и одной восьмой части, но именно четверть была признана наиболее удовлетворяющей требованиям). Масса одной пробы при этом получалась 7-8 т. Далее материал отправлялся на обогатительную фабрику и итоговое содержание оценивалось по механическому извлечению платины. В итоге, диапазон значений концентраций оказался от сотых долей до одного г/т, при среднем около 0,5 г/т на 200 м проходки штольни в дунитах Крутого лога. В Александровском и Сырковом логах содержание составило менее 0,5 г/т, а в районе Госшахты 0,19 г/т.

Распределение платины в дунитах оказалось крайне неравномерным, гнездовым. Это является главной причиной отрицательных результатов штуфного, бороздового, точечного опробования и проведенного позже бурения. Единственным возможным способом оценки реальных содержаний металла является крупнообъемное опробование крупнотоннажных проб.

Посредством тщательных наблюдений при добыче, систематическом изготовлении пришлифовок, анализа протолочек была установлена преимущественная приуроченность гнездовых выделений платины к таким же редким, незначительным по величине сегрегациям и просто вкрапленностью хромшпинелидов в дуните. В отдельных случаях платина находилась в дунитах без всякой даже пространственной связи с хромшпинелидами, но и в этом случае ее гнездовые выделения были приурочены к отдельным точкам в пространстве, а не рассеяны в породе равномерно. Мелкие скопления и сегрегации хромшпинелидов иногда довольно скучены и вместе с более крупными гнездами образуют обогащенные платиной участки дунитов.

Промышленная оценка участка, обогащенного телами платиноносных хромититов в Александровском логу показала, что основная масса ресурсов платины находится в дунитах, а не сосредоточена в разрозненных, пусть даже богатых телах хром-платиновых руд.

Важными наблюдениями, сделанными во время эксплуатации мелких хром-платиновых рудопроявлений является исключительное нахождение платины среди хромитовой массы в эпигенетических по А.Н. Заварицкому [12], т.е. жильных хромититах. Боковые породы в таких проявлениях бедны платиной. Даже в петельчатых и брекчиевидных рудах скопления платиноидов наблюдаются только в хромитовом цементе. Для сингенетических [12] или шлировых хромититов (прожилково-вкрапленный тип), характерны вкрапленные, пятнистые, полосчатые текстуры и расплывчатые границы как самих тел хромититов, так и ассоциирующего с ними платинового оруденения. Вмещающие дуниты в этом случае, как было выяснено при разработке подобных рудопроявлений также могут быть платиноносными.

Важными с промышленной и с научной точки зрения выводами увенчались поисковые работы на Светлоборском и Вересовоборском массивах, проведенные в 1946-1950 и 2001гг.

Основными результатами этих работ [64, 71, 72] стало отсутствие наличия прямой связи платиноносности дунитов данных массивов с хромитоносностью, зернистостью, серпентинизацией и степенью выветривания дунитов, приуроченность большей части проб с промышленными содержаниями платины к участкам дунитов, контактирующих с жильными образованиями - дайками пироксенитов, горнблендитов, иситов.

Платина по Ю.М. Телегину [72] связана не столько с хромитовой вкрапленностью и шлирами, сколько с широкими, протяжёнными линейными тектоническими зонами, в пределах которых на дуниты накладывались гидротермально-метасоматические процессы. Процессы гидротермальных изменений выражаются здесь не только в площадной и линейной серпентинизации как на Нижнетагильском массиве, но и развитию огромного количества серпентиновых, серпентин-хлоритовых и флогопитовых жил.

Был выявлен новый тип платинометалльной минерализации, приуроченный к приконтактовой зоне дунитового ядра. Здесь отсутствуют хромитовые сегрегации и платина находится непосредственно в дунитах в виде преимущественно мелких идиоморфных кристаллов размером 10-100 мкм. Минерализованная зона имеет достаточно большую до 1200 м протяженность и ширину до 45 м. В пределах этой зоны, выделяемой по содержанию 0,1 г/т находятся линзы обогащенных дунитов (до 22 г/т), часто приуроченные к контактам с горнблендитовыми и пироксенитовыми дайками. Сами дайки при этом безрудные, хотя в них все же отмечается незначительное повышение фона. Обогащенные линзы содержат более крупные до 1 мм выделения платины, иногда в срастаниях с вкрапленным хромшпинелидом.

Благодаря более равномерному распределению платины и наличию повышенного по сравнению с безрудными дунитами геохимического фона, минерализованная зона была обнаружена в результате литогеохимической съемки, впервые применившейся на массивах Платиноносного пояса Урала для поисков коренного платинометалльного оруденения.

В пределах Вересовоборского массива и в центральной части Светлоборского литогеохимическое опробование по вторичным ореолам выявило лишь единичные аномальные пробы. Для выявления аномалий потребовалось сгущение сети, повторное опробование и проходка канав. Т.е. в центральных частях массивов, где развиты процессы перекристаллизации дунитов, образования хромитовых сегрегаций и платина распределена более неравномерно, литогеохимия может быть эффективна только при частой сети опробования.

Таким образом, история изучения коренной платиноносности Нижнетагильского и Светлоборского массивов на Урале, а также Гальмоэнанского в Корякии [42] в полной мере не отвечает на вопрос: "Как искать?". Предпринятые с разной степенью успешности попытки выявления локальных перспективных участков, проведенные тематические исследования показывают, что в пределах Нижнетагильского, Светлоборского и, по-видимому, других зональных массивов существует два типа потенциально промышленно-значимого оруденения платиноносных хромитовых дунитов, содержащих скопления сегрегаций хромшпинелидов, а также собственно тела платиноносных хромититов (хром-платиновых руд) и линейных минерализованных зон платиноносных дунитов приконтактовых частей дунитовых ядер массивов.

геологоразведочным работам, так и к оценке качества минерального сырья. Положительный опыт применения геохимических методов поисков оруденения типа минерализованных зон на Светлоборском массиве ставит вопрос о возможности использования достижений современной геохимии для поисков и оценки других типов руд. Необходимость выявления геохимических закономерностей платиноносности, исследования вещественного состава руд и самой платиновой минерализации делают тему изучения геохимии хром-платинового типа оруденения весьма актуальной. Выявлению геохимических особенностей хромититов и ассоциирующего с ними платинометалльного оруденения посвящена эта работа.

ГЛАВА 2 ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ НИЖНЕТАГИЛЬСКОГО И СВЕТЛОБОРСКОГО

МАССИВОВ, УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ И МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ

ХАРАКТЕРИСТИКА ХРОМИТИТОВ

2.1 Геолого-структурная позиция и формационная принадлежность и вопросы происхождения Нижнетагильского и Светлоборского массивов Платиноносного пояса Урала [8, 10, 11] * * 1–16 массивы Платиноносного пояса Урала: 1 – Ревдинский, 2 – Тагило-Баранчинский, 3 –Нижнетагильский, 4 – Арбатский, 5 – Качканарский, 6 – Светлоборский, 7 – Вересовоборский, 8 – Павдинский, 9 – Косьвинский, 10 – Кытлымский, 11 – Княспинский, 12 – Кумбинский, 13 – Денежкинский, 14 – Помурский, 15 – Чистопский, Ялпинг-Ньерский, 16 – Хорасюрский.

Тагило-Магнитогорская, V – Восточно-Уральская, VI – чехол Западно-Сибирской платформы.

ГУГР - главный уральский глубинный разлом.

----------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- ------------------По особенностям внутреннего строения массивы ППУ делятся на два типа концентрически-зональные и линейно-блоковые. Классическими представителями зональных массивов, помимо уральских считаются массивы юго-востока Аляски. В зарубежной литературе они получили название зональных массивов аляскинского типа, в нашей уральского. В настоящее время используется компромиссный вариант - массивы уралоаляскинского типа.

В пределах ППУ выделяется два типа концентрически-зональных массивов автономные тела (Нижнетагильский, Светлоборский, Вересовоборский массивы) и тела структурно собранные в блоки с габбровыми массивами (Каменушинский, Желтая Сопка, Гладкая Сопка и др.). Все они внедрены в метаморфизованные в зеленосланцевой фации вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы позднеордовикского возраста ТагилоМагнитогорской мегазоны.

Нижнетагильский и Светлоборский массивы залегают среди метаморфизованных базальтоидов выйской свиты (O2-3vs). Севернее Нижнетагильского массива располагаются плагиоклазовые и пироксен-плагиоклазовые порфириты андезито-базальтового и базальтового состава. К югу, ближе к массиву по мере увеличения динамотермальных метаморфических изменений пород, порфириты переходят в порфиритоиды, зеленые сланцы, соссюритроговообманковые сланцы ("кытлымиты") и амфиболиты. Толща метабазальтоидов выйской антиклинальную складку, огибает его на севере, смыкаясь к югу. Контакты массива со вмещающими роговиками тектонические [30, 54, 69].

Вмещающие породы Светлоборского массива представлены зелеными сланцами, ореолом "кытлымитов" и микроамфиболитов выйской свиты O2-3vs. Падение зеленых сланцев и "кытлымитов" восточное: на западном контакте - 40-60о, на восточном - 60-90о. Западный и восточный контакты массива тектонизированы [16, 68].

Нижнетагильский и Светлоборский массивы относятся к первой фазе качканарского интрузивного комплекса [68,69], соответствуя по А.А. Ефимову т.н. "эпидунитовому" комлексу Платиноносного пояса Урала. О.К. Иванов [16] относил Нижнетагильский массив к тагильскому интрузивному комплексу.

Геотектоническое положение зональных массивов ППУ трактуется с двух точек зрения:

А.А. Ефимов [10] относит их к нижнесилурийским субплатформенным рифтогенным образованиям; вторая точка зрения заключается в отнесении их к островодужным образованиям. Необходимо отметить, что массивы часто имеют сорванные тектонические контакты со вмещающими породами. Однако, наличие по переферии ореолов вулканитов, метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации свидетельствует о пространственной связи ультрамафитовых массивов и вулканогенных, вулканогенно-осадочных пород окружения, традиционно относимых к образованиям древней островной дуги.

В настоящее время рассматривается три основных механизма образования дунитов ядер массивов: реститовый - внедрение в твердопластичном состоянии мантийного материала в верхнюю кору в виде диапира; магматический - внедрение и дифференциация в магматической камере базальтовой, пикритовой или тылаитовой магмы; "промежуточный" - частичное или полное плавление и подъем пород верхней мантии зоны "мантийного клина", образующегося между погружающейся океанической плитой и континентальной земной корой под действием восходящего теплового потока и расплавов (базальтовых, андезитоидных либо других) от зоны субдукции.

В соответствии с этим, часть исследователей, отмечающих катакластические структуры и другие признаки пластических деформаций, считают дуниты зональных массивов первично магматическими породами, подвергшимися интенсивным метаморфическим изменениям, произошедшими в ходе их внедрения из мантии в горячем твердопластичном состоянии, а другая часть - магматическими породами, кумулатами некого исходного расплава базальтового, андезитового или другого состава на которые наложены постмагматические процессы перекристаллизации и локальных пластических деформаций.

На происхождение клинопироксенитов оторочки есть две точки зрения:

метаморфогенная - клинопироксениты являются контактово-метасоматическими породами, образующимися в результате взаимодействия дунитового расплава на вмещающие вулканиты (клинопироксенитовые скарны); магматическая - клинопироксениты являются самостоятельной более поздней магматической фазой, воздействующей на дуниты с образованием верлитов метасоматического происхождения. В пользу второй точки зрения свидетельствуют наблюдаемые вблизи экзоконтакта клинопироксенитов ксенолиты вмещающих пород, прерывистость клинопироксенитовой оторочки, дайки клинопироксенитов в дунитах.

Отдельным вопросом остается возраст дунитов и клинопироксенитов зональных массивов Платиноносного пояса Урала. В настоящее время имеется целый набор абсолютных возрастных датировок, проведенных разными методами - от 200 до 2840 млн. лет. Такой большой разброс приводит к разнообразным интерпретациям полученных данных и говорит также о сложной многостадийной истории формирования массивов. Геологические наблюдения свидетельствуют о позднеордовикском раннесилурийском времени внедрения Нижнетагильского и Светлоборского массивов во вмещающие вулканогенные, вулканогенноосадочные толщи. Этому промежутку времени соответствует ряд U-Pb датировок по цирконам клинопироксенитов и горнблендитов Светлоборского массива.

Архейские датировки некоторых цирконов дунитов Нижнетагильского массива могут объясняться либо их ксеногенностью по отношению к последним [34, 57], либо тем, что они отражают возраст дунитовой мантии [31]. А более молодые, чем 400-570 млн лет характеризуют по всей видимости разнообразные наложенные геологические процессы.

Согласно легенде государственной геологической карты М 1:200 000 [68, 69] возраст дунитов и клинопироксенитов Нижнетагильского и Светлоборского массивов принимается позднеордовикским.

2.2 Геологическое строение Нижнетагильского и Светлоборского массивов Геологическое строение Светлоборского и, в особенности, Нижнетагильского массивов А.Н. Заварицкого [12], А.Г. Бетехтина [1], И.А. и Л.В. Малаховых [30] и О.К. Иванова [16].

Нижнетагильский массив расположен к западу от Тагильского габбрового массива и отделен от него ороговикованными метабазальтами выйской свиты (O2-3vs) - т.н.

"кытлымитами". Массив имеет грушевидную вытянутую овальную форму размером 6х13,9 км площадью 50,1 км2 и состоит из дунитового "ядра" и клинопироксенитовой "оболочки".

Дунитовое ядро, площадью 27 км2 при длине 10,5 км расширяется в южной части до 5,5 км, напоминая своей формой по метким замечаниям некоторых исследователей беременную женщину. Анализ гравиметрических данных показывает, что гравитационный максимум массива находится к северо-востоку от него в районе горы Ипатова. Таким образом, Нижнетагильский массив представляется гарполитообразным телом, западный и восточный контакты которого достаточно полого погружаются на восток [16]. Дунитовое тело Нижнетагильского массива именуют также дунитовым массивом горы Соловьева. Это название также достаточно широко вошло в литературу.

О.К. Иванов [16] в пределах массива выделял три группы породных ассоциаций ультрамафическую, включающую дуниты, верлиты и клинопироксениты, габбровую и серпентинитовую. Среди ультрамафитов он различал первичные и постмагматические породные образования. Первичные ультрамафиты слагают дунитовое ядро и клинопироксенитовую оболочку. Постмагматическая ассоциация наложена на первичные ультрамафиты и представлена перекристаллизованными дунитами, хромитовыми жилами и ультрамафическими пегматитами [14, 16].

Дуниты и аподунитовые серпентиниты Нижнетагильского массива слагают гору Соловьева, Большую Шурпиху и ряд гор в центральной части массива. Макроскопически дунит представляет собой массивную породу от темно-зеленого и почти черного до бурого и оливкового цвета. Цвет зависит от интенсивности серпентинизации. Дуниты, в наименьшей степени затронутые серпентинизацией имеют темно-зеленый цвет, а зернистые агрегаты оливина стеклянный блеск. По крупности зерен оливина различают тонко-, мелко-, средне-, крупно- и гигантозернистые дуниты. Среди структур различаются панидиоморфнозернистая, а также катакластические структуры.

Наиболее подробные геологические карты и планы Нижнетагильского и Светлоборского массивов были составлены О.К. Ивановым [16]. Его методика картирования дунитовых ядер массивов основывалась на связи размерности зерен хорошо видимого невооруженным глазом на выветрелой поверхности дунита хромшпинелида с оливином. Размер зерен хромшпинелида для мелкозернистых дунитов составляет 0,2-0,5 мм, для среднезернистых - 0,5-1,0 мм, для крупнозернистых - 1,0-3,0 мм, для грубозернистых дунит-пегматитов - более 3 мм. Применение подобной методики обуславливалось невозможностью надежного оперативного картирования дунитов, в особенности их серпентинизированных разностей и серпентинитов, а также рядом трудностей, связанных с широким распространением наложенных процессов рекристаллизации дунитов.

Разработанная О.К. Ивановым систематика генетических типов дунитов включала в себя выделение первичных дунитов, постмагматически-перекристаллизованных и вторично перекристаллизованных дунитов, милонитизированных и рекристаллизованных дунитов. Среди первичных дунитов им выделялись тонкозернистые с равномерным распределением акцессорного хромшпинелида протодуниты, мелкозернистые полиэдрические и порфировидные с равномерным распределением акцессорного хромшпинелида квазидуниты, ассоциирующие с прото- и квазидунитами оливиниты, а также диопсидовые дуниты. Среди перекристаллизованных т.н. пердунитов им выделялись мелко-, средне-, крупнозернистые дуниты, миаролитовые и диопсидсодержащие перекристаллизованные дуниты. Увеличение зернистости оливина сопровождается увеличением размера зерна вкрапленного хромшпинелида и закономерным уменьшением их количества в пересчете на квадратный постмагматически-перекристаллизованных дунитов. Миаролы представляют собой ксеноморфные обособления между зернами оливина, сложенные "офитом", хлоритом, диопсидом, флогопитом, хромандрадитом, сульфидами.

В целом, минеральный состав дунитов достаточно однообразен. Помимо оливина, количество которого вследствие серпентинизации составляет обычно 40-50 % (97-99,5 % без учета серпентина) в его состав входит хромшпинелид и могут присутствовать диопсид, хлорит, гранат, карбонаты, сульфиды, минералы платиновой группы. Серпентинизация, как было показано Ю.А. Волченко и др. [43, 44] постепенно затухает с глубиной - примерно на 400 м в скважинах встречаются практичесски несерпентинизированные дуниты. И.А. и Л.В. Малаховыми [30] приводится средний химический состав дунита Нижнетагильского массива в пересчете на безводную разность: SiO2 - 40,47 %, MgO - 49,37 %, FeO (общее) Al2O3 - 0,95 %, Cr2O3 - 0,51 %, CaO - 0,20 %, NiO - 0,144 %, MnO - 0,11 %, Na2O - 0,022 %, CoO - 0,016 %, K2O - 0,005 %, TiO2 - следы. Состав оливина соответствует форстериту.

Железистость колеблется в диапазоне от 6 до 12 % фаялитовой составляющей, составляя в среднем 7-8 % фаялитового минала. Как было показано В.Р. Шмелевым с соавторами [54], железистость оливина закономерно уменьшается от мелкозернистых к крупнозернистым разностям дунитов, при этом нарастает его магнезиальность. Последнее обстоятельство характерно и для вкрапленного хромшпинелида, в котором с увеличением зернистости дунита крупнозернистых разностей дунитов и дунит-пегматитов наиболее близки к таковым из хромититовых жил, что косвенно может говорить об их генетическом сродстве.

ультрамафических пегматитов. Недифференцированные дунит-пегматиты располагаются в пределах полей крупнозернистых дунитов, частично дифференцированные дунит-пегматиты, характеризующиеся некоторой зональностью и наличием мелких миарол, заполненных "офитом" с хлоритом, гранатом, хромдиопсидом и располагаются в пределах полей мелкозернистых дунитов, дифференцированные или камерные пегматиты - жилы заполнения или полости с друзами оливина, хлорита расположены преимущественно в периферической части дунитового ядра.

Нижнетагильский массив является эталонным объектом среди зональных массивов урало-аляскинского типа с точки зрения изучения коренного хром-платинового оруденения, связанного с хромитовыми сегрегациями в дунитах. Хромититовые жилы развиты исключительно в пределах дунитового ядра и имеют определенно эпигенетическое по отношению к дунитам положение. По О.К. Иванову [16] хромититы приурочены к периферийным частям полей средне- и крупнозернистых перекристаллизованных дунитов, образуя участки, полосы или зоны дунитов, обогащенных хромититовыми жилами.

Клинопироксенитовая оболочка Нижнетагильского и Светлоборского массивов впервые была описана Н.К. Высоцким. О.К. Иванов выделял первичные мелко- и среднезернистые клинопироксениты, продукты их перекристаллизации, продукты милонитизации и рекристаллизации клинопироксенитов, жильные образования. Установлено зональное строение оболочки. На контакте с дунитами располагаются верлиты, далее они сменяются оливиновыми и мономинеральными клинопироксенитами, а затем магнетитовыми и плагиоклазовыми их разновидностями. Крупнозернистые и пегматоидные разности клинопироксенитов на Нижнетагильском массиве отмечаются достаточно редко, что нельзя сказать о Светлоборском массиве. Переходы между дунитами, верлитами и разновидностями клинопироксенитов постепенные. Жильная фация клинопироксенитов на Нижнетагильском массиве, в отличие от Светлоборского распространена очень ограниченно. В юго-западной части дунитового ядра массива отмечаются тела клинопироксенитов в дунитах. В одних случаях они интерпретируются как жильные тела, дайки клинопироксенитов, а в других - как т.н. "втеки", клинья или неэродированные останцы клинопироксенитовой каймы.

Внутренняя граница клинопироксенитов имеет извилистый характер. Особенно ярко это проявлено в северо-восточной и юго-западной части Нижнетагильского массива. Такая граница между дунитами и клинопироксенитами объясняется наличием повышений, понижений и врезов рельефа - логов, т.е. разной степенью эродированности при относительно пологом пространственном расположении этого контакта.

На рисунке 2.2 изображена схематическая геологическая карта Нижнетагильского клинопироксенит-дунитового массива.

Рисунок 2.2 - Схематическая геологическая карта Нижнетагильского клинопироксенитдунитового массива [4, 16, 54, 69].

Примечание: 1 - тонко- и мелкозернистые дуниты (1О3k); 2 - средне- и крупнозернистые дуниты (1О3k); 3 - верлиты; 4 - клинопироксениты (1O3k); 5 - габбро (2O3k); 6 - шурпихиты (брусит-магнетит-антигоритовые породы) (brs); 7 - мелкозернистые амфибол-плагиоклазовые породы («кытлымиты») (O3-S1vs); 8 - амфиболиты (O3-S1vs); 9 - базальты, андезито-базальты, зеленые сланцы выйской свиты (O2-3vs); 10 - хлорит-серицит-кварцевые, углеродистокварцевые сланцыя пальничнинской свиты (O1-2pl); 11 - известняки, доломиты, глинистые сланцы объединенные (S2-D2); 12 - платиноносные техногенные и аллювиальные отложения (Q); 13 - тектонические нарушения; 14 - гидросеть; 15 - элементы залегания: минеральная уплощенность, сланцеватость, полосчатость; 16 - горизонтали рельефа. I – Нижнетагильский массив; II – Тагильский массив.

Клинопироксениты - темные зеленовато-серые породы, состоящие как правило на 80из клинопироксена, 5-15 % оливина, а также амфибола и титаномагнетита. Клинопироксен - умеренно-глиноземистый диопсид, содержащий 2-4 % Al2O3 и варьирующей железистостью f = 0,1-0,2 [54].

Габбровая ассоциация Нижнетагильского массива представлена псевдолейцитовыми тылаитами [50], описанными в северо-восточной части массива и слагающими своеобразную "нашлепку" на клинопироксенитах, а также роговообманковыми соссюритизированными габбро, составляющими несколько тел на юго-западном контакте массива [16]. Тылаиты были описаны на Кытлымском массиве ППУ. Это порфировые меланократовые оливинклинопироксеновые породы. Порфировые вкрапленники представлены идиоморфным зональным клинопироксеном в количестве до 40 %. Основная масса сложена клинопироксеном, оливином, флогопитом и рудным минералом. Интерстиции между цветными минералами (10андезином, калиевым полевым шпатом и ортоклаз-нефелиновыми срастаниями, называемыми псевдолейцитом [54].

Серпентинитовая ассоциация представлена лизардитовыми и лизардит-хризотиловыми объемными, антигоритовыми жильными серпентинитами, а также т.н. "шурпихитами" магнетит-брусит-антигоритовыми серпентинитами, слагающими широкую полосу до 700 м мощностью в западном контакте массива и маркирующие интенсивно тектонизированную зону в западной части Нижнетагильского массива.

Светлоборский клинопироксенит-дунитовый массив площадью 20 км2 слагает пологие холмы Светлого Бора и находится в 3 км от пос. Косья близ горы Качканар Свердловской области на Среднем Урале. Массив относится к качканарскому интрузивному комплексу и входит в цепочку концентрически-зональных массивов Платиноносного пояса Урала. Имеет позднеордовикский возраст и залегает среди зелёных сланцев выйской свиты среднего – верхнего ордовика, превращённых в приконтактовых зонах в кытлымиты и микроамфиболиты [16]. Форма массива линзовидная, вытянутая в субмеридиональном направлении на 7,5 км при ширине 4,5 км, согласная с северо-западным простиранием вмещающих пород.

Гравиметрические данные указывают на клиновидную форму тела в разрезе, неглубокое залегание нижней кромки массива (0,8–2,4 км) [68]. Предполагается, что наряду с соседним Вересовоборским клинопироксенит-дунитовым массивом, Светлоборский массив круто на восточном контакте и полого на западном падает под Качканарский габбро-пироксенитовый массив и является пластообразной апофизой Качканарского комплекса.

Массив состоит из дунитового ядра площадью 14 км2 и клинопироксенитовой оболочки шириной от 250 м до 1,5 км (рисунок 2.3). Центральную часть дунитового ядра слагают среднеи мелкозернистые 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.

Среди северного и южного поля средне- и мелкозернистых дунитов отмечаются две зоны развития жильных хромититов. Периферическая часть ядра (кольцо шириной 0,1–2 км) сложена тонкозернистыми дунитами, прорванными дайками клинопироксенитов, магнетитовых клинопироксенитов, хромдиопсидитов, флогопит-хромдиопсидовых пород, горнблендитов, горнблендит- пегматитов, апатитовых горнблендитов и иситов мощностью до 2 м. К дайкам иситов, габбро и горнблендитов приурочены зональные офит-хлоритовые и офитантофиллитовые прожилки мощностью до 3 см. Клинопироксенитовая оболочка прерывистая и по всей периферии массива не прослеживается. Отмечаются мономинеральные, оливиновые, магнетитовые и флогопитовые разности. На контакте с "кытлымитами" и дунитами встречаются милонитизированные клинопироксениты. Горнблендиты развиты также в западной и восточной частях массива на контакте клинопироксенитов с кытлымитами и внутри клинопироксенитовой оболочки. Дунит-пегматиты в пределах массива не выявлены [16].

В Светлоборском массиве хромититовые жилы редки и имеют достаточно ограниченное распространение. Они распределены по периферии зон среднезернистых дунитов, главным образом в южной части массива. Установлено, что вмещающие хромититовые жилы дуниты имеют специфические структурные особенности. Наиболее продуктивные породные ассоциации приурочены к участкам с признаками интенсивного динамического преобразования рекристаллизацией с образованием катакластических и милонитовых структур, в результате чего формировались порфирокластическая и мозаичная микроструктуры породы.

Похожие замечания были сделаны и для Нижнетагильского массива. С.А. Кашин отмечал наличие определенных зон или тектонических направлений, заложенных еще в стадию формирования массива, в пределах которых обособлялись платиноносные сегрегации сопровождавшиеся дроблением, милонитизацией и более интенсивной серпентинизацией вдоль них [33].

Рисунок 2.3 - Схематическая геологическая карта Светлоборского клинопироксенит-дунитового массива [4, 16, 68, 72].

Примечание: 1 - тонко- и мелкозернистые дуниты (1О3k); 2 - средне- и крупнозернистые дуниты (1О3k); 3 - клинопироксениты (2O3k); 4 - титаномагнетитовые клинопироксениты (2O3k); 5 - габбро (2O3k); 6 - горнблендиты (2O3k); 7 - дайки иситов, горнблендитов и клинопироксенитов; 8 - кытлымиты, зелёные сланцы выйской свиты (O2-3vs); 9 - платиноносные техногенные и аллювиальные отложения (Q); 10 - тектонические нарушения; 11 - гидросеть; - горизонтали рельефа. I - Вересовоборский массив, II - Светлоборский массив, III Качканарский массив.

Нижнетагильский и Светлоборский клинопироксенит-дунитовые массивы являются наиболее крупными зональными массивами в пределах Платиноносного пояса Урала.

Доступность для изучения, значительный эрозионный срез, наличие связанных с ними крупнейших в мире платиновых россыпей и ряд положительных поисковых работ, проведенных в последнее время делают их коренные источники несмотря на отрицательные выводы о возможности выявления промышленно-значимого платинового оруденения, сделанные в начале-середине прошлого столетия объектами, заслуживающими пристального внимания не только с точки зрения решения вопросов петрологии, минералогии и геохимии ультраосновных горных пород этой формации, но и с прикладной практической точки зрения.

2.3 Условия залегания и структурно-текстурные особенности хромититов В дунитах Нижнетагильского и Светлоборского массивов выделяются хромититы четырех петрографических типов: жильный и прожилково-вкрапленный, связанные с линейными тектоническими зонами и узлами их пересечений; вкрапленный, получающий развитие в полях средне-, крупнозернистых и пегматоидных дунитов и миароловый, представленный маломощной (до 2 см) залежью хромшпинелида и хроммагнетита на нижней поверхности минерализованной полости - камерного (дифференцированного) по О.К. Иванову [16] Нижнетагильского массива.

Хромититы всех четырех типов широко представлены в дунитах Нижнетагильского массива. В дунитах Светлоборского массива хромититы распространены слабее. Это может быть связано разным уровнем эрозионного среза двух массивов. Кроме того, дуниты Светлоборского массива характеризуются в целом пониженным содержанием Cr2O3 и, соответственно, меньшими количествами как акцессорного, так и рудного хромшпинелида.

Нижнетагильского и Светлоборского массивов. По О.К. Иванову [16], основная масса хромититовых жил приурочена к фронту перекристаллизации дунитов, а их конкретное расположение связано с зонами трещинообразования. С.А. Кашин [30], а в последствии Ю.А. Волченко и др. [43, 44] увязывали развитие хромититов с сеткой тектонических зон, существующей внутри дунитового ядра.

По результатам геологического картирования Нижнетагильского массива, выполненного в разные годы Н.К. Высоцким Н.В. Бутыриным, И.А. и Л.В. Малаховыми О.К. Ивановым [14, 16], а в последствии А.В. Неупокоевым и В.Г. Лазаренковым [24], А.А. Савельевым [45], В.Р. Шмелёвым и С.Д. Филлиповой [55] хромититовые жилы в первом приближении образуют скопления в виде полукольца в южной части дунитового ядра, а также несколько небольших областей за его пределами. На крупномасштабных картах [16] эта закономерность кажется расплывчатой. Полукольцо разбивается на ряд сближенных линейных зон преимущественно северо-западного простирания.

Морфология скоплений в дунитах хромититовых прожилков и жил, составляющих рудные тела зависит от их приуроченности к определенным тектоническим направлениям, а также к узлам их пересечений. Ю.А. Волченко и др. [43, 44] выделил несколько таких направлений: субмеридианальное (азимут простирания 170-180°) с крутым падением на восток, субширотное (азимут простирания 270-280°) с крутым падением на север и северо-восток, и северо-западное (азимут простирания (320-350°) с крутыми углами падения на северо-восток или юго-запад. Эти направления фиксируются также зеркалами скольжения, развитием тектонитов, черных антигоритовых серпентинитов, зон жильных метасоматитов флогопитхлорит-тальк-антигоритового состава.

К линейным тектоническим зонам, преимущественно северо-западного простирания, приурочены скопления хромититов, слагающие рудные тела линзовидной формы.

Пространственно они тяготеют к приапикальной части дунитового ядра. Скопления хромититов, приуроченные к узлам тектонической сетки центральной части массива характеризуются чаще всего близизометричной гнездообразной или крутопадающей на восток трубообразной формой. Внутри этих скоплений (рудных тел) хромититовые жилы имеют как правило форму вытянутых линз, нередко переплетающихся между собой и образующих струеобразные тела с разнообразными текстурами.

Прожилково-вкрапленные хромититы характеризуются вкрапленными текстурами.

Иногда вкрапленность переходит в сплошной массивный агрегат зерен хромшпинелидов и вновь во вкрапленность - такая текстура называется пятнистой. Собственно жильные хромититы обладают массивными, сетчатыми, петельчатыми, переходящими иногда в брекчиевую текстурами, а также пористой. Формирование сетчатой, петельчатой и в большинстве случаев брекчиевой текстур происходит в результате заполнения хромитовым агрегатом сложно построенных систем трещин, хотя в отдельных ситуациях в крупных рудных телах таких месторождений, как Госшахта, угловатые обломки дунита в мощной массе сплошного массивного хромитита производят впечатление ксенолитов вмещающих пород, а не останцов метасоматического замещения. Для свиты прожилков хромититов нередки полосчатые текстуры.

На рисунке 2.4 изображены сравнительные фотографии четырех типов хромититов в естественных обнажениях, приполированных образцах, в отраженном свете, в отраженных электронах и объемные изображения, полученные с помощью рентгеновской микротомографии на приборе ScyScan 1272.

а). 1-4 - изображения хромититов в естественных обнажениях; 5-8 - текстуры хромититов в приполированных образцах; 9 - изображение миаролового хромитита в отраженном свете; 10- - изображения хромититов в отраженных электронах; 12 - светлое - гнездообразное выделение минералов платиновой группы (МПГ); 13-16 - объемное изображение хромититов, полученное с помощью рентгеновской микротомографии; 16 - светлые точки - мелкие выделения минералов платиновой группы в жильном массивном хромитите.

2.4 Минералого-петрографическая характеристика хромититов Среди типов хромшпинелидов выделяются акцессорные и рудные. Акцессорные включают в себя мелкие идиоморфные кристаллы и тонкие дендритоподобные выделения в оливине. Рудные хромшпинелиды представлены рассеянной вкрапленностью в дуните, когда размер зерен хромшпинелидов примерно соответствует зернам оливина, и хромшпинелидами, образующими скопления зерен. Эти скопления представлены субизометричными сегрегациями вкрапленного хромшпинелида - вкрапленный хромитит, хромититовыми жилами - прожилкововкрапленного и жильного типов.

Следует отметить такой специфический тип хромшпинелидов, отмеченный только на Нижнетагильском массиве, как миароловый. Он представлен густовкрапленными прослоями хромшпинелида на дне миароловой полости - дифференцированного по О.К. Иванову [14] пегматита. Хромшпинелиды миароловых хромититов зональны по своему строению. Зерна состоят из хромитового ядра и хроммагнетитовой каймы. Иногда отмечается промежуточная зона (рисунок 2.5).

Рисунок 2.5 - Зональное строение зерен хромшпинелида в миароловом хромитите (изображение Состав хромшпинелида и хроммагнетитовой каймы приведен в таблице 2.1.

Таблица 2.1 - Состав хромшпинелидов миароловых хромититов Нижнетагильского массива Примечание: 1-3 - хромит центральных частей зональных зерен хромшпинелидов миароловых хромититов, 4 - хроммагнетит каймы. Анализы выполнены в Институте геологии и геохимии УрО РАН на приборе Cameca SX100, аналитик С.В. Берзин.

По мере удаления от центра зерна к периферии (от 1 к 4) обращает на себя внимание уменьшение содержания хрома, магния, алюминия, титана, марганца, цинка, ванадия и увеличение - железа и никеля. Сам по себе состав хромшпинелидов миароловых хромититов резко отличается от составов хромшпинелидов из вкрапленных, прожилково-вкрапленных и жильных хромититов (глава 4). Для них характерно пониженное содержание магния, алюминия и повышенное железа, марганца, цинка и ванадия. Условия залегания, минеральные ассоциации и химический состав хромшпинелидов говорят об особых по сравнению с другими типами хромититов условиями образования миароловых разновидностей. Представляется, что они сформировались последними в ряду вкрапленные - прожилково-вкрапленные - жильные миароловые.

Жильные массивные и густовкрапленные хромититы прожилково-вкрапленного типа Нижнетагильского и Светлоборского массивов пронизаны тонкой сетью полых или минерализованных трещин, ориентированных преимущественно перпендикулярно к контактам прожилков. Эти трещины заполнены белым землистым хризотилом, офитом (агрегат хризотила и антигорита), хлоритом и карбонатами. В центральных частях массивных жил отмечается пористость. На рисунке 2.6 приведены микрофотографии хромититов в отраженных электронах.

Рисунок 2.6 - Микрофотографии хромититов в отраженных электронах: а – вкрапленный хромшпинелид 3 в серпентинизированном дуните, 1 – оливин, 2 - серпентин; б – густовкрапленный хромитит; в – зональный хроммагнетит 4 среди хромита; г – выделения магнетита 4 в хромшпинелиде 3; д – магнетит 4, ильменит 5, перовскит 6 среди зерен хромшпинелида; е – миллерит 7 в хромите; ж – пентландит 8 в хромшпинелиде; з – халькопирит 9 в хромшпинелиде; и – самородный висмут 10 в хромите.

Вмещающий хромититы сильно серпентинизированный дунит часто содержит вкрапленные зерна хромшпинелида (рисунок 2.6,а). Вкрапленный хромшпинелид боковых частей массивных прожилков ориентирован согласно с простиранием тел хромититов и имеет трещиноватость, направленную по нормали к удлинению линзовидной жилы. Магнетит в виде шлейфовой вкрапленности слагает цепочки зерен в центральных частях серпентиновых прожилков, а также частично замещает зерна хромшпинелида изнутри по микротрещинам (рисунок 2.6,в, г, д). Зерна ильменита из хромититовых жил неоднородны по своему строению, внешняя его часть богаче TiO2. Перовскит (рисунок 2.6,д) кристаллизуется после хромита и ильменита, но до магнетита, замещающего хромшпинелид. Среди сульфидов в хромититовых жилах выявлены миллерит (рисунок 2.6,е), пентландит (рисунок 2.6,ж), халькопирит, галенит (рисунок 2.6,з), а также самородный висмут и самородное железо.

Химический состав хромшпинелидов вкрапленных, прожилково-вкрапленных и жильных хромититов подробно рассмотрен в главе 4.

Для жильных хромититов очень часто отмечаются структуры дробления и катаклаза. На рисунке 2.7. на срезе, выполненном с помощью рентгеновской микротомографии на приборе ScyScan 1272 образца жильного массивного хромитита отчетливо видно дробление хромшпинелида по системе трещин.

Рисунок 2.7. - Катакластические структуры в жильных хромититах. Изображение получено с помощью рентгеновской микротомографии на приборе ScyScan 1272.

В хромититовых жилах отмечаются также хлориты, хромандрадит, хромдиопсид, реликты оливина (рисунок 2.8, а). Хромититовые жилы имеют серпентиновые (хризотиллизардитовые) оторочки, окрашенные в бурый (за счет железа) или зеленый (за счет никеля) цвет мощностью до 5 мм (рисунок 2.8, б). Считается, что такие оторочки возникли за счет большей проницаемости для водных растворов приконтактовых частей хромититов и вмещающих их дунитов в ходе серпентинизации дунитов.

Рисунок 2.8 - Фотографии хромититов в проходящем свете: а - реликты оливина в хромитите, б - серпентиновая кайма вдоль хромититового прожилка.

По размеру среди хромититов преобладают жилы, гнездообразные и шлирообразные тела длиной до первых десятков сантиметров. Реже встречаются жилообразные тела до нескольких метров длиной. Только единичные столбообразные тела имели от 10 до 180 м в длину по падению и до 8 м в поперечнике. Самым крупным и наиболее известным из таких тел платиноносных хромититов является месторождение Госшахта на Нижнетагильском массиве.

Оно было открыто в 1909 г. и отрабатывалось вначале с поверхности вручную старателями, поэтому сначала оно получило название Господской Ямы, а затем подземным способом шахтой до глубины горизонта 183 м. Ниже рассмотрены особенности геологического строения наиболее крупных месторождений и рудопроявлений платины, связанных с телами хромититов на Нижнетагильском и Светлоборском массивах.

2.5 Особенности геологического строения месторождений и рудопроявлений платины, связанных с хромититами Нижнетагильский массив:

Госшахта. По форме рудное тело месторождения Госшахта представлено рудным столбом, имеющим склонение на юго-восток по азимуту 120-130о при падении под углом 75-80о (рисунок 2.9). Рудный столб был представлен системой ветвящихся субпараллельных хромититовых жил чаще всего с массивной текстурой и резкими контактами. Размеры отдельных линзообразных жил в пределах рудного столба редко превышали 1-2 м по падению, а их простирание было преимущественно меридиональным. В лежачем боку рудного тела отмечалось скопление наиболее мощных и протяженных хромититовых жил. На глубине 116 м рудный столб платиноносных хромититов выклинился и до глубины 147 м наблюдалась только рассеянная хромитовая вкрапленность.

Рисунок 2.9 - Продольный и поперечный геологические разрезы месторождения платины Госшахта, Соловьев лог, Нижнетагильский массив [54].

Хромшпинелид из жил и прожилков средне-, крупнозернистый, часто катаклазирован. В хромититах нередко отмечается пористость. Они секутся сетью прожилков серпентиновых и карбонатных минералов, заполняющих пустоты и трещины. Пользуются наибольшим распространением преимущественно в верхних горизонтах месторождения. Хромититовые жилы часто имеют маломощную серпентиновую оторочку. Силикатный цемент хромплатиновых руд представлен серпентинами, оливином, хлоритом, хромандрадитом, хромдиопсидом и карбонатами. Минералы платиновой группы присутствуют в виде рассеянной вкрапленности, гнездовых скоплений и прожилков длиной до нескольких сантиметров.

Распределение платины носило крайне неравномерный гнездовый характер. Значения содержаний в соседних пробах могли отличаться на несколько порядков и иногда достигали значений в первые кг/т. В целом, лежачий бок месторождения и самые верхние горизонты были богаче платиной. Для верхних горизонтов оно могло составлять в среднем 360-450 г/т, а для нижних первые г/т. Оценка среднего содержания металла по всему месторождению исходя из количества механически извлеченной учтенной добытой платины по всем горизонтам составляет 12-14 г/т. Однако, следует учитывать, что потери при обогащении составляли тогда около 50%, т.е. реальные значения средних содержаний платины в хромититах Госшахты были выше.

Крутой лог. Стоит отдельно отметить также рудопроявление №4-00 в Крутом логу. Оно было отработано небольшим карьером. Рудное тело имело гнездообразную форму размером 9х5х6 м (рисунок 2.10).

Рисунок 2.10 - Геологический разрез и погоризонтные планы месторождения платины №4-00, Хромититы характеризовались массивными, брекчиевидными текстурами и крайней неравномерностью распределения платины. Из карьера были пройдены штольни. Одна из них встретила богатейшее столбообразное тело хром-платиновых руд (№4-41). Рудное тело представляло собой серию сближенных неправильной формы гнезд и прожилков хромититов с массивной и брекчиевидной текстурами. Длина рудного тела составляла всего 14 м, а среднее содержание платины 100 г/т. Наиболее обогащенной металлом была верхняя часть рудного столба. Отмечались многочисленные гнездообразные скопления и сростки зерен минералов платиновой группы. В массивных хромититах цемента брекчиевидных руд были обнаружены сплошные платиновые прожилки мощностью до 5 мм. Самый крупный платиновый самородок, добытый из хромититов этого рудопроявления весил свыше 400 г. Необходимо отметить также, что платина находилась также и во вмещающих рудный столб дунитах без тесной связи с хромшпинелидами, однако, ее содержания были на порядок ниже.

Александровский лог. В Александровском логу отмечается наибольшее количество выявленных проявлений хром-платиновых руд. Однако, все они не отличаются выдающимися размерами. Это столбообразные и вытянутые по падению гнездообразные тела хромититов.

Наиболее крупное тело по падению имело длину 16,5 м. При этом, участок Александровского лога характеризуется сближенностью хромититовых тел. Данные по механическому извлечению платины при отработке карьера, в контур которого попало 25 рудопроявлений платиноносных хромититов со средним содержанием платины около 8 г/т показало, что наибольшие ее запасы несмотря на низкие содержания (0,2 г/т) находятся во вмещающих дунитах. Среднее содержание механически извлекаемой платины для хромититовых тел и вмещающих их дунитов составило 0,4 г/т, что было подтверждено в ходе подземных горных работ и крупнообъемного опробования для всего участка Александровского лога.

Сырков лог. Наиболее крупным из рудопроявлений платиноносных хромититов участка Сыркова лога Нижнетагильского массива является т.н. Шахта Карпова (№4-060).

Рудопроявление представляет собой рудный столб, падающий под углом 80-85о, отработанный до глубины 120 м и состоящий из серии выклинивающихся и появляющихся вновь хромититовых жил. На глубине 40 м наблюдалось боковое ответвление, идущее вверх.

Хромититовые жилы имели как резкие, так и постепенные переходы к вмещающим дунитам.

Платина находилась в виде вкрапленных зерен размером до 3,5 мм, гнездообразных скоплений и цепочек. Среднее содержание по рудопроявлению составило 8-10 г/т.

Новый дунитовый карьер. В 1997 г. Ю.А. Волченко и др. [43, 44] в северо-восточной части Нового Соловьегорского дунитового карьера было выявлено рудопроявление Дунитовое.

В отличие от многих отработанных на Нижнетагильском массиве месторождений и рудопроявлений хром-платиновых руд оно представляет собой не трубообразное или гнездообразное, а протяженную линейную форму. Она была прослежена на 300 м по простиранию, 30-40 м по падению и 1-2 м по мощности. Представлена хромитовыми разнозернистыми, в том числе пегматоидными дунитами, насыщенными маломощными телами прожилково-вкрапленных хромититов с вкрапленными, пятнистыми и полосчатыми текстурами. Рудопроявление локализовано в апикальной части дунитового ядра, имеет северозападное простирание и крутое падение. Содержания платины составляют в среднем 1-5 г/т, доходя до 50 г/т. Платина преимущественно мелкая. Реже встречаются крупные выделения, цепочки зерен, причем как правило в самой силикатной матрице, либо на контакте с зернами хромшпинелидов.

Светлоборский массив:

На Светлоборском массиве наиболее крупные жилы и прожилки хромититов встречаются на водоразделе Травянистого, Ильинского, Крутого и Крутенького логов.

Наиболее крупная жила массивных и прожилково-вкрапленных хромититов обнаружена в Крутом логу. Данные бороздового опробования показали содержания платины на уровне 0,6 г/т. Причем наибольшие значения отмечались для краевой зоны хромититового тела и вмещающих его дунитов. Платиновая минерализация в массивных хромититах этого тела представлена в виде мелких (менее 50 мкм) идиоморфных зерен в хромшпинелидах.

Маломощные хромититовые прожилки встречаются и в дунитах рудопроявления Вершинное. В них в том числе отмечены и гнездовые скопления платины видимой невооруженным глазом.

На Светлоборском массиве выделяются два типа жильных хромититов – прожилкововкрапленный и массивный. Все они залегают в дунитах и не выходят за пределы этих пород. На Светлоборском массиве преобладают хромититы прожилково-вкрапленного типа. Хромититы слагают тела линзовидной формы. Мощность отдельных жил составляет первые сантиметры, длина по простиранию – как правило до первых десятков сантиметров. Хромититы могут образовывать линейные струеобразные скопления в виде системы ветвящихся прожилков, мощностью до 0,5 м и длиной до нескольких метров.

ГЛАВА 3 ГЕОХИМИЯ ХРОМИТИТОВ НИЖНЕТАГИЛЬСКОГО МАССИВА

Химический состав хромититов и хромшпинелидов из хромитовых жил зональных массивов Платиноносного пояса Урала рассматривался в работах И.А. Малахова, О.К. Иванова, Ю.А. Волченко, Е.В. Пушкарева и многих других. Однако, круг их исследований ограничивался изучением состава лишь петрогенных элементов в хромититах и хромшпинелидах. В данной работе рассмотрено распределение в хромититах широкого спектра не только петрогенных, но и редких элементов.

Для изучения геохимических особенностей жильных хромититов Нижнетагильского массива в Центральной лаборатории ВСЕГЕИ в Санкт-Петербурге определены содержания элементов, в том числе элементов платиновой группы (ЭПГ) (кроме осмия), золота и серебра.

Проанализированы пробы жильных хромититов южной, юго-западной, западной и северозападной части горы Соловьёва – соловьегорского хромит-платинового рудного поля. Пробы 1Александровский лог, 7 – Каменный лог, 8 – Крутой лог, 9-15 – Соловьев лог (месторождение Госшахта). Образцы хромит-платиновых руд, в том числе и месторождения Госшахта предоставлены музеем ВСЕГЕИ из уникальной коллекции А.Г. Бетехтина. Пробы жильных массивных хромититов – 1, 4, 5, 6, 10, 14, в том числе с брекчиевой текстурой – 8, 12;

хромитовый дунит – 3; густовкрапленные хромититы – 9; прожилково-вкрапленные, переходящие в жильные массивные хромититы – 2; приконтактовые части жильных массивных и густовкрапленных хромититов – 7, 11, 13, 15; проба 11 и 15 - приконтактовые части хромитовых жил и вмещающего их дунита.

рентгеноспектрального флуоресцентного (петрогенные элементы, As, V, Ba) – аналитик Цимошенко Б.А., атомно-абсорбционного (Hg) анализов – аналитик Реутова И.В., ионометрии (F, Cl) – аналитик Копытченко Л.А., инфракрасной спектроскопии (S) – аналитик Тарасова В.Н., масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на приборе «Элан-6100 DRC» (благородные металлы, элементы группы железа, транзитные элементы, крупноионные литофилы, высокозарядные и редкоземельные элементы) – аналитики В.А.

Шишлов и В.Л. Кудряшов определены содержания 70 элементов в пробах платиноносных жильных хромититов Нижнетагильского массива.

3.1 Распределение петрогенных элементов в хромититах Нижнетагильского Вересовоборского, Иовского, Омутнинского и Нижнетагильского зональных массивов Платиноносного пояса Урала рассматривалось ранее в работах О.К. Иванова [16]. Что касается распределения редких элементов, то этот вопрос в настоящее время представляет собой пробел.

Содержание петрогенных элементов в хромититах Нижнетагильского массива по нашим данным приведено в таблице 3.1.

Таблица 3.1 - Содержание петрогенных элементов в хромититах Нижнетагильского массива, мас. %