CC BY
186
ВЕСТНИК ПЕРМСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
2012 Геология Вып. 3 (16)
ГЕОТЕКТОНИКА И ГЕОДИНАМИКА
УДК 551.248.1
Г еодинамические обстановки формирования базальтоидов Тыкотловской площади (Приполярный Урал)
Т.В. Манькова3, С.Б. Сусловъ
аПермский государственный национальный исследовательский университет, 614990, Пермь, ул. Букирева, 15. E-mail: mineral@psu.ru ьООО «Геолайн», 614051, Пермь, ул. Старцева 9/4-33.
E-mail: Geoline_perm@mail.ru
(Статья поступила в редакцию 1 февраля 2011 г.)
Формирование тыкотловской толщи базальтоидов верхнего ордовика происходило в пределах Западно-Тагильской зоны в палеогеодинамической обстановке окраинного спредингового моря (что доказывается составом, возрастом вулканитов и петрохимическими диаграммами). Это позволяет считать район Ты-котловской площади перспективным на колчеданное золото-полиметаллическое оруденение.
Ключевые слова: геодинамика, базальт, Приполярный Урал, колчеданы.
Район проводимых в течение трёх лет исследований расположен на восточном склоне Приполярного Урала в верховьях р.Большая Тыкотлова и административно входит в состав Березовского района Ханты-Мансийского автономного округа -Югры (рис. 1). Прогнозно-поисковые работы на медно-полиметаллические руды в пределах Тыкотловской площади проводятся в соответствии с Программой геологического изучения территории Приполярного и Северного Урала (ХМАО-Ю-гра). После проведения полевых работ сезона 2010 г. и получения обширного фактического материала, а также находок фауны в районе Тыкотловского рудопрояв-ления взгляды на геологическое строение района пришлось несколько пересмотреть и представить следующим образом.
Все стратифицируемые отложения, названные нами из-за отсутствия сходных отложений в Легендах Полярноуральской и Североуральской серий листов тыкотловской толщей (по фауне отвечаю-
щей ашгиллскому ярусу верхнего ордовика), можно разделить на две пачки: нижнюю - сланцевую (апотерригенную) с подчинёнными прослоями базальтоидов и локальными проявлениями риолитового вулканизма (мощность пачки более 750 м) и верхнюю - базальтоидную с подчинёнными прослоями апотерригенных и апо-вулканогенных сланцев (мощность пачки более 1000 м).
Нижняя сланцевая пачка, распространённая на Тыкотловской площади, ранее картировалась как грубеинская свита, перекрывающая кокпельские вулканиты (Цымбалюк, 1975; Миклухо-Маклай, 1972); как сланцевая толща в основании кокпельской свиты (Саранин, 1968ф); или как хомасьинская свита (Мезенцев, 1974ф). В Легенде Полярноуральской серии и в последних отчётах по ГДП-200 и ГДП-1000 (Шишкин, 2005; Шишкин, 2002; Иванов, 2001) эти отложения показаны как верхняя подсвита погурейской свиты.
© Манькова Т.В., Суслов С.Б., 2012
О
0 10 20 30 40 50 км
1----1----1----1-----1----1 г
Участок Тыкотловскин Грунтовая дорога для грузовых
автомобилей высокой проходимости
Тыкотловское рудопроявление / Тракторная дорога
Грунтовая дорога / Зимник
У
Рис. 1. Обзорная карта района работ
Апотерригенные сланцы нижней пачки имеют филлитовидный облик, цвет зеленовато-серый, серый, часто плойчатые, однородные по цвету или тонкополосчатые, сложены кварцем, серицитом, хлоритом и альбитом в различных соотношениях, повсеместно присутствует эпидот (520 %) и лейкоксен (2-15 %), образованы по пелит-алевритовым и алеврит-пелито-вым осадкам, накапливающимся в довольно глубоководных условиях за счет продуктов разрушения вулканогенных пород и, вероятно, с участием туфогенного материала. В сланцах, переслаивающихся с лавами риолитов, обнаружены линзы органогенных известняков с остатками мелких биогермных коралловых построек. По за-
ключению О.Л. Коссовой (ВСЕГЕИ, г.-Санкт-Петербург), колониальные кораллы относятся к Rugosa вида Sogdianophyllum sp. и позволяют определить возраст вмещающих отложений как ашгиллский ярус верхнего ордовика.
Базальты толщи залегают в виде потоков и покровов мощностью от первых десятков сантиметров до п10м, редко до 150 м. Породы имеют преимущественно подушечную и плитчатую отдельность, реже встречаются столбчатая и крупноглыбовая отдельности, обычно в наиболее раскристаллизованных, переходных к до-леритам разностях. Они изменены до зеленосланцевой стадии метаморфизма, сложены мелкозернистыми агрегатами
вторичных минералов - альбитом, хлоритом, соссюритом, актинолитом и эпидо-том в различных соотношениях. Почти повсеместно присутствует лейкоксен (местами раскристаллизованный до сфена) -2-20 %, иногда - стильпномелан - до 20 %, карбонат - до 15 %, кварц - до 10 %, серицит - до 10 %. Из акцессориев встречается апатит в редких зернах. Рудные минералы представлены пиритом - до 0-3 %, халькопиритом - 0-р.з., магнетитом - до 0-3 %, гематитом - до 0-2 % (гематит и магнетит встречаются обычно в смеси с лейкоксеном, как продукты разрушения титаномагнетита).
Текстуры базальтов сланцеватые, флю-идальные, миндалекаменные, ориентированные, реже брекчиевидные и линей-но-такситовые. Структуры бластические, преобладают нематогранолепидобласто-вые и нематолепидогранобластовые. Примерно в 20 % шлифов первичные структуры базальтов не просматриваются. В остальных шлифах наблюдаются афиро-вые и редкопорфировые (псевдоморфозы по вкрапленникам плагиоклаза и пироксена до 10%, размером до 1,5 мм) базальты с реликтовыми структурами - вариолитовы-ми, интерсертальными, микролитовыми, гиалопилитовыми, интерсертально-офито-выми. Реже встречаются порфировые и гломеропорфировые базальты с вкрапленниками (псевдоморфозами) плагиоклаза и пироксена до 45%, размером до 1-6 мм. Такие базальты обычно имеют ориентированную или линейно-такситовую текстуры, структура основной массы обычно бластическая, иногда с реликтами интер-сертально-офитовой и офитовой структур. Пироксен замещен агрегатами хлорита, актинолита (реже уралита) и эпидота в различных соотношениях, иногда присутствует карбонат. В большинстве шлифов основной плагиоклаз полностью соссюри-тизирован либо в агрегатах преобладающего соссюрита присутствуют мелкозернистые альбит, эпидот и примеси других вторичных минералов. В спилитизирован-ных базальтах основной плагиоклаз заме-
щен альбитом с небольшим количеством других вторичных минералов.
Исходя из вышеизложенного, можно сказать, что базальты формировались в подводных обстановках (подушечная отдельность, спилитизация). Преобладание афировых разностей, широкое распространение вариолитовых и микролитовых структур, миндалекаменных текстур характерны для базальтов зон спрединга [5].
Субвулканические образования представлены долеритовыми и расслоенными пикрит-долеритовыми силлами, широко распространёнными по всей площади исследований.
Размеры тел варьируют от 1 до 500м по мощности и от первых сотен метров до 10км в длину. Строение тел довольно однородное, наблюдается некоторое увеличение зернистости к центру силлов. Появление миндалекаменных разностей и брекчирование пород в верхней части отдельных тел, а также местами наличие шаровой отдельности в долеритах свидетельствуют о внедрении интрузий в водонасыщенные неконсолидированные осадки, т.е. эти образования сформировались в целом синхронно с отложениями верхнего ордовика. В подошве и кровле тел развиты зоны ороговикования мощностью 13 м.
В расслоенных пикрит-долеритовых силлах протяженность пикритовых тел составляет первые сотни метров, мощность ультраосновной части 5-50 м при общей мощности силлов 50-200 м. Пикритовая составляющая силлов хорошо выделяется на местности по тёмно-бурым коркам выветривания. Смена пикритовой фазы доле-ритовой происходит постепенно, через пикродолеритовые разности.
Макроскопически долериты - от зеленовато-серых до тёмно-зеленовато-серых, массивные породы с крупноглыбовой, толстоплитчатой и столбчатой отдельностью. Столбчатая отдельность разнообразная: веерообразная с уплощен-
но-шестигранными сечениями, отдельность типа "поленница дров" или карандашная с изометрично-шестигранными
сечениями, с неправильно-четырехгранными сечениями. В пределах тел наблюдаются зоны эпидотизации, обогащения стильпномеланом и сульфидами. В основном долериты мелко-среднезернистые, иногда разнозернистые и порфировидные. На экзоконтакте - зоны ороговикования мощностью до 3 м, в которых в виде линзовидных тел часто наблюдаются адино-лы (натриевые метасоматиты кварц-эпи-дот-альбитового состава по пелитовым породам). Широкое распространение адинол отмечалось на Приполярном Урале и ранее [4].
Под микроскопом в долеритах наблюдаются нематогранолепидобластовые и лепидонематогранобластовые структуры, реликтовые мелко- и среднезернистые офитовые, пойкилоофитовые, порфировидные, габброофитовые структуры и массивные, реже ориентированные, линейно- и шлирово-такситовые текстуры. Породы сложены псевдоморфозами по пироксену (30-55%), псевдоморфозами по основному плагиоклазу (35-60%), повсеместно присутствует лейкоксенизирован-ный титаномагнетит (4-12) %. Пироксен замещён уралитом, хлоритом, чаще агрегатами этих минералов с примесью эпидо-та и актинолита. Основной плагиоклаз замещен преобладающими соссюритовыми агрегатами, в спилитизированных долери-тах - альбитом. В качестве поздних наложенных минералов часто присутствуют кварц, карбонат и самый поздний -стильпномелан.
В аншлифах описаны: титаномагнетит, разложенный до лейкоксена и магнетита -5-9 %; ильменит лейкоксенизированный -2-4 %; халькопирит - 0,5-1 %; пирит -р.з.-1,5 % (редко - до 10%); стильпноме-лан - 2-15 %.
Общей особенностью химического состава всех отобранных зерен пироксенов (табл.1) является преобладание, помимо кремнезема, следующих компонентов: FeO*, MgO и СаО. Иногда в повышенных содержаниях присутствует глинозем. Постоянно обнаруживается оксид натрия (до 2% и выше). В незначительных количе-
ствах отмечены ванадий и титан. Практически полностью отсутствует хром. По заключению проф. ПГНИУ Б.М. Осовецко-го данный химический состав отвечает клинопироксенам с разным соотношением компонентов. Основными из них являются диопсид, авгит, клиногиперстен, жадеит, геденбергит, клиноэнстатит, ферроса-лит. Сравнение данных микрозондового анализа с данными других исследователей, опубликованными в научной литературе, позволяет назвать основную массу зерен изученных пироксенов натриевыми диопсид-авгитами.
Пикриты имеют структуры нематоле-пидобластовые, реликтовые порфировые с витрофировой основной массой и крипто-вые с апостекловатым базисом, часто в сочетании с элементами пойкилитовой структуры. Сложены псевдоморфозами по оливину (25-60 %) часто 2-х генераций, псевдоморфозами по пироксену (20-60 %), измененным вулканическим стеклом (10-40 %), в подчиненном количестве (до 10 %) присутствует керсутит, разложенная слюда группы биотита, пироксен 2-й генерации - обычно частично замещенные авгит или титанавгит, титаномагнетит, хромит, магнетит, лимонитизирован-ные сульфиды. Вкрапленники представлены идиоморфным оливином, гипидио-морфным или ксеноморфным пойкилито-вым пироксеном. Слюда и керсутит образуют ксеноморфные зерна, иногда обрастают оливин. Керсутит встречается в виде зон в амфиболе, замещающем титанистый пироксен. Вторичные минералы - тальк, серпентин, тремолит, хлорит, актинолит, лейкоксен.
В аншлифах встречены следующие рудные минералы: ильменит (2%) - ксено-морфные зерна и пластинки в магнетите, магнетит (1,5 %) в самостоятельных октаэдрических зернах и в виде кайм вокруг хромшпинели, хромшпинель (0,5 %), совместные ксеноморфные выделения пирротина и пентландита (0,5 %), иногда с халькопиритом.
Таблица 1. Химический состав зерен пироксенов, мас. %
Оксид Проба 4008-8
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
ЙО2 54,45 31,07 57,38 53,14 53,32 52,57 53,23 49,33 50,55 54,26
ТЮ2 0,06 0,06 0 0,07 0 0,06 0 0,13 0,15 0
АШз 2,91 19,41 1,71 2,73 3,84 2,17 1,82 2,80 6,89 2,73
СГ2О3 0 0 0 0 0 0 - 0,06 0 0
V 2О3 - 0,28 0,13 0,30 0,16 0,13 - - - 0,28
М80 10,65 12,88 12,54 10,01 9,86 10,43 10,68 8,63 11,98 10,72
FeO* 20,34 35,59 19,03 21,83 21,33 20,53 21,97 25,81 21,40 19,92
СаО 9,70 0,21 11,31 10,02 9,43 9,88 10,97 11,39 6,68 9,47
МпО 0,39 0,50 0,35 0,37 0,34 0,36 0,43 0,45 0,40 0,33
^20 1,68 0 0,74 1,39 1,86 1,18 0,74 1,17 1,33 1,67
К2О 0,16 - - 0,15 0,18 - 0,15 0,22 0,17 0,19
Сумма 100,32 100 103,19 100 100,32 97,29 100 100 99,56 99,56
Проба 3003-22
11 12 13 14 15 16 17 18 19
ЙО2 51,84 52,62 45,40 55,26 55,31 53,08 46,59 45,07 53,86
№ 0,08 0 0 0,08 0,05 0,15 0,08 0,13 0,04
А12О3 6,95 2,33 2,77 2,31 3,13 2,80 4,39 3,96 2,24
СГ2О3 0 0 0 0 0 - - 0 0
V 2О3 0 0,21 0,32 0,17 0,14 - 0,20 0,15 0,20
М80 7,28 10,26 7,14 11,48 11,74 9,64 8,96 8,54 10,84
Fe0* 30,42 22,21 31,03 19,10 18,09 22,59 29,29 29,86 21,42
СаО 0,96 10,53 11,10 9,47 9,11 9,96 8,49 11,00 9,45
МпО 0,92 0,41 0,55 0,36 0,33 0,36 0,45 0,44 0,35
^20 0,26 1,28 1,48 1,62 1,90 1,43 1,55 0,65 2,02
К2О 1,29 0,15 0,23 0,15 0,20 - - 0,20 -
Сумма 100 100 100 100 100 100 100 100 100,43
Проба 4008-9
20 21 22 >3 24 25
Si02 52,44 51,31 55,42 54,40 55,81 56,47
Ti02 0,14 0,06 0,05 ),07 0 0,10
А12О3 5,11 2,87 0,47 >,41 2,90 3,72
СГ2О3 0 0 0 0 0
V 2О3 0,18 0,32 0 ),27 0,32 0,21
МйО 10,05 9,12 13,14 1,59 12,41 12,18
Fe0* 19,71 23,90 16,30 8,26 17,48 18,84
СаО 8,91 10,20 11,49 >,14 8,50 8,91
МпО 0,28 0,33 0,26 ),34 0,24 0,28
Na20 2,42 1,66 0,20 ,83 2,20 2,49
К2О 0,43 0,22 - 0,14 0,26
Сумма 99,66 100 97,33 >8,31 100 103,5
По химизму базальты и долериты, распространённые на площади, практически идентичны, поэтому при описании петро-химических и геохимических особенностей они рассмотрены совместно. По пет-рохимическим параметрам основные породы относятся к толеитовой серии: низкощелочные, при резком преобладании Таблица 2. Химический состав основных поре
натрия над калием (К2О в среднем 0,2 %), низкоглиноземистые (а1' в среднем 0,62), с коэффициентом фракционирования (желе-зистости) в среднем Кф ~ 63 (табл. 2). Содержание кремнезема в породах в основном пониженное, в спилитизированных разностях - несколько повышенное.
Тыкотловской площади
№ пробы ^02 ТЮ2 АЬОз У Fe МпО МйО СаО Ш2О К2О Р 2О5 аГ К*
Базальты
2001-4 50.8 1.71 12.6 13.0 0.21 6.37 10.9 2.50 0.14 0.29 0.65 0.67
2002-1 49.7 1.46 14.4 11.8 0.20 6.61 10.6 2.96 0.097 0.21 0.78 0.64
2028-1 50.2 1.57 12.7 14.5 0.20 6.16 11.4 0.42 0.025 0.15 0.61 0.70
2049-13 46.7 1.13 13.6 18.0 0.27 9.9 5.8 1.24 0.03 0.15 0.49 0.64
2049-4 47.3 0.99 14.2 14.1 0.25 14.4 5.9 0.43 0.02 0.12 0.50 0.49
3001-1 45.0 1.40 16.8 11.1 0.15 8.13 10.8 2.83 0.037 0.27 0.87 0.58
3002-10 47.3 1.87 15.8 13.5 0.19 5.67 9.51 3.50 0.23 0.40 0.82 0.70
3003-13 49.0 1.14 11.1 11.7 0.23 5.34 10.1 2.10 0.018 0.19 0.65 0.69
3003-14 50.3 1.73 15.0 16.0 0.31 7.07 2.06 2.70 0.015 0.26 0.65 0.69
3003-16 51.2 1.41 13.5 14.1 0.33 6.09 8.31 1.86 0.15 0.22 0.67 0.70
3003-7 49.0 1.32 13.9 11.6 0.20 6.76 10.9 1.76 0.027 0.18 0.76 0.63
3007-3 46.6 2.00 16.3 14.2 0.42 7.22 8.38 0.056 0.005 0.30 0.76 0.66
3018-1 47.1 1.23 13.6 10.3 0.14 11.1 7.6 2.83 0.20 0.33 0.63 0.48
3032-4 44.7 0.84 13.9 15.6 0.21 11.3 5.7 2.98 0.02 0.14 0.51 0.58
3033-3 47.9 1.27 11.3 17.1 0.21 7.5 9.8 3.12 0.08 0.12 0.46 0.69
3036-2 47.3 1.10 12.2 16.2 0.20 9.9 8.5 2.81 0.02 0.099 0.47 0.62
3043-2 40.9 1.09 13.3 18.2 0.45 9.5 8.6 1.20 0.01 0.12 0.48 0.66
3067-6 43.3 1.56 13.9 19.4 0.20 11.5 4.6 1.52 0.01 0.12 0.45 0.63
3068-5 45.0 1.07 14.5 16.6 0.26 12.1 5.8 1.93 0.57 0.30 0.51 0.58
3501-1 46.3 1.45 11.5 19.2 0.23 7.1 7.7 2.63 0.18 0.38 0.44 0.73
3603-2 41.0 0.81 13.9 17.1 0.18 10.6 13.8 0.72 0.02 0.087 0.50 0.62
3611-1 51.8 1.42 11.3 9.9 0.16 8.1 11.6 2.86 0.25 0.14 0.63 0.55
4003-9 45.6 1.99 15.2 15.4 0.24 6.57 10.6 1.56 0.12 0.29 0.69 0.70
4037-1 45.5 1.41 14.7 16.6 0.24 9.9 7.2 2.12 0.95 0.29 0.55 0.63
4040-1 47.9 1.23 13.5 11.6 0.20 9.1 7.6 2.96 0.11 0.31 0.65 0.56
4045-1 44.5 2.16 13.9 19.8 0.21 8.5 6.2 3.23 0.03 0.36 0.49 0.70
4050-1 47.4 1.58 12.4 16.8 0.24 9.3 8.7 2.49 0.02 0.27 0.48 0.65
4051-3 46.0 1.29 13.7 16.0 0.23 10.6 8.0 2.79 0.05 0.33 0.51 0.60
4056-3 47.3 0.81 15.8 9.3 0.23 8.9 10.7 2.44 0.01 0.27 0.87 0.51
4062-1 48.4 1.85 12.6 16.4 0.20 8.6 7.9 3.02 0.23 0.22 0.50 0.65
4072-1 41.1 1.76 17.3 17.0 0.16 10.8 3.7 3.47 0.03 0.11 0.62 0.61
4079-2 41.6 1.42 14.7 18.7 0.19 13.8 5.0 2.34 0.02 0.30 0.45 0.57
4079-3 49.5 1.22 11.9 10.3 0.29 10.3 10.0 2.38 0.03 0.31 0.58 0.50
4079-4 41.8 1.02 13.4 18.2 0.19 16.4 6.1 1.30 0.02 0.18 0.39 0.53
4090-1 44.7 1.42 13.4 18.4 0.15 9.7 8.8 2.02 0.03 0.12 0.48 0.66
4511-1 43.3 1.76 12.7 22.0 0.26 8.5 8.0 2.40 0.04 0.12 0.42 0.72
4535-1 42.0 1.22 16.1 20.3 0.21 11.7 3.1 2.45 0.02 0.24 0.50 0.64
4542-6 48.0 1.68 12.2 11.4 0.28 7.1 10.8 3.06 0.28 0.42 0.66 0.62
5005-4 49.2 1.45 14.7 11.0 0.25 6.72 9.68 3.17 0.026 0.17 0.83 0.62
5005-5 50.6 1.49 13.4 11.9 0.18 7.88 8.36 3.46 0.055 0.23 0.68 0.60
4003-6 46.4 2.17 14.9 15.2 0.19 7.40 7.00 3.54 0.046 0.18 0.66 0.67
4003-7 45.9 2.07 14.9 14.9 0.21 7.09 8.48 3.09 0.039 0.17 0.68 0.68
5007-1 45.5 1.51 15.3 12.8 0.21 7.19 13.3 1.42 0.27 0.18 0.77 0.64
5008-1 48.7 1.83 14.1 13.0 0.22 7.29 9.61 1.75 0.005 0.22 0.69 0.64
5008-17 46.3 1.73 16.0 12.4 0.21 7.87 10.2 2.24 0.014 0.26 0.79 0.61
5008-6 48.6 2.07 15.3 13.9 0.29 6.48 5.73 2.16 0.014 0.31 0.75 0.68
5009-2 41.2 1.96 15.3 18.3 0.28 8.93 6.27 2.42 0.074 0.36 0.56 0.67
5009-3 44.0 2.00 15.6 17.3 0.23 5.79 9.60 0.86 0.041 0.40 0.68 0.75
Продолжение табл. 2
№ пробы &О2 ТЮ2 АЬОз У Fe МпО Mg0 СаО Ш2О К2О Р 2О5 аГ К*
Базальты спилитизированные
3006-40 55.9 1.21 15.0 11.0 0.13 4.77 2.98 5.10 0.14 0.30 0.95 0.70
3006-58 59.2 1.07 14.0 9.78 0.16 3.32 2.68 6.24 0.52 0.24 1.07 0.75
3006-65 53.5 1.16 18.9 10.3 0.12 3.93 2.71 6.47 0.19 0.28 1.33 0.72
4531-5 54.0 1.97 12.1 11.0 0.20 4.5 5.6 4.30 0.05 0.83 0.78 0.71
3594-1 49.4 1.87 11.9 18.1 0.20 5.5 5.0 3.55 0.23 0.50 0.50 0.77
4041-2 46.3 1.76 13.6 16.9 0.17 8.6 6.6 3.72 0.08 0.47 0.53 0.66
4055-1 49.1 2.19 12.9 17.9 0.18 6.9 5.4 3.83 0.20 0.53 0.52 0.72
3003-8 47.1 2.95 12.6 18.8 0.18 5.40 5.87 3.30 0.13 0.42 0.52 0.78
3004-11 48.0 2.11 13.4 15.7 0.21 5.82 6.98 4.08 0.072 0.34 0.62 0.73
3004-18 52.3 1.83 13.2 13.3 0.22 5.83 5.00 5.30 0.040 0.092 0.69 0.70
3006-28 47.7 1.41 17.5 12.2 0.26 7.59 5.52 4.38 0.044 0.12 0.88 0.62
3006-45 49.6 1.27 16.2 11.4 0.21 7.00 7.08 4.14 0.47 0.48 0.88 0.62
3006-51 51.4 1.33 15.8 11.1 0.21 7.32 5.52 4.38 0.51 0.74 0.86 0.60
4007-2 48.8 1.64 14.0 14.2 0.27 7.05 7.28 3.45 0.79 0.15 0.66 0.67
Долериты
3004-10/2 46.5 1.80 15.0 12.9 0.20 7.28 9.21 2.50 0.36 0.51 0.74 0.64
0501-30 47.4 1.43 14.2 14.2 0.20 6.77 9.13 2.91 0.57 0.21 0.68 0.68
2001-1 48.5 1.63 14.2 13.4 0.20 7.86 7.99 2.52 1.12 0.22 0.67 0.63
2002-3 48.4 1.69 14.2 13.2 0.20 6.94 10.2 2.24 0.73 0.25 0.71 0.66
2003-1 47.4 1.63 15.3 12.1 0.16 7.59 10.1 2.21 0.70 0.21 0.78 0.61
2010-3 44.5 1.54 13.2 11.2 0.18 13.3 8.23 2.42 0.056 0.15 0.54 0.46
2016-1 47.8 2.10 13.5 14.6 0.22 7.34 7.80 2.86 0.065 0.36 0.62 0.67
2033-1 48.1 1.24 14.4 12.0 0.17 9.30 8.76 2.87 0.093 0.16 0.68 0.56
2041-3 48.7 0.97 15.1 11.0 0.18 7.85 11.0 2.24 0.043 0.15 0.80 0.58
2043-7 48.9 1.52 13.2 13.5 0.22 7.24 9.26 3.14 0.068 0.13 0.64 0.65
2045-1 45.7 2.79 12.1 19.3 0.28 6.65 7.67 2.89 0.089 0.13 0.47 0.74
2049-2 42.8 1.59 13.8 22.4 0.29 9.7 6.8 0.16 0.01 0.27 0.43 0.70
2049-21 45.4 1.13 13.3 17.0 0.20 8.8 8.9 2.67 0.05 0.17 0.52 0.66
2049-23 48.0 1.31 12.1 17.8 0.20 8.5 9.1 1.55 0.03 0.20 0.46 0.68
3003-2 45.2 1.61 16.2 13.8 0.20 7.08 10.6 2.22 0.041 0.18 0.78 0.66
3003-23 48.5 1.08 16.0 11.2 0.16 6.76 11.7 1.91 0.03 0.20 0.89 0.62
3003-3 46.8 1.51 15.5 12.8 0.18 7.69 9.79 2.23 0.54 0.26 0.76 0.62
3003-4 47.6 2.30 12.7 17.6 0.27 4.63 9.16 1.80 0.14 0.29 0.57 0.79
3004-8 49.2 1.33 15.1 11.0 0.17 7.29 9.55 2.56 0.29 0.45 0.83 0.60
3005-6 47.6 1.29 16.3 11.0 0.16 7.87 9.42 2.89 0.20 0.34 0.86 0.58
3005-7 48.3 1.25 16.5 10.2 0.16 7.43 10.5 2.48 0.74 0.34 0.94 0.58
3007-10 47.1 1.82 15.9 13.2 0.24 6.97 9.05 3.06 0.084 0.25 0.79 0.65
3016-1 47.3 1.07 12.2 17.9 0.21 9.4 8.3 2.83 0.37 0.084 0.45 0.66
3033-1 46.6 1.39 12.8 11.5 0.18 10.4 8.2 3.13 0.10 0.40 0.58 0.52
3034-9 46.5 1.27 11.6 18.1 0.20 8.2 7.6 2.84 0.04 0.15 0.44 0.69
3047-20/1 46.7 0.92 13.3 16.6 0.20 11.5 8.5 1.67 0.84 0.14 0.47 0.59
3062-1 48.6 1.44 11.6 19.4 0.21 7.0 9.7 2.13 0.07 0.20 0.44 0.73
3069-3 47.8 1.09 12.4 11.2 0.18 8.1 9.3 3.30 0.09 0.11 0.64 0.58
3071-3 46.0 1.03 14.6 11.7 0.18 11.7 8.0 2.27 0.72 0.14 0.62 0.50
3071-4 46.5 0.91 14.5 11.0 0.17 11.7 9.7 1.66 0.26 0.13 0.64 0.48
3072-3 48.3 0.95 13.5 10.8 0.18 9.1 9.0 2.80 0.71 0.21 0.68 0.54
3597-1 47.6 1.39 12.5 17.4 0.23 9.5 8.3 2.96 0.22 0.18 0.47 0.65
3599-1 47.8 0.69 13.2 9.6 0.15 12.4 9.2 2.64 0.32 0.058 0.60 0.44
3599-2 41.1 1.84 14.0 21.7 0.25 13.5 6.3 0.82 0.95 0.22 0.40 0.62
3602-1 47.0 1.26 13.0 11.9 0.17 11.4 7.5 3.02 0.13 0.14 0.56 0.51
Окончание табл. 2
№ пробы &О2 ТЮ2 АЬОз У Fe МпО Mg0 СаО Ш2О К2О Р 2О5 аГ К*
4001-1 46.6 1.88 14.8 13.7 0.20 7.03 10.4 2.41 0.16 0.27 0.71 0.66
4003-1 47.3 1.82 15.4 13.0 0.19 6.95 9.18 2.51 0.80 0.25 0.77 0.65
4003-3 43.1 3.16 13.2 18.1 0.25 5.02 11.2 1.08 0.34 0.45 0.57 0.78
4007-3 49.4 1.39 14.3 13.1 0.20 6.12 9.60 2.62 0.20 0.23 0.74 0.68
4008-12 47.7 1.06 13.9 12.8 0.23 8.76 10.8 2.17 0.42 0.077 0.64 0.59
4008-5 44.7 3.07 11.9 20.2 0.30 5.23 8.97 2.97 0.31 0.16 0.47 0.79
4008-7 45.4 2.41 12.4 17.5 0.26 5.94 10.9 3.03 0.11 0.078 0.53 0.75
4014-1 44.0 1.85 11.5 22.0 0.21 7.9 9.2 2.32 0.15 0.082 0.38 0.74
4017-2 46.6 1.05 13.2 11.8 0.18 9.5 7.6 3.01 0.39 0.081 0.62 0.55
4057-4 46.4 0.90 13.8 10.5 0.16 11.8 9.1 2.23 0.08 0.12 0.62 0.47
4057-5 47.3 0.75 13.7 9.7 0.15 12.7 10.2 2.10 0.20 0.094 0.61 0.43
4073-1 46.0 2.12 13.5 18.9 0.22 7.2 8.2 2.71 0.15 0.33 0.52 0.72
5001-4 48.4 1.33 14.3 13.8 0.23 8.96 7.12 1.66 0.023 0.33 0.63 0.61
5001-5 47.6 1.38 15.2 12.9 0.22 7.49 9.74 1.09 0.013 0.23 0.75 0.63
5001-8 46.8 1.63 14.3 13.3 0.21 7.6 10.6 2.64 0.17 0.22 0.68 0.64
5005-1 45.6 1.65 16.2 12.7 0.21 7.66 10.1 2.69 0.016 0.27 0.80 0.62
5006-6 46.5 2.00 15.1 14.1 0.23 7.64 8.74 0.28 0.012 0.23 0.69 0.65
5008-18 48.5 1.87 13.8 13.7 0.22 5.63 11.2 1.49 0.005 0.50 0.71 0.71
5009-1 46.2 1.55 14.9 13.9 0.22 7.55 10.4 1.94 0.26 0.32 0.69 0.65
6029-15 48.3 1.85 11.0 22.5 0.28 6.5 6.9 2.39 0.43 0.17 0.38 0.78
6033-1 41.0 1.47 15.2 20.7 0.31 10.3 3.3 2.42 0.03 0.13 0.49 0.67
Долериты спилитизированные
2047-13 45.5 1.41 15.0 11.9 0.28 8.17 7.62 4.07 0.28 0.10 0.75 0.59
3065-2 47.6 1.36 13.9 11.6 0.19 7.7 9.3 2.70 0.81 0.64 0.72 0.60
4028-1 48.3 1.13 13.0 16.5 0.18 8.4 7.9 2.59 1.34 0.60 0.52 0.66
4501-1 47.8 1.38 12.4 17.3 0.19 7.8 6.0 3.53 0.07 0.44 0.49 0.69
3004-1 54.9 1.43 14.1 10.7 0.20 4.97 4.97 3.87 2.05 0.24 0.90 0.68
3004-3 50.4 1.93 13.9 12.9 0.18 6.10 7.26 4.24 0.68 0.18 0.73 0.68
3004-5 49.4 1.76 14.0 12.4 0.16 6.04 9.24 3.64 0.54 0.31 0.76 0.67
3005-1 48.6 1.95 14.3 14.8 0.19 6.48 6.26 4.23 0.13 0.31 0.67 0.70
4007-4 50.1 1.21 15.7 10.2 0.29 6.91 8.40 4.00 0.45 0.17 0.92 0.60
4008-1 50.3 1.18 15.6 10.9 0.19 7.16 6.66 4.70 0.61 0.11 0.86 0.60
4008-2 47.6 1.92 14.2 15.9 0.20 5.76 6.73 4.65 0.085 0.33 0.66 0.73
5004-4 45.6 2.08 14.3 15.0 0.25 7.35 8.58 3.57 0.034 0.33 0.64 0.67
П икриты и пикродолериты
2034-1 43.5 0.50 7.46 11.8 0.16 23.1 6.99 0.10 0.049 0.057 0.21 0.34
3002-11 42.6 0.93 8.43 14.5 0.23 20.8 7.32 0.25 0.035 0.11 0.24 0.41
3028-1 41.7 0.48 9.8 17.7 0.27 21.4 7.5 0.19 0.04 0.074 0.25 0.45
3608-4 41.0 0.66 7.3 18.2 0.20 28.6 4.5 0.17 0.40 0.11 0.16 0.39
3616-1 43.7 0.38 7.5 16.3 0.16 24.8 6.6 0.07 0.03 0.055 0.18 0.40
4051-1 34.0 0.77 15.8 23.9 0.32 22.3 3.8 0.07 0.02 0.14 0.34 0.52
4076-1 41.7 0.72 7.3 20.9 0.21 26.0 5.4 0.12 0.30 0.13 0.16 0.45
5001-10 39.0 0.72 7.21 17.3 0.29 23.1 5.16 0.14 0.18 0.13 0.18 0.43
5004-1 40.0 0.78 7.46 16.6 0.28 22.8 5.02 0.37 0.055 0.11 0.19 0.42
5004-5 35.9 0.66 6.15 19.3 0.39 26.1 2.64 0.12 0.081 0.035 0.14 0.43
3007-9* 45.4 0.85 11.1 11.8 0.23 17.5 8.45 0.55 0.076 0.082 0.38 0.40
3067-2* 44.3 0.72 12.9 12.4 0.19 16.7 7.4 1.81 0.09 0.11 0.44 0.43
5006-2* 42.9 1.33 12.8 13.4 0.23 14.6 9.18 0.86 0.022 0.24 0.46 0.48
5008-9* 35.8 2.50 19.3 16.8 0.29 11.4 6.35 1.06 0.005 0.45 0.68 0.60
На классификационной диаграмме TAS (рис. 2, а) и диаграмме АБМ (рис. 2, в) ба-зиты попадают в поле толеитовых серий, за исключением спилитизированных разностей, повышенная щелочность (высокие содержания Ыа2О при низких содержаниях К2О) которых объясняется постмагма-тическими преобразованиями с привно-сом № при подводных извержениях. На классификационной диаграмме
FeO*/MgO - SiO2 (рис. 2, б) все базиты попадают в поле толеитов.
В последних работах по ГДП-200 и ГДП-1000 [13; 14] тыкотловские базальто-иды отнесены к отложениям кокпельской свиты нижнего ордовика, формировавшимся при рифтогенезе нижней части континентального склона в Сакмаро-Лем-винской зоне. Но это положение опровергают, во-первых, находки верхнеордовикской фауны кораллов, во-вторых, анализ петро- и геохимических данных, показывающих близость тыкотловских базальтов к МОЯВ (базальтам срединно-океанических хребтов) и несхожесть их с толеита-ми континентальных рифтов.
На диаграмме АБМ (рис. 2, в) нанесено поле океанических толеитов, в которое попадают большинство тыкотловских ба-зитов. Та же ситуация наблюдается на диаграмме Т.Х. Пирса (рис. 3), позволяющей разделить континентальные и океанические базальты.
Для определения геодинамической обстановки формирования базитов Ты-котловской вулканогенной ассоциации использованы дискриминационные диаграммы Дж. Пирса, Канна, Шервейса, Кабани-са и др. [3, 6]. Таблица содержаний элементов (55 элементов, определенных методом 1СР-МБ в 90 пробах), использованных для построения диаграмм, в статье не приводится из-за большого объема. Результаты определений макро- и микроэлементов в породах Тыкотловской толщи можно посмотреть на сайте geoline.perm.ru.
Вначале применены диаграммы для «отбраковки» внутриплитных базальтоидов. Диаграмма Zr/Y-Ti/Y (рис. 4,а) позво-
ляет отделить внутриплитные базальты от других типов базальтов, объединенных термином «базальты окраин плит». Фигуративные точки тыкотловских базитов попадают в поле последних. На диаграмме Т^-ЫЪ^ (рис. 4, б) породы попадают в поле, общее для МОЯВ и VAB (базальты островных дуг), кроме того, на диаграмму нанесены границы толеитовой, переходной и щелочной серий. С помощью диаграмм на рис. 5 исключаются также остро-водужные обстановки и остаются обстановки зон спрединга в срединно-океанических хребтах и задуговых бассейнах. На треугольной диаграмме La-Y-NЪ (рис.6) разделяются поля базальтов зон спрединга океанов и окраинных морей. Большинство фигуративных точек попадает в поле заду-говых бассейнов.
По вариациям содержаний Zr, Ы и Y породы близки к примитивным базальтам срединно-океанических хребтов - Ы-типу МОЯВ (рис. 7).
Долериты и базальты характеризуются почти недифференцированным спектром РЗЭ (рис. 8, а) с незначительным обогащением легкими редкими землями и слабо выраженной отрицательной европиевой аномалией. Спектры РЗЭ соответствуют МОЯВ (базальтам срединно-океанических хребтов), при этом наиболее близки к обогащенным базальтам Е-МОЯВ. Спектр РЗЭ у пикритов недифференцированный, почти идентичен спектру базальтов и до-леритов, но приблизительно в три раза ниже по содержаниям РЗЭ. На спайдер-диаграмме (рис. 8, б) содержания элементов, нормализованных к примитивной мантии, также соответствуют базальтам срединно-океанических хребтов, приближаясь к Е-типу МОЯВ. Незначительное обогащение крупноионными литофильны-ми элементами (ЯЪ, Ва, ТО) наблюдается только в спилитизированных разностях, в пикритах отмечаются резкие отрицательные аномалии Ва и Sr.
Из анализа петрохимических диаграмм следуют выводы о принадлежности ты-котловской толщи к вулканогенному
РеО*/І\^0
комплексу окраинного спредингового моря.
\ \ \ / ш< ' / ба •л. \ У «альты / трахн \ андеш-башльты \ трахнандешты
\ \ \ \ ° \ °
\ щел. ппкро- „ / Трах 11 / базальты X \ X о о
баїальтьі / о х °°У X л/ о = и 2
' ум. щ*л. л пикро- я О щу' О • • анл»м11 базальты і
бачальты/1 м ь а 6аіалі/Л»* п • • * £ А
• / □ #у ООЙ. пнкро- АДА • АЛ** Л А 0£Н. П11К|А> **
□ ° с 1 баЯільТьі □ ° ^ СЙ баїальтьі □ гл-
35 40 45 _1Л 50 55 М
ДО;
• базальт о базальтспилитизированный ддолерит х долерпт спппнтшнровпннып а пикрит
а)
д д д тол ?ипю вые ( ГН)
о д о
і • Е * # * ,Д 3 о о о у
» □ • • • ,д А • Д2 д * *• с о ) с X
Г і Ш • % і)* о ,
с □ □ л ;* д « лА 1 из з ест ново цело чные (СА)
с □ <рВ □ □ □
34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 58 60 62 64
б)
Рис. 2. Положение пикритов и базитов Тыкотловского участка на классификационных диаграммах: а) TAS K2O+Na2O - SiO2 [9]; б) FeO* - SiO2 (Diagram of Miyashiro, 1974); в) AFM (Irvine & Baragar, 1971), пунктиром нанесено поле океанических базальтов
Рис. 3. Дискриминационная диаграмма K2O - TiO2 - P2O5 (Pearce, 1977), позволяющая разделить океанические и континентальные базальты
□ базальт «долерит х базиты спилитизированные
Рис. 4. Дискриминационные диаграммы Zr/Y—Ti/Y (Pearce, 1977) и Ti/Y— Nb/Y (Pearce, 1982), позволяющие отделять внутриплитные базальты (WPB): а) от других типов базальтов (РМВ); б) базальтов MORB и VAB, пунктиром разделены поля Thol. — толеитовой серии; Trans. — переходной серии; Alk. — щелочной серии
Рис. 5. Диаграммы, позволяющие отделить островодужные толеиты и толеиты зон спредин-га: а) Т1/Сг - N1 (Беккалувы и др. [6]); б) Т - V (Shervais, 1982), поля на диаграмме: 1 - островодужные толеиты; 2 - покровные континентальные базальты; 3 - базальты СОХ и базальты задуговых бассейнов; 4 - базальты океанических островов и щелочные базальты; 5 -известково-щелочные базальты
ные базальты; 1 С - островодужные толеиты; 1В - известково-щелочные базальты и остро-водужные толеиты; 2А - континентальные базальты; 2В - базальты задуговых бассейнов; ЗА - щелочные базальты внутриконтинентальных рифтов; 3В - обогащенные базальты СОХ (Е-тип МОКВ); ЗС - слабообогащенные Е-МОКВ; ЗВ - Nтип МОКВ
1ЧЬ*2
Рис. 7. Диаграмма Zr-Nb-Y (De Paolo, Wasserburg, 1976): поля на диаграмме: AI - внутриплит-ные щелочные базальты; AII - внутриплитные щелочные базальты и внутриплитные толеи-
ты; B - E-тип MORB; С - внутриплитные толеиты и базальты океанических дуг; D - N-тип MORB и базальты океанических дуг
долериты и базальты —«—пикрины
а)
—в-спилитизированныебазиты —«—базальты и долериты —■— пикриты
Рис. 8. Распределение средних содержаний микроэлементов в тыкотловских базитах [11]: а) график содержаний РЗЭ, нормализованных по хондриту [6]; б) распределение микроэлементов, нормализованных по примитивной мантии (McDonough, Sun, 1991). Для сравнения приведены океанические базальты N- и Е-типов MORB
«ОМ (окраинные моря) являются уникальными структурами, в процессе формирования которых можно проследить все переходы от корового и мантийно-корово-го магматизма, отражающего в своем составе строение, состав и тип коры фундамента, к мантийному магматизму, знаменующему образование малых океанических бассейнов.. .Магматизм ранних этапов развития ОМ несет черты магматизма свойственного предшествующим обстановкам, в частности островодужным и рифтогенным, и заканчивается базальтовым магматизмом океанического типа (МОКВ)» [11]. «Риолит-базальтовые колчеданоносные комплексы отличаются преобладанием основных вулканитов или равным их соотношением с кислыми вулканитами. Как правило, обстановки формирования этих комплексов ассоциируются с задуговыми и междуговыми спредин-говыми бассейнами» [7].
В Легенде Североуральской серии листов [2] описываемым вулканитам более всего соответствует шемурский комплекс базальт-риолитовый (Р-Юз^1§т), в состав которого входят шемурская свита (ба-
зальты, андезибазальты, риолиты, их туфы, прослои туфопесчаников, сланцев кремнистых, кремнисто-глинистых, туф-фитов) и субвулканические образования, представленные силлами и дайками доле-ритов, базальтов и риолитов. Шемурская свита подстилается пальникшорской (О3рп) и перекрывается именновской ^йт) свитой. Все перечисленные свиты выделены в составе Кумбинско-Петропав-ловской подзоны Западно-тагильской структурно-формационной зоны.
Базальтоиды шемурской свиты так же, как и тыкотловские, имеют особенности составов, сопоставимые с океаническими базальтами, или попадают в область промежуточных составов между океаническими и островодужными вулканитами. По мнению ряда исследователей [10], эти породы принадлежат к контрастно дифференцированной риолит-базальтовой формации основания Тагильской островной дуги. Формирование шемурских базальто-идов происходило в пределах подводного вулканического пояса, возникшего над зоной субдукции, над которой в дальнейшем в процессе тектономагматической
эволюции происходит образование типичной островодужной системы.
На формирование шемурских образований в спрединговых обстановках указывает и М.А. Шишкин [14]: «В пределах Та-гило-Магнитогорского окраинного моря в позднем ордовике - раннем силуре продолжается спрединг, параллельно формируются контрастные риолит-базальтовые формации войкарской и шемурской свит. В позднем силуре закладывается зона суб-дукции, падающая в восточном направлении. На коре океанического типа формируются энсиматические Малоуральская и Тагильская островные дуги, образования которых представлены малоуральской, именновской и сосьвинской свитами». В
Библиографический список
1. Геодинамические реконструкции: метод.
руководство. Л.: Недра, 1991. 144 с.
2. Дембовский Б.Я., Иванов В.Н., Кузенков Н.А. и др. Легенда Северо-Уральской серии листов Госгеолкарты-200 (новая серия). Объяснительная записка. Воркута, 1999.
3. Интерпретация геохимических данных: учеб. пособие / под ред. Е.В. Склярова. М.: Интернет Инжиниринг, 2001. 288 с.
4. Колбин Б.А. Об адинолах Приполярного Урала // Вопросы петрологии и металлогении Урала. Гранитоиды. Метаморфизм: тез. докл. Ч. II. / УНЦ АН СССР. Свердловск, 1981. С. 187-188.
5. Лапин Б.Н., Фролова Т. И. Атлас структур базальтов Мирового океана. Новосибирск: Наука, 1992. 261 с.
6. Магматические горные породы. Т. 6. М.: Наука, 1987.
7. Масленников В.В., Масленникова С.П., Леин А.Ю., Богданов Ю.А., Третьяков Г.А. Фанерозойские «чёрные курильщики» // Вулканизм и геодинамика: материалы IV Всерос. симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Т. 2. / ИВиС ДВО РАН. Петропавловск-Камчатский, 2009. С. 773776.
8. Миклухо-Маклай А.Д. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Сер. Северо-У-
то же время М.А. Шишкин относит отложения, распространённые в верхнем течении р. Бол. Тыкотлова, к погурейской и кокпельской свитам Сакмаро-Лемвинской зоны.
По нашему мнению, формирование ты-котловской толщи происходило в пределах Западно-тагильской зоны (что доказывается составом, возрастом вулканитов и многочисленными, приведёнными выше, петрохимическими диаграммами) со всеми вытекающими отсюда металлогениче-скими последствиями, позволяющими считать этот район перспективным на золото-полиметаллическое оруденение.
ральская. Объяснительная записка (ред. Ю.Д. Смирнов). М.: МинГео СССР, 1972. 86 с.
9. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасомати-ческие, импактные образования. 3-е изд., испр. и доп. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2009. 200 с.
10.Свяжина И.А., Пучков В.Н., Иванов К.С., Петров Г.А. Палеомагнетизм ордовика Урала / УрО РАН. Екатеринбург, 2003. 136 с.
11. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок: учеб. пособие. М.: Изд-во МГУ, 1997. 320 с.
12.Цымбалюк А.В., Коркин В.Н. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Лист Q-41-XXVI. Объяснительная записка. М., 1975.86с.
13.Шишкин М.А., Малых О.Н., Афанасьева Т.А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000 (новая серия). Листы Q-41-ХIХ, ХХ. 2002.
14.Шишкин М.А., Астапов А.Л., Кабатов Н.В. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000 (третье поколение). Уральская серия. Лист Q-41 (Воркута). Объяснительная записка. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2005. 335с.
Geodynamic Situations of Basalts Formation on Tykotlovskaia Aria (the Pre-Polar Urals)
T.V. Mankovaa, CB. Suslovb
aPerm State National Researching University, 614990, Perm, Bukirev st., 15. E-mail: mineral@psu.ru
bOOO «Geoline», 614051, Perm, Startcev st., 9/4-33.
E-mail: Geoline_perm@mail.ru
Formation of Tykotlov unit of Upper Ordovician basalts was accomplished in the limits of the Western-Tagil zone. The paleogeodynamic situation in the zone corresponded to margin spreding sea according to composition, age of volcanic rocks and petrochemical diagrams. That is the reason why Tykotlov area is the perspective one for sulphide gold-polymetallic ore.
Key words: geodynamic, basalt, Pre-Polar Urals, massive ore.
Рецензент - доктор геолого-минералогических наук И.И. Чайковский
