Геохимические особенности пород зоны межформационного контакта уралид/доуралид в верховье реки Тельпос Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД ЗОНЫ МЕЖФОРМАЦИОННОГО КОНТАКТА УРАЛИД/ДОУРАЛИД О ВЕРХОВЬЕ РЕКИ ТЕЛЬПОС

К. г.-м. н. Н. Ю. Никулова, к. г.-м. н. Ю. С. Симакова

nikulova@geo.komisc.ru

В истоках р. Тельпос, на западном склоне Приполярного Урала, в районе г. Маяк и расположенной в 4 км к югу безымянной вершины с абсолютной отметкой 844.8 м (рис. 1) вскрывается зона межформационного контакта ура-лид/доуралид.

$г> ^ tQ і / ^Jälyaop( 1 С І і X О ю S f Г ШУг°Р

г. Тельпосиз і*]

о/

20 км ■о/ £7 г. Маяк \Ehj Щугор

Рис. 1. Схема расположения участка работ

Допалеозойские отложения представлены здесь позднерифейско-венд-скими вулканогенными образованиями саблегорской свиты (Яз-СбЬ) и вулканогенно-осадочными породами лап-

тапайской свиты (У2 1р). Палеозойский структурный этаж начинается терри-генными породами алькесвожской (Єз-Оіаі) свиты, имеющими локальное распространение1. Завершает разрез толща конгломератов тельпосской свиты (О^), нижний контакт которой, как правило, в коренном залегании не прослеживается. Однако, судя по породам, слагающим глыбы в делювиальных и элювиальных развалах, отложения тель-посской свиты залегают непосредственно на саблегорских или лаптопайских породах, очень редко — на отложениях алькесвожской свиты. Отложения тельпосской свиты представлены преимущественно мелкогалечными конгломератами, в нижней части разреза — с редкими подчиненными прослоями гравелитов и гравелитистых песчаников.

Описание и опробование пород зоны межформационного контакта было проведено, в ходе совместных исследований, в 2006 г. нами и геологами Вуктыльской партии ООО «Кратон»

Химический состав пород, мае. %

В. А. Жарковым и Т. Б. Жарковой.

В процессе литохимической обработки 32 силикатных анализов, с использованием «стандарта ЮК» [2], рассчитаны литохимические модули (табл. 1), построена модульная диаграмма (рис. 2) и сделан нормативный пересчет минерального состава (табл. 2).

Как видно из табл. 1 и модульной диаграммы, построенной в координатах ГМ 2 - (Ча20 + К20), изученная совокупность проб распадается на два кластера и восемь индивидуальных составов, не подлежащих усреднению в кластерах, вследствие существенных отличий отдельных параметров (рис. 2).

Мелкогалечные конгломераты и гравелиты тельпосской свиты (О^р), образующие кластер I, аттестуемые как суперсилиты, отличаются наименьшей гидролизатностью и щелочностью. По данным нормативного минерального пересчета (табл. 2), в их составе доминирует кварц (85.3 %). Особенностью этих пород является присутствие

Таблица1

Компоненты и модули Кластеры Составы вне кластеров

I II 101102 101103 600301-а 101512 101303 101305 101101 101101-а

супер- силит мио- силит суперсилит нормо- силит супер- силит нормосиаллит гипогид- ролизат нормо- гидроли- зат

n 17 7

SiO2 92.44 72.67 90.70 88.30 83.84 80.16 61.04 60.70 46.48 45.44

TiO2 0.30 0.82 0.18 0.39 1.19 0.58 1.38 1.29 2.31 2.61

АІ203 3.21 10.38 4.50 6.35 10.03 7.33 16.02 16.21 32.52 34.85

Fe203 1.61 4.33 1.97 0.53 0.37 2.95 5.66 5.94 3.31 1.71

FeO 0.45 1.90 0.32 0.38 0.56 1.19 2.70 2.12 0.13 0.24

MnO - 0.10 - - - 0.07 0.08 0.11 0.03 -

MgO 0.09 1.96 0.16 0.16 0.32 1.23 1.17 0.67 1.02 0.32

CaO 0.25 1.37 0.45 0.55 0.11 1.77 2.82 3.16 0.87 0.68

Na2O 0.24 2.25 0.42 0.40 1.02 2.02 5.66 5.39 1.02 2.75

K2O 0.25 1.22 0.61 1.13 0.41 0.36 0.59 1.65 4.91 4.77

P2O5 0.03 0.10 0.03 0.030 0.370 0.070 0.670 0.670 0.590 0.40

ппп 1.04 2.28 1.31 1.53 2.20 1.68 2.04 2.12 5.12 5.83

Сумма 99.91 99.37 100.24 99.75 100.42 97.75 99.83 100.03 98.31 99.60

Na2O+K2O 0.49 3.46 1.03 1.53 1.43 2.38 6.25 7.04 5.93 7.52

ГМ 0.06 0.24 0.08 0.09 0.14 0.1 0.42 0.42 0.82 0.87

H2O 0.26 0.29 0.25 0.27 0.57 0.27 0.38 0.47 0.59 0.91

CO2 0.05 0.1 0.05 0.15 0.12 0.12 0.15 0.05 0.32 -

1 Алькевожская свита выделяется здесь впервые, ранее эти отложения включались в тельпосскую свиту (Белякова, Парфенов, 1962 г.).

2 ГМ — гидролизатный модуль = (А12О3 + Т1О2 + Ге20з + МпО)/ БЮ2.

ющих с ними хлоритоида и кианита с обогащением тельпосских пород продуктами переотложения кембрийской каолинитовой коры выветривания по породам рифей-вендского фундамента [1, с.130].

Туфопесчаники лаптопайской свиты (V2 lp), составляющие кластер II и аттестуемые как миосилиты, заметно отличаются от песчаников тельпосской свиты большей щелочностью. Они содержат (%) гораздо меньше кварца (49.2 против 85.3 в тельпосских породах) и больше полевых шпатов (26.4 против 3.0), хлорита и мусковита и не содержат пирофиллита (табл. 2). В них присутствуют также эпидот и каолинит.

Рентгенодифрактометрический анализ подтвердил наличие в породах хлорита, мусковита и каолинита. На диф-рактограмме (рис. 4) хлорит диагностируется по характерным рефлексам с d/n 14.18, 7.10, 4.73 и 3.67 Е, мусковит— 4.98 и 3.78 Е, каолинит — 7.1 и 3.54 Е.

Вне кластеров остались образцы пород, имеющие существенные особенности химического состава, не позволяющие усреднять их в кластерах.

Гравелиты (обр. 1102 и 1103), отнесенные нами к алькесвожской свите (£3-01al), аттестуются как суперсили-ты, и по показателю общей щелочности занимают промежуточное положение между породами кластеров I и II. В составе этих пород также доминирует кварц (82.8 и 78.3 % соответственно). Однако от пород кластера I они отличаются присутствием 2.3 % парагонита.

На поверхности глыб гравелитов отмечается корка кремового цвета с

Таблица2

Нормативный минеральный состав пород, %

Минералы Кластеры Составы вне кластеров

I II 101102 101103 600301-а 101512 101303 101305 101101 101101-а

Кварц 85.3 49.2 82.8 78.3 68.8 62.0 19.6 16.9 1.4 -

Плагиоклаз (№) 2.4 (12) 22.5 (16) 2. 4 (13) 1. 9 (15) - 22. 0 (21) 55. 4 (14) 54. 8 (17) - -

Ортоклаз 0.6 3.9 0.6 0.6 - 1.7 1.1 7.2 - -

Мусковит 1.6 4.8 4.0 8.8 3.2 0.8 3.2 4.0 41.4 40.6

Пирофиллит 6.1 - 3.6 4.0 10.8 - - - 20.5 15.1

Парагонит - - 2.3 2.3 12.2 - - - 25.2 33.6

Хлорит 1.0 8.0 1.0 1.2 2.1 5.0 5.4 2.2 2.8 1.4

Эпидот - 1.4 0.9 0.6 - 1.3 1.3 1.3 - -

Титанит 0.4 0.8 0.4 0.8 - 1.2 0.2 0.4 - 0,6

Апатит - 0.3 - - - - 1.6 1.6 1.2 0.9

Карбонат 0.1 0.2 0.2 0.3 0.3 0.4 0.3 0.1 1.4

Г ематит 1.6 2.2 1.8 0.3 0.3 1.6 3.0 2.6 3.4 1.8

Магнетит - 2.3 - - - 1.6 3.5 4.6 - -

Ильменит - - - - - - 1.1 1.2 - -

Рутил - - - - - - - - 1.2 2.0

Лейкоксен 0.2 0.9 - 0.1 1.5 0.2 0.9 0.6 - 0.5

Каолинит - 2.1 - - - 0.8 2.3 1.3 - -

Сумма 99.3 98.6 100.0 99.2 100.1 98.6 99.0 98.8 99.2 97.7

0.82

0.87

О

О

О

О

О

0.6

0.4

0.2

1101 1303 • 1101-а 1305 •

II

. 301 -а

1 * /сГ\ 1103 1512 * 1

(о oCV * ■ 2

\о о °/ 1102 • 3

2.0

4.0

Na,0+K,0, %

6.0

8.0

Рис. 2. Модульная диаграмма.

1 — гравелиты с глиноземистыми корками, Є3-О1а1 (?) — обр. 1102 и 1103; галька глиноземистой породы из конгломератов тельпосской свиты О^р — обр. 301-а; глиноземистые корки — обр. 1101 и 1101-а; 2 — туфопесчаники лаптопайской свиты (У2 1р); 3 — метари-олиты саблегорской свиты (Рз-Є8Ь)

около 6 % пирофиллита, подтвержденного рентгенодифрактометрическим анализом (дифрактометр «Shimadzu» ХКЭ-6000, излучение СиКб, N1 фильтр). На дифрактограмме пирофиллит диагностируется по характерным рефлексам с межплоскостными расстояниями 9.24, 4.61, 2.52 и 1.84 Е (рис. 3).

Впервые присутствие пирофиллита в породах тельпосской свиты было отмечено Я. Э. Юдовичем, изучавшим золотоносные кианитовые кварциты тельпосской свиты на западном склоне г. Карпинского (Приполярный Урал). Он связывает присутствие пирофиллита, гематита, а также часто ассоцииру-

Рис. 3. Дифрактограмма ориентированного препарата, обр. 306;

Pyr — пирофиллит, Q — кварц

пятнами вишневого, сложенная скрытокристаллической фарфоровидной породой. Контакт обломочной части и корки постепенный. Под микроскопом порода в зоне контакта представляет собой кварцево-слюдистый сланец, участками интенсивно пигментированный тонкодисперсным гематитом, содержащий обломочные зерна, количество которых постепенно убывает (рис. 5).

СЫ, КаоІ 7.10

Q

4.26

л и .. Kaol

АЬ Ми з 54

4.06 3.78,

"I-----------------1-----------------1-----------------1----------------1--------

5 10 15 20 25 20°

Рис. 4. Дифрактограмма обр. 1507, кластер II; СЫ — хлорит, КаоІ — каолинит, Ми -мусковит, ЛЬ - альбит

9.94

Ми о ™

3.33 3 26

Ми

4.99

Рис. 5. Контакт гравелита и фарфоровидной корки, обр. 1101, с анализатором

Порода, слагающая форфоровид-ную корку (обр. 1101 и 1101-а), по данным нормативного пересчета, состоит в основном из мусковита, парагонита и пирофиллита, а в обр. 1101-а отмечается избыток глинозема, который был пересчитан на диаспор (А100Н).

Фазовый состав тонкой фракции обр. 1101-а был определен при помощи рентгенодифрактометрического анализа как ориентированного, так и разориентированного препаратов. Представляется наиболее вероятным, что в образце присутствуют три разновидности диоктаэдрической слюды, промежуточных между мусковитом и парагонитом, с несколько различным составом. Их параметры элементарной ячейки довольно близки, а базальные рефлексы 001 почти совпадают, однако заметно некоторое уширение пика и наличие небольшого «плеча» со стороны больших углов (рис. 6).

При медленном сканировании (0.5 °/мин) «плечо» становится более

Par

3.21

4.92 І

II 1 Раг

4.45 IjCJ і

1 1 20 25 з'о 20

давшии при пересчете химического анализа пирофиллит и диаспор, можно объяснить замещением Si 4+ ^ Al 3+ в тетраэдрических позициях.

Слюдистые сланцы (обр. 1101 и 1101-а), которыми сложена пелитомор-фная корка на гравелите, по данным нормативного пересчета (табл. 2), состоят в основном из мусковита, парагонита и пирофиллита, а в обр. 1101-а отмечается избыток глинозема, кото-рыи был пересчитан на диаспор (AlOOH).

Обр. 301-а представляет собоИ гальку размером 12Ч8Ч3.5 см из базальноИ части конгломератовои толщи тельпос-скоИ свиты (рис. 8).

5 10 15

Рис. 6. Дифрактограмма обр. 1101-а, скорость сканирования 2 °/мин

явственным, величина базальных рефлексов 001 варьируется в пределах 9.82—9.95 Е (рис. 7). При движении в область больших углов базальные рефлексы явственно расщепляются (например, отражение 003 представлено тремя отдельными пиками с d/n = 3.32, 3.26 и 3.21 Е соответственно). Можно предположить, что слюды представлены различными политипными модификациями: преобладает 2 М1 политип, кроме того, можно диагностировать 1М модификацию. Избыток алюминия,

Рис. 8. Фрагмент гальки, сложенной фарфоровидной скрытокристаллической породой, обр. 301-а

Г алька сложена скрытокристаллической фарфоровидной породой кремового цвета и внешне очень похожа на корку на гравелитах обр. 1101, 1102 и 1103. По данным нормативного минерального пересчета, в этой породе содержится (%): кварца (68.6), парагонита (12.2), пирофиллита (10.8), мусковита (3.2), хлорита (2.1) и лейкоксена (1.5). Акцессорные минералы представлены гематитом (0.3 %) и доломитом (0.3 %). Кроме того, при пересчете обнаруживается некоторый избыток фосфора. Поскольку, по данным полуколиче-ственного спектрального анализа, в породе содержится около 750 г/т 8 г, избыточный фосфор был пересчитан на гояцит (0.9 %). Под микроскопом видно, что в породе содержатся зерна (0.3—0.5 мм) прозрачного минерала ромбовидной формы с высоким релье-

1.0 9.4

Рис. 7. Дифрактограмма обр. 1101-а, скорость сканирования 0.5 °/мин

фом и низкими, серыми цветами интерференции — предположительно го-яцита (рис. 9).

Рентгенодифрактометрическим анализом установлено, что в составе глинистых минералов присутствуют хлорит (?), пирофиллит и слюды ряда мусковит-парагонит и смешанослой-

Результаты полуколичественного спектрального анализа показали, что в конгломератах тельпосской свиты отмечаются заметные содержания (г/т): Mn (до 1800), Pb (до 24), Ti (до 5600), V (до 130), La (до 42), Ga (до 18) и Ba (до 750). Для гравелитов алькесвожской(?) свиты характерны повышенные содержания (г/т) Be (до 4.2), Pb (до 32), Cr (до 750), а в обр. 1101 —также Y (130), Sn(7.5), Yb (7.5). В туфопесчаниках лаптопайской

Таким образом, проведенное литохимическое изучение пород зоны меж-формационного контакта на г. Маяк позволило подтвердить и в ряде случаев уточнить петрографические и минералогические данные, а среди выделенных литохимическим методом хемотипов обнаружить такие важные индикаторы, как гидролизаты.

MU

3.67

Рис. 9. Зерно гояцита (?) в гальке, обр. 301-а, 1 — без анализатора, 2 — с анализатором

ные образования предположительно мусковит/парагонитового состава. Для того чтобы обнаружить присутствие стронциевого алюмофосфата, рентгеновское сканирование было проведено с дробными интервалами (рис. 10). Гояцит (?) диагностируется по характерным пикам 5.74,3.43,2.95 и2.72Е.

Метариолиты саблегорской свиты (обр. 1303 и 1305) аттестуются как нор-мосиаллиты и отличаются максимальным, из всех изученных образцов, содержанием плагиоклазов, апатита и рудных минералов (табл. 2). Нормативный пересчет показал, что в породе присутствуют также хлорит, мусковит и каолинит, которые подтверждены рентгенодифрактометрическим анализом (рис. 11).

Par

9.90

Go

5.74 Par 5.72

Рис. 11. Дифрактограмма обр. 1305

Носителями V и Ni являются рудные минералы — магнетит, ильменит, халькопирит и пирит. Mn в качестве микропримеси может присутствовать в ильмените, хлорите, мусковите и хромите. Повышенное содержание Ba обусловлено присутствием в породе барита, Cr — фуксита, редкоземельных элементов — монацита и ксенотима.

Par

2.53

10 15 20 25 30

Рис. 10. Дифрактограмма обр. 301-а, Go — предположительно гояцит

—I—

35

0

Выявлены существенные различия в составе глинистых минералов двух свит из основания комплекса уралид и лаптопайской свиты. Так, для конгломератов тельпосской свиты характерно присутствие хлорита, мусковита и пирофиллита, для алькесвожских пород — хлорита, пирофиллита и слюды ряда мусковит-прагонит, а для лаптопайс-ких — мусковита, хлорита и каолинита.

В тельпосских конгломератах обнаружена галька, однотипная глиноземистой корке на алькесвожских(?) гравелитах, хотя и более кремнистая. Обнаружение такой гальки является достоверным подтверждением присутствия в основании тельпосской свиты материала (в том числе и грубообломочного) коры выветривания, вероятно, по субстрату лаптопайских пород или непосредственно саблегорских вулканитов.

Авторы благодарят д. г.-м. н., академика РАЕН Я. Э. Юдовича за критические замечания и консультации на всех этапах выполнения данной работы.

Литература

1. Геохимя древних толщ севера Урала. Сыктывкар: Геопринт, 2002. 333 с.

2. Юдович Я. Э. Кетрис М. П. Основы литохимии. СПб.: Наука, 2000. 479 с.