CC BY
49
К. г.-м. н.
Н. Ю. Никулова
ЛИТОХИМИЧЕСКАЯ ДИАГНОСТИКА МЕТАСОМАТИТОВ О ОРДОВИКСКОЙ ТОЛЩЕ СЕВЕРА УРАЛА:
ТУРУПЬИНСКОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ
К. г.-м. н.
О. В. Удоратина
На Северном Урале уже более 40 лет известно редкометалльное комплексное Турупьинское месторождение, которое в связи с удаленностью и труднодоступ-ностью до настоящего времени изучено слабо (рис. 1).
Рис. 1. Схема расположения участка работ (1)
Согласно последней тектонической схеме [2], исследуемый район располагается в переходной зоне между Центрально-Уральским поднятием и Тагило-Магниторским прогибом и соответствует фронтальной части Главного Уральского надвига.
Радиоактивная геохимическая аномалия в истоках рек Бол. Турупья и Мал. Туяхланья на восточном склоне Северного Урала была заверена Хар-тесской (Щугорской) геолого-съемоч-ной партией (Негурица и др., 1967, 1969 гг.). По результатам этих работ было выделено три участка, перспективных на комплексное (Ве-Та-МЬ-ТЯ) оруденение, приуроченное к слюдис-то-кварц-альбитовым или слюдисто-карбонат-альбит-кварцевым сланцам. Оруденение, имеющее метасомати-ческий характер и локализованное в разломной зоне в низкоградных нижнеордовикских метаморфитах, связывалось с впервые выделенными на этой территории дайками щелочных сиенитов.
В 1980-х гг. А. В. Калиновский проводил на Турупьинском рудоносном поле тематические топоминералогичес-кие исследования. Он выявил минералы-носители бериллия (гентгельвин, эвклаз, фенакит), ниобия (манганоколумбит, пирохлор), РЗЭ (бастнезит). Было показано, что рудные минералы приурочены к зоне щелочного метасоматоза. В итоге был выделен новый для Урала тип бериллиевого оруденения — гентгель-винсодержащие полевошпатовые метасома-титы [4—6].
Накопившиеся за последнее время геологические данные отражены в объяснительной записке к листу Р-40, 1:1000000 [3]. В настоящее время выявлено семь рудоносных зон, общая протяженность которых около 6 км, при этом протяженность каждой зоны составляет от 600 до 1800 м при ширине от 20 до 50 м. Оруденение приурочено к зоне разлома и локализуется в ядрах антиклинальных складок высоких порядков. Вместе с тем остается неясным характер субстрата, по которому развивались рудоносные метасоматиты.
Нами были изучены литолого-геохи-мические особенности пород, слагающих северное поле развития линз щелочно-карбонатных минеральных образований, расположенное на седлообразном перегибе водораздела истоков рек Бол. Турупья и Мал. Туяхланья. Здесь развиты терригенно-карбонатные отложения хомасьинской (012йт) и польинской (02 3р1) свит, прорванные меридионально ориентированными дайками габбро-диабазов ^Р’О^Б^ талехтумпского габ-бро-диабазового комплекса (рис. 2).
Хомасъинская свита (01_2 Ит) условно разделяется на две части — ниж-
нюю сланцево-песчаниковую и верхнюю преимущественно сланцевую. Нижняя часть свиты (350—500 м) представлена хлорит-серицит-альбит-квар-цевыми песчаниками с прослоями хло-рит-серицит-альбит-кварцевых сланцев, количество которых увеличивается верх по разрезу. Верхняя часть свиты (350 м)
Рис. 2. Схематическая геологическая карта северной части Турупьинского месторождения (аномалия 1). Составлена А. В. Калиновским по материалам Э. Н. Негурицы (Негурица и др., 1967 г.).
1 — польинская свита (О2-3 р1), филлитовидные и тонкополосчатые серицит-хлорит-альбит-кварцевые сланцы, известняки; 2—3 — хомасъинская свита: 2 — нижняя подсвита (О1—2 Нш 1), хлорит-серицит-аль-бит-кварцевые песчаники с прослоями сланцев; 3 — верхняя подсвита (О^2 Нш2), полосчатые и плойчатые серицит-хлорит-альбит-кварцевые песчаники с подчиненными прослоями известковистых сланцев и мраморов; 4 — гранодиориты горобо-гатского габбро-тоналит-диоритового комплекса (Б2 - D2g); 5 — малые тела и дайки габбро-долеритов (О3 - 81); 6 — разломы; 7 — надвиги; 8 — линзовидные тела по-левошпат-карбонатных пород
Тaблuцa I
Средний химический гастав пopoд в кластерах, мас. %
Компоненты и модули I II III IV V
п 2 4 4 5 2
Si02 75.60 63.72 63.48 62.12 58.51
ТЮ2 1.90 0.39 0.14 0.80 1.51
аі2о3 11.72 18.24 118.54 16.21 16.85
Fe203 0.55 2.21 1.90 4.14 5.19
FeO 0.44 1.32 1.78 3.48 3.96
MnO 0.03 0.07 0.09 0.10 0.11
MgO 0.29 0.68 1.25 1.82 2.08
CaO 1.22 0.56 1.03 1.35 1.75
Na.O 6.06 8.03 4.95 2.24 5.18
K2b 0.42 2.22 3.26 2.94 1.34
P2O5 0.80 0.16 0.06 0.33 0.85
ППП 0.79 1.47 3.24 3.73 3.37
Сумма 99.97 99.03 99.7 99.33 100.69
Na20+K20 6.48 10.24 8.20 5.19 6.52
HKM 0.55 0.56 0.44 0.32 0.39
ЖМ 0.07 0.19 0.20 0.45 0.50
h2o 0.20 0.45 0.74 0.50 0.42
npuMe4anue: I—V — номера кластеров, n — количество проб в кластере.
а>
а)
1.2
< 0.8
0.4
ШИ 1 fimi 2 'Оз 0 4 . • 5 □ 6 Д 7 1- 615-3 *
606-2° 609-7 І ШІ 11 И4 ill •
606-3 LIP'. □ 1л Д 606-7 610t^CDi
0.1
0.2
НКМ =
0.3
0.4
0.5
0.6
Na2Q+K2Q
AloOo
Рис. 3. Модульная диаграмма. 1 — полевошпат-кварцевые сланцы; 2 — кварц-полевош-патовые сланцы; 3 — кварц-полевошпатовые жильные породы; 4—7 — точки вне кластеров: 4 — габбро; 5 — сланцы; 6 — песчаники; 7 — кварц-полевошпатовые жильные породы
сложена серицит-хлорит-альбит-кварце-выми сланцами с редкими прослоями мраморов.
Пoлъuнcкaя ceuma (Opl) также делится на две толщи: нижнюю — осадочную и верхнюю — вyлкaнoгеннyю. Нижняя толща (150—З00 м) сложена се-рицит-хлорит-альбит-кварцевыми филлитовидными сланцами и филлитами с прослоями тонкозернистых кварцитовидных песчаников. В среднем течении р. Мал. Tyяхлaнья в сланцевой толще присутствуют прослои розовато-светло-серых мраморизованных известняков, в которых определены водоросли Labirinthachitina sp. (?), и форамини-феры Eoammosphaeroides sp. (?), Paraturammina sp. (?), Paracalligella sp. (?), Parastegoammina sp. (?), Vicine-sphaera sp., Maylisoria sp., Blastammina inflate E. Byk., Ordovicina legeniformis E. Byk., Serginella sp. (?), Archaesphaera sp., датирующие отложения как средний ордовик (Негурица и др., 1969 г.). Отложения верхней толщи польинской свиты (120—50 м) представлены актинолит-хлорит-альбит-эпидотовыми сланцами и пироксен-плагиоклазовыми и плаги-оклазовыми порфиритами. %лща развита южнее исследуемой территории и вскрывается в верховьях рек Охтлям и Волья.
Карбонатсодержащие слюдисто-по-левошпат-кварцевые и кварц-полево-шпатовые породы слагают линзообразные тела, залегающие среди терриген-но-карбонатных отложений хомасьин-ской свиты (O1-2 hm), метаморфизован-ных в эпидот-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации. Границы линзообразных зон условные, выделены по проявленным в сланцах окварцеванию и альбитизации и подтверждены радиометрическими данными [З].
Мы попытались диагностировать первичный субстрат этих пород с помощью диаграммы ab А. Н. Неелова [1]. На ней точки составов пород попадают в поля кислых, средних, основных туф-фитов, однако в этих же полях находятся и аркозовые, полимиктовые, граувакко-вые песчаники. Более эффективной в данном случае оказалась методика ли-тохимии [8], дополненная тщательными петрографическими исследованиями, позволившими в ряде случаев выявить первичные реликтовые структурно-текстурные особенности пород.
Результаты литохимической обработки 26 силикатных анализов пород приведены в табл. 1 и 2 и на рис. З. На модульной диаграмме, построенной в
координатах НКМ-ЖМ, исходная совокупность проб распадается на пять кластеров и одиннадцать индивидуальных составов, не поддающихся усреднению в кластерах, что отражает особенности минерального состава пород, их генезис и степень метасоматической переработки.
Габбро-диабазы
Нормативный минеральный пересчет (табл. 4) одного анализа габбро-диабаза показал, что порода состоит из среднего (Ап51) плагиоклаза (лабрадора) — 45.9 %, амфибола, близкого по составу к тремолиту, — 37.9 % и хлорита — 10 %. Второстепенные минералы представлены магнетитом (3.0 %) и ильменитом (1.5 %). В акцессорных коли-
чествах присутствуют калиевый полевой шпат (0.6 %) и доломит (0.5 %).
Сланцы
Наименее измененные хлорит-муско-вит-полевошпат-кварцевые сланцы составляют кластер IV. Для них характерны сланцеватая, на отдельных участках плойчатая текстура и лепидогранобластовая структура. Согласные кварцевые прожилки толщиной от 0.2 до 1.0 мм сложены тонко- и мелкозернистым (размер зерен 0.02-0.15 мм) гранулированным кварцем. До 20 % площади этих прожилков приходится на ромбической формы зерна, выполненные бурым аморфным изотропным веществом (гидроксидами железа?), внутри которых иногда обнаруживаются частицы рудного минерала (рис. 4).
Таблица 2
Химический состав пород вне кластеров, мас. %
Компоненты и модули 605-4 606-2 606-3 606-7 609-7 610 613-3 80-1 80-2а 80-4 80-11
8Ю2 68.30 49.14 65.20 67.88 77.03 70.09 64.84 64.0 72.00 70.95 59.10
ТЮ2 0.57 0.77 0.54 0.26 0.52 0.12 0.91 0.40 0.17 0.74 1.08
А12о3 11.88 15.34 17.11 10.81 9.92 16.93 10.5 13.82 15.63 12.7 14.56
Ре203 3.77 2.14 1.42 1.12 4.61 0.42 8.84 2.84 1.47 4.96 10.26
РеО 1.24 7.03 3.58 0.92 1.62 1.01 3.93 1.46 0.50 2.61 0.00
МпО 0.09 0.14 0.029 0.11 0.17 0.048 0.34 0.14 0.0071 0.084 0.27
ІУ^О 0.26 9.36 1.66 2.94 0.47 0.53 0.81 1.80 0.55 1.92 0.99
СаО 0.25 10.47 0.67 4.17 0.26 0.26 1.39 5.66 0.17 0.46 2.15
№20 5.38 2.81 2.66 2.25 0.71 7.64 1.02 4.64 7.82 4.05 5.34
Ко О 1.78 0.12 2.66 1.78 2.04 1.58 1.94 0.61 0.52 1.38 1.80
Р205 0.12 0.056 0.1 0.083 0.11 0.083 1.06 0.09 0.065 0.12 1.20
ппп 2.42 2.45 3.24 7.67 2.98 0.91 3.84 3.89 0.84 1.89 3.19
Сумма 99.06 99.83 98.87 99.95 100.44 99.62 99.42 99.35 99.81 101.86 99.94
Иа20+К20 7.16 2.93 5.32 1.03 2.75 9.22 2.96 5.25 8.34 5.43 7.14
нкм 0.48 0.19 0.31 0.37 0.28 0.54 0.28 0.38 0.53 0.43 0.49
жм 0.33 0.58 0.28 0.19 0.61 0.09 1.15 0.19 0.13 0.57 0.67
Н,0 0.57 0.56 0.96 0.29 0.78 0.28 0.62 0.17 0.14 0.19 0.43
со. 0.05 0.15 0.02 5.98 0.07 0.02 0.13 1.77 0.01 0.02 0.2
Рис. 4. Гидроксиды железа (темное) в кварцевом прожилке, обр. 608-10; без анализатора
По сланцеватости располагается тонкодисперсный рудный пигмент желтовато-буроватого цвета (лейкоксен). В алевритовой полевошпат-кварцевой основной ткани рассредоточены пластинчатые зерна гематита размером до 0.05 мм, округлые и неправильной формы зерна новообразованного апатита и редкие зерна карбоната.
По данным нормативного минерального пересчета, кварц составляет
31.9 %, на долю кислого (Ап24) плагиоклаза приходится 19.4 %, калиевые полевые шпаты составляют 8.4 %. (табл. 3). Около 20 % приходится на минералы группы мусковита, при этом выделяются две его разновидности — собственно мусковит (серицит, фенгит), составляющий 14.3 %, и натриевая слюда — парагонит (6.1 %). Рудные минералы — лейкоксен, гематит и магнетит составляют в сумме 5.4 %.
Серицит-хлорит-кварц-полевошпа-товые сланцы кластера V по структурно-текстурным характеристикам сходны со сланцами кластера IV. Для них также характерны лепидогранобласто-вая структура, сланцеватая текстура. Основная ткань сложена алевритовыми зернами полевого шпата и кварца, сланцеватая текстура подчеркивается параллельным расположением чешуек слюдистых минералов. В ней наблюдаются извилистые, не выдержанные по мощности, иногда выклинивающиеся квар-
цевые прожилки, по периферии которых располагаются новообразованные зерна апатита размером 0.08—0.5 мм, занимающие иногда 1—2 % площади шлифа (рис. 5, а), а в обр. 80-6 к таким прожилкам приурочен также карбонат (рис. 5, б).
Гематит встречается в виде отдельных зерен пластинчатой формы размером
0.05—0.8 мм, а также скоплений мельчайших (тысячные доли мм) частиц. Зерна лейкоксена (0.02—0.03 мм) часто образуют цепочки вдоль сланцеватости.
Таблица 3
Нормативный минеральный состав пород в кластерах I—IV, %
Нормативные минералы I 11 III IV V VI
Кварц 37.3 5.7 17.8 31.9 17.5 26.5
Плагиоклаз (№) 52.0 (2) 69.9(1) 41.7(20) 19.4(24) 43.4(5) 50.7(3)
Ортоклаз 1.1 11.7 13.9 8.4 2.2 2.2
Хлорит 1.6 4.3 6.8 11.6 14.0 9.8
Мусковит 1.6 2.4 8.0 14.3 8.0 5.6
Парагонит 0.8 2.3 7.6 6.1 5.3
Лейкоксен 2.4 0.5 0.2 1.0 1.9 0.7
Гематит 0.5 2.2 1.9 3.5 5.1 2.4
Карбонаты 0.2 0.1 0.7 0.2
Апатит 1.9 0.3 0.6 1.9 0.3
Магнетит 0.9
Рис. 5. Новообразованные апатит (а) и карбонат (б) в кварцевых прожилках: а — обр. 606-14, без анализатора; б — обр. 80-6, с анализатором
От пород кластера IV эти сланцы отличаются значительно большим содержанием плагиоклаза (43.4 против 19.4 %) и апатита —1.9 против 0.6 % (табл. 3).
В мусковит-кварц-полевошпато-вых сланцах (кластер III) под микроскопом наблюдаются порфировая структура с лепидогранобластовой структурой основной ткани, сланцеватая с элементами плойчатой текстура. На отдельных участках прослеживаются первичная аплитовая (рис. 6, а) или мик-ропойкилитовая (рис. 6, б) структуры.
Порфировидные вкрапленники размером 0.2—0.6 мм представлены преимущественно кислым плагиоклазом, реже встречаются вкрапленники, сложенные мелкозернистым гранулированным кварцем. Вокруг вкрапленников отмечаются келифитовые каймы кварца (рис. 7).
В основной ткани присутствуют редкие пятна неправильной формы размером до 1.0 мм, выполненные буроватым аморфным изотропным веществом. По сланцеватости развивается тонкодисперсный рудный пигмент. Акцессорные минералы представлены единичными зернами циркона размером 0.06 мм и цепочками мельчайших (размером около 0.001 мм) плохо окри-сталлизованных зерен сфена.
Результаты нормативного пересчета показали, что в породах этого кластера уменьшается количество кварца и соответственно возрастает, до 55.6 %, содержание полевых шпатов (табл. 3).
Особенностью не вошедшего в кластеры обр. 606-7, представленного по-левошпат-кварцевым сланцем, является присутствие многочисленных согласных прожилков, сложенных более крупнозернистыми (0.1—0.2 мм) кварцем и
Таблица 4
Нормативный минеральный состав пород вне кластеров, %
Нормативные минералы 606-2 606-3 605-4 609-7 613-3 606-5 606-7 610 80-1 80-2а 80-4 80-11
Кварц 37.8 29.8 63.8 49.6 22.4 47.4 18.8 26.5 23.3 37.9 19.0
Плагиоклаз 45.9 18.2 41.4 3.2 5.3 56.2 13.4 65.5 47.8 66.9 34.9 46.4
(№) (51) (13) (1) (18) (11) (7) (2) (5) (17) (1) (2) (8)
Ортоклаз 3.2 5.0 2.8 2.8 5.6 6.1 3.3 2.8 5.6 2.8
Хлорит 9.9 12.1 1.6 5.5 7.4 15.4 3.3 3.2 4.7 2.6 10.7 2.6
Мусковит 0.8 14.3 8.0 13.5 12.8 1.6 7.2 4.8 4.8 4.0 4.2
Парагонит 9.9 6.1 4.6 5.4 1.5 8.4 3.1 3.8 3.8
Лейкоксен 0.7 0.7 0.7 1.1 0.9 0.3 0.2 0.9 1.4
Ильменит 1.5 1.4 0.8 0.3
Г ематит 1.9 4.6 4.8 1.0 1.1 0.5 1.4 5.0 8.8
Карбонаты 0.5 0.3 0.1 0.2 0.3 0.3 12.6 0.5 3.8
Апатит 0.3 0.3 2.2 0.3 0.3 0.3 0.3 0.3 2.5
Магнетит 3.0 2.8 5.8 1.4
Примечание. В обр. 606-2 определен также амфибол (37.9 %), в обр. 80-2а - эпидот (15.8 %).
Рис. 7. Вкрапленник среднего плагиоклаза с келифитовой кварцевой каймой на фоне сланцеватой основной ткани, обр. 613-9; с анализатором
Рис. 6. Реликтовые структуры кислого вулканита в мусковит-кварц-полевошпатовых сланцах: а—аплитовая, обр. 606-5; б — мик-ропойкилитовая, обр. 80-2; с анализатором
карбонатом. По данным нормативного минерального пересчета (табл. 4), на долю карбоната, а точнее, доломита приходится 12.6 %.
Породы кластера II представляют собой альбитовые сланцы, в которых основная ткань сложена преимущественно альбитом. Для этих пород характерны бластопорфировая структура с лепидогранобластовой структурой основной ткани и сланцевая с элементами микроплойчатой текстура, особенно хорошо заметная в слюдистых слойках (рис. 8).
На отдельных участках порода представляет собой фельзитовый аль-
Рис. 8. Микроплойчатая текстура, слюдистый слоек в альбитовом сланце, обр. 606-51; без анализатора
битофир. Здесь микропойкилитовая основная масса, в которой размещаются пойкилитовые вростки альбита, состоит из зерен кварца, имеющих неправильную форму и покрытых чешуйками серицита (рис. 9).
Изредка наблюдаются расположенные согласно сланцеватости линзовидные выделения, сложенные мелкозернистым кварцем и карбонатом. Мелкие пластинчатые зерна гематита образуют цепочки по сланцеватости.
Нормативный пересчет (табл. 3) показал, что в составе этих пород резко доминирует альбит (69.9 %), присутству-
Рис. 9. Альбитовый сланец, участок с мик-ропойкилитовой структурой, обр. 613-6; с анализатором
ют также калиевый полевой шпат (11.7 %), хлорит (4.3 %) и слюды (в сумме 4.7 %).
Жильные кварц-полевошпатовые образования составляют кластері. Для этих пород характерны массивная текстура, гранобластовая мозаичная структура. Лишь на отдельных участках, имеющих, как правило, линзовидную форму и сложенных мелкими (0.1—0.2 мм) призматическими индивидами плагиоклаза, отмечается нематобластовая структура (рис. 10).
Акцессорные минералы, приуроченные к участкам с гранобластовой структурой, представлены единичными неправильной формы зернами новообразованного апатита.
Промежуточное положение между альбитовыми сланцами кластера II и жильными кварц-полевошпатовыми породами кластера I занимает обр. 80-2а. Под микроскопом видно, что его рас-сланцованная алевритовая основная ткань густо насыщена извилистыми, не выдержанными по мощности кварц-альбитовыми прожилками, поэтому в составе породы (табл. 4) преобладает альбит (66.9 %). На кварц приходится 23.3 %, присутствуют также мусковит (4.8 %), хлорит (2.6 %), калиевый полевой шпат (2.8 %), гематит (1.4 %) и ильменит (0.3 %).
Рис. 10. Участок с нематобластовой структурой на фоне гранобластовой основной ткани кварц-полевошпатовой жильной породы, обр. 606-15; с анализатором
Слабо измененные метатерриген-ные породы представлены четырьмя образцами (609-7, 80-4, 606-3, 605-4), не вошедшими в кластеры.
Мусковит-кварцевые сланцы (обр. 609-7) имеют кристаллически сланцеватую, участками поперечносланцеватую текстуру, лепидограно-бластовую структуру. Основная ткань сложена алевритовыми зернами кварца с незначительной примесью полевого шпата, микрочешуйчатыми серицитом и хлоритом, подчеркивающими направление сланцеватости. До 10— 15 % площади шлифа занимают ромбические зерна, выполненные бурым аморфным изотропным веществом (гидроксидами железа?), внутри которых часто присутствуют мельчайшие зерна рудного минерала. Трещинки рассланцевания выполнены тонкодисперсным лейкоксеном. Хлорит образует редкие порфиробластические выделения размером до 0.4 мм, располагающиеся согласно сланцеватости породы. Акцессорные минералы представлены единичными зернами эпидо-та и циркона размером около 0.1 мм. Метаморфические изменения привели к тому, что исходную породу достоверно трудно определить. Наиболее вероятно, что данные сланцы образовались по осадочной породе (алевролиту или тонкозернистому песчанику), на это указывают также особенности их химического состава (табл. 2), в котором преобладающим компонентом является 8Ю2 (около 77 %). По данным нормативного пересчета (табл. 4), в их составе доминирует кварц (63.8 %). Слюда составляет 18.1 %, хлорит — 5.5 %, рудные минералы — 5.3 %. На долю кислого (№ 18) плагиоклаза приходится лишь около 3 %.
Тонкозернистый кварц-полевошпа-товый песчаник (обр. 80-4) имеет псаммитовую структуру, сланцеватую текстуру. Сланцеватость создается параллельной ориентировкой чешуек слюдистых минералов (рис. 11, а). Размер зерен от 0.1 до 0.3 мм. Окатанность обломков различная—преобладают средне- и слабоокатанные, хорошо окатанные встречаются редко. У отдельных зерен заметны регенерационные каймы (рис. 11, б).
Цемент порового, участками базального типов сложен микрозернис-тым агрегатом кварца, хлорита и слюды. Распространен также «цемент разъедания» — часть обломочных зерен имеет корродированные границы.
Под углом около 60° к направлению сланцеватости порода сечется прожилками толщиной от 0.1 до 1.5 мм, выполненными мелкозернистым гранулированным кварцем.
Рудные минералы представлены равномерно распределенными в породе зернами, размером от тысячных долей миллиметра до 0.1 мм, гематита и реже лейкоксена. В центральных частях наиболее крупных зерен лейкоксена, имеющих, как правило, гексагональные очертания, присутствуют реликты ильменита. Акцессорные минералы представлены единичными зернами циркона и эпидота.
По данным нормативного минерального пересчета (табл. 4), основными породообразующими минералами являются (%): кварц (37.9), кислый (№ 2) плагиоклаз (34.9) и хлорит (10.7); второстепенными: гематит (5.0), мусковит (4.0), парагонит (3.8), лейкоксен (0.9) и апатит (0.3).
Рассланцованный тонко-, мелкозернистый песчаник (обр. 606-3) отличается большей слюдистостью и значительно меньшим количеством рудных минералов. Под микроскопом видно, что в основной ткани в подчиненном количестве присутствуют извилистые, не выдержанные по мощности (от 0.1 до 0.8 мм) слюдистые слойки с лепидобластовой структурой, сланцеватой текстурой. Внутри них распола-
б
Рис. 11. Кварц-полевошпатовый песчаник: а — псаммитовая структура; б — окатанное зерно кварца с регенерационной каймой, обр. 80-4; с анализатором
гаются тончайшие слойки, сложенные землистым лейкоксеном, и единичные ромбики, выполненные буроватым аморфным изотропным веществом. Песчанистые слойки толщиной около 5.0 мм характеризуются неравномерно-зернистой псаммитовой структурой, массивной текстурой. Размер зерен от тысячных долей до 0.4 мм. Цемент пленочного типа, железистый. Преобладают обломки средней и слабой степени окатанности, в незначительных количествах присутствуют неокатанные и хорошо окатанные зерна. Хлорит образует порфиробласты размером 0.2—0.4 мм.
Нормативный пересчет (табл. 4) показал, что порода состоит из кварца (37.8 %), кислого (№ 13) плагиоклаза (18.2 %), слюды (в сумме 24.2 %), калиевого полевого шпата (3.2 %), ильменита (1.4 %), лейкоксена (0.7 %) и апатита (0.3 %).
Мелкозернистый рассланцован-ный песчаник (обр. 605-4) отличается от описанного выше присутствием в песчанистых слойках ромбических зерен размером от 0.05 до 0.3 мм, выполненных бурым изотропным веществом и иногда образующих скопления. Цепочки зерен рудных минералов располагаются согласно сланцеватости. Акцессорные минералы представлены единичными обломочными зернами циркона и новообразованного апатита (рис. 12).
Необычный состав имеет кварц-по-левошпатовая порода с эпидотом (обр. 80-1), развивающимся по полевому шпату. По данным нормативного пересчета (табл. 4), в породе содержится около 7.9 % эпидота и 3.8 % доломита. Породообразующие минералы представлены плагиоклазом (47.8 %) и кварцем (26.5 %). Присутствуют также существенно магнезиальный хлорит (4.7 %), калиевый полевой шпат (3.3 %), магнетит (1.4 %), ильменит (0. 8 %) и апатит (0.3 %).
Таким образом, изученные нами горные породы имеют необычные особенности минерального и химического составов (обогащение №20 и соответственно альбитизация), что не позволяет считать эти породы ни нормальноосадочными, ни нормальными вулканогенными. Очевидно, мы имеем дело со щелочными метасоматитами по субстрату как осадочных, так и вулканогенных образований.
Первично-осадочные породы распознаются по присутствию сохранив-
Рис. 12. Слабоокатанное зерно циркона и рудные минералы (темное) на контакте песчанистого и слюдистого слойков. Обр. 605-4, без анализатора
шихся псаммитовых и псаммоалевритовых структур и окатанных обломков минералов, в том числе с регенерационными каймами.
Прямым свидетельством вулканогенной природы субстрата является присутствие в основной ткани сланцев участков с реликтовыми микрофельзи-товой или аплитовой структурами. Косвенным свидетельством вулканогенного происхождения некоторых сланцев является присутствие в 2025 км к западу от изучаемого участка — на южном склоне массива Тель-посиз, в бассейне р. Няртсюю и на водоразделе рек Тельпос и Кудь-Кудию — субинтрузивных согласных тел кварцевых порфиров, химический состав которых отличается повышенной щелочностью (до 8.37 %). По данным геологической съемки, возраст этих пород, являющихся аналогами пайпудынско-го риолитового комплекса, среднеордовикский [2]. Возможно, что именно такие породы и послужили субстратом для образования части изученных нами метасоматитов.
Авторы благодарят д. г.-м. н., академика РАЕН Я. Э. Юдовича и к. г.-м. н. А. А. Соболеву за критические замечания и помощь при написании статьи.
Литература
1. Геологическая съемка метаморфических и метасоматических комплексов. Метод. пособие. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1996. 416 с.
2. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1: 200 000. Серия Северо-Уральская. Лист Р-40-У1 (г. Тэльпозиз). Объяснительная записка. М., 1999. 114 с.
3. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1: 1000 000 (третье издание). Лист Р-40 (Се-вероуральск). Объяснительная записка. СПб.: Изд-во картфабрики ВСЕГЕИ, 2005. 332 с.
4. Калиновский А. В., СухановН. В. Щелочно-карбонатные редкометалльные мета-соматиты на севере Урала // Рудоносные, рудные и нерудные формации Урала: Ин-форм. материалы. Свердловск, 1985. С. 90—91.
5. Калиновский А. В. Бериллиевое оруденение в редкометалльных натровых и щелочно-карбонатных метасоматитах Туру-пьинского рудного поля. Сыктывкар, 1986.
42 с.
6. Калиновский А. В., Попова Т. Н., Ка-ликов В. Н. Эвклаз-фенакит-гентгельвино-вая минеральная ассоциация в метасоматических проявлениях на севере Урала // Новые и малоизученные минеральные ассоциации Урала: Информ материалы. Свердловск, 1986. С. 61—62.
7. Удоратина О. В. (Be-Nb-Ta-R.EE) комплексные руды щелочно-карбонатных метасоматитов (Северный Урал) // Благородные и редкие металлы Сибири и Дальнего Востока: рудообразующие системы месторождений комплексных и нетрадиционных типов руд: Мат-лы науч. конф. Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2005. Т. 2. С. 87—90.
8. ЮдовичЯ. Э, КетрисМ.П. Основы литохимии. СПб.: Наука, 2000. 479 с.
Фондовая
1. Негурица Э. Г., Севастьянов Г. И., Селезнев А. И. и др. Геологический отчет Хартесской партии за 1965—67 гг. по поисково-съемочным работам, проведенным в верховьях рр. Хартес, Сертынья, М.Ту-рупья, на Приполярном Урале. Тюмень, 1967.
2. Негурица Э. Г., Севастьянов Г. И., Чащин А. Н. и др. Геологическое строение верховьев рек Б. Турупья, Туяхла-нья, Волья. Отчет по результатам поисково-съемочных работ масштаба 1:50000 Щугорской партии за 1967—68 гг. Тюмень, 1969.
/-----------------------------N
Л032?Л#Ё%£М
Валерия Шановта
силлевл
с успешной защитой докторской диссертации! Желаем, дальнейших успехов и преодоления.
люіїмх &руднос&ей Ч_____________________________/
