CC BY
23
УДК 551.214.4/550.84.094.1 Л.К. Мирошникова1
ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ ГЕОХИМИЧЕСКОГО ПОЛЯ ОСАДОЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ НИЖНЕГО-СРЕДНЕГО ПАЛЕОЗОЯ ПЛОЩАДИ ТАЛНАХСКОГО РУДНОГО УЗЛА
Осадочные отложения верхнего силура, нижнего, среднего и верхнего девона картируются геохимическим типом стронциевой специализации. Зональность геохимического поля пространственно совпадает с зонами тектонических нарушений и фациальной смены пород.
Ключевые слова: oсадочные отложения палеозоя, геохимический тип, зональность геохимического поля, тектонические нарушения, фация.
Библиогр. 4 назв. Ил. 4.
THE FEATURES OF THE STRUCTURE OF THE GEOCHEMICAL FIELD OF LOWER-MIDDLE PALEOZOIC SEDIMENTARY DEPOSITS OF TALNAKH ORE KNOT
L.K. Miroshnikova1
Sedimentary deposits of the Upper Silurian, Lower, Middle and Upper Devonian are characterized by geochemical type of strontium specialization. The zoning of geochemical field spatially coincides with the zones of tectonic faults and facies rock change.
Key words: paleozoic sedimentary deposits, geochemical type, zoning of geochemical field, tectonic faults, facies, mineralization.
4 sources. 4 figures.
Талнахский рудный узел, относящийся к Норильскому горнорудному району, расположен в северо-западной части докембрийской Сибирской платформы у ее современных границ с наложенными структурами мезо-кайнозойского возраста, относящимися к Западно-Сибирской плите и Енисей-Хатангскому рифтогеннному прогибу. Он приурочен к платформенным комплексам палеозойского возраста.
Изучение внутренней структуры комплексного геохимического поля палеозойских отложений имеет большое поисковое значение, поскольку элементы его зональности отображают структурные элементы геодинамического плана нижнего яруса платформенного чехла, литолого-фациальные изменения условий осадко-
образования и границы распространения рудоносных интрузий.
Основой для получения данных, отображающих геохимическое строение площади Талнахского рудного узла, явились результаты спектральных анализов (метод эммиссионного спектрального анализа) ли-тологических проб, отобранных по всему разрезу геологических образований из керна скважин. Все пробы проанализированы на 24 микроэлемента (МЭ): ^ Ba, ^, Ш, ^, ^, П, V, Zr, Y, Yb, Mo, 2П, Pb, Ag, Mn, Sr, W, Sc, Sn, Ga, P, Li, La.
Анализ распространения и перераспределения микроэлементов был произведен на основе расчета величин геохимического фона, коэффициента концентраций и геохимической ассоциации. Фоно-
:Мирошникова Людмила Константиновна, кандидат геолого-минералогических наук, доцент кафедры разработки месторождений полезных ископаемых Норильского индустриального института, тел.: 8319444326.
1Miroshnikova Liydmila Konstantinovna, a candidate of geological and mineralogical sciences, an associate professor of the Chair of Exploitation of mineral deposits of Norilsk Industrial Institute, tel.: 8319444326.
вые содержания рассчитывались по общепринятой методике, причем в расчете участвовали данные результатов анализов литологических проб, отобранных из горных пород, не подверженных влиянию рудоносных интрузий. Коэффициент концентрации (Кк) рассчитывался как отношение содержания микроэлемента в пробе к его фоновому значению. Геохимическая ассоциация представляла собой ряд микроэлементов ранжированных в порядке убывания значения коэффициентов концентраций. Сходные геохимические ассоциации (по строению ранжированных рядов и значению коэффициентов корреляций между элементами ряда) традиционно объединялись в геохимические типы.
Под геохимическим полем (ГХП) понимается область пространства, каждой точке которого соответствует ряд концентраций химических элементов, аналитически определенных в данной точке. В основе представления о структуре ГХП лежит закон Кларка-Вернадского, согласно которому в любой точке земной коры содержания всех химических элементов (вектор концентрации) отличны от нуля и зависят от пространственных координат. Основными компонентами структуры геохимического поля различной типовой принадлежности являются области фона и аномалий, что соответствует неоднород-ностям двух типов: 1) петрохимического, связанного с различием кларков микроэлементов в породах разного состава, 2) связанного с дифференцированным концентрированием микроэлементов, в том числе в результате рудогенеза.
В строении геохимических полей нами [2, 3] выделялись объекты с фоновым содержанием (Кк=0.7-1.5), области с рассеянной минерализацией или слабоконтрастные аномалии (Кк=1.5-2.5) и аномальные области (Кк>2.5)
Последовательные изменения в структуре комплексного геохимического поля позволяют проследить эволюцию определенного геохимического процесса. Под зональностью комплексного геохимического поля понимается закономерная
пространственная смена аномальных ассоциаций или же ассоциаций различно специализированных геохимических типов (ГХТ).
Краткая характеристика палеозойских отложений. Стратифицированные образования Талнахского рудного узла принадлежат платформенному чехлу, сложенному тремя структурными ярусами. Нижний ярус образован морскими, лагунно-морскими отложениями силура-девона ^2-02) карбонатного, сульфатного, в подчиненном количестве - терригенного и галогенного составов. К среднему ярусу отнесены лагунно-континентальные, угленосные осадки тунгусской серии (С-Р). Эффузивы пермо-триасового возраста слагают верхний структурный ярус платформенного чехла (рис. 1). Породы имеют, в общем, пологое падение под углом 15° в направлении центральных частей Хара-елахской мульды.
Верхнесилурийские отложения представлены породами макусской и постнич-ной свит.
Макусская свита (Б2 тк) мощностью 50-90 м сложена органогенно-обломочны-ми доломитистыми известняками с прослоями мергелей.
Постничная свита (Б2 рэ) мощностью от 57 до 80 м представлена доломитами с прослоями ангидритов и доломитовых мергелей.
Девонская система представлена морскими, лагунно-морскими, лагунно-конти-нентальными отложениями и расчленена на три отдела, в составе которых выделено несколько свит.
Ямпахтинская свита (Б] ]т) мощностью 40-93 м сложена доломитами с прослоями ангидритов.
Хребтовская свита (Б] Иг) мощностью 43-76 м представлена переслаиванием мергелей, доломитовых мергелей темно-серого, зеленовато-серого цвета и ангидритов с преобладанием первых, а также их переходных разностей.
Зубовская свита (Б] 2Ъ) мощностью 80-160 м с незначительным размывом залегает на породах хребтовской свиты. Она
2
3
4
5
6
7
8
10 11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
Рис. 1. Геолого-структурная карта Талнахского рудного узла
----
1 - вулканогенные образования верхней перми-нижнего триаса; 2 - тунгусская серия среднего карбона-нижней перми; 3 - каларгонская свита верхнего девона; 4- юктинская и накохозская свиты верхнего девона; 5 - мантуровская свита среднего девона; 6 - курейская и разведочнинская свиты верхнего девона; 7 - ямпахтинская, хребтовская и зубовская свиты нижнего девона; 8 - макусская и постничная свиты верхнего силура; 9 - отложения ордовика; 10-14 - разломные структуры: 10 - Норильско-Хараелахский магмо-рудоконтролирующий разлом, 11 - Тангаролахский магмо-рудоконтролирующий разлом, 12 - Дьянгинский (Осевой) предполагаемый магмо-рудоконтролирующий разлом, 13 - зона поперечного водораздельного разлома, 14 - второстепенные поперечные разломы; 15-18 - оси складчатых структур: 15 - ось Каеркано-Пясинской антиклинали, 16 - ось флексуры, 17 - оси антиклинальных (а) и синклинальных (б) складок по подошве тунгусской серии, 18 - оси антиклинальных (а) и синклинальных (б) складок по кровле разведочинской свиты; 19 - зоны фациальной смены девонских отложений; 20 - Хараелахская мульда; 21-22 -границы рудных полей: 21 - Талнахского поля, 22 - Тангаролахского потенциального поля
1
9
характеризуется неравномерным переслаиванием доломитовых мергелей и ангидритов, реже имеются прослои доломита.
Курейская свита (р1 кг) мощностью 67-75 м согласно перекрывает породы зубовской свиты и сложена преимущественно сероцветными доломитовыми мергелями и доломитистыми аргиллитами массивной текстуры, с редкими прослоями глинистых доломитов. В пределах Верхне-Хараелахской площади она протягивается узкой полосой вдоль зоны разлома, окон-туривая Олорское палеоподнятие и фа-циально замещаясь в восточном направлении олорской толщей.
Олорская толща (Б] ol) вскрыта в районе Олорского палеоподнятия в восточном крыле Норильско-Хараелахского разлома. Она является фациальным аналогом курейской и, возможно, разведочнин-ской свит. Разрез толщи представлен неравномерным переслаиванием мергелей, доломитовых мергелей, аргиллитов, аргиллитов доломитистых, известковистых, глинистых известняков и доломитов. Породы олорской толщи с размывом залегают на отложениях зубовской свиты и перекрываются глинисто-карбонатными осадками верхнемантуровской подсвиты. Мощность толщи колеблется от 18 до 70 м, уменьшаясь ближе к оси палеоподнятия и увеличиваясь в бортовых частях.
Разведочнинская свита (Б] п) мощностью 120 м (в приразломной части до 240 м) с незначительным размывом залегает на породах курейской свиты и представлена толщей аргиллитов. В пределах Верхне-Хараелахской площади разведоч-нинская свита прослеживается лишь в приразломной части.
Мантуровская свита (Б2 mt) мощностью от 160 м до 500 м с размывом залегает на отложениях разведочнинской свиты и олорской толщи. По структурно-литологическим особенностям она делится на две подсвиты.
Нижняя подсвита представлена пестроцветной толщей, сложенной существенно мергелями, мергелями доломитовыми, с линзами и прослоями ангидрита,
реже доломита. Мощность подсвиты 120140 м, однако в зоне Норильско-Хара-елахского разлома она увеличивается до 200-500 м, а в пределах Олорского палео-поднятия эти отложения отсутствуют.
Верхняя подсвита мощностью 40240 м с размывом залегает на породах нижней подсвиты, курейской и разведоч-нинской свит, а в пределах Олорского палеоподнятия на породах олорской толщи. Для подсвиты характерны два типа разрезов. В разрезах первого типа она имеет терригенно-карбонатный состав, сложена в основном доломитами с горизонтами конседиментационных брекчий. В разрезах второго типа ее состав терригенно-суль-фатно-карбонатный, здесь она представлена неоднородной толщей мергелей, ангидритов, доломитов с горизонтом консе-диментационных конгломератобрекчий в подошве подсвиты. К этому горизонту часто приурочены проявления галита с мощностью соленосных отложений до 40-50 м.
Юктинская свита (Б3]к) мощностью 16-34 м имеет два типа разрезов - карбонатный и сульфатно-карбонатный. Карбонатный разрез представлен доломитами коричневато-серого цвета с горизонтами конседиментационных карбонатных брекчий, сложенных обломками вышеописанных пород, сцементированных карбонат-но-глинистым и доломит-глинистым материалом. Сульфатно-карбонатный разрез представлен доломитами темно-серого, кремово-серого цвета, иногда кавернозными, реже известняками.
Накохозская свита (Б3 пк) мощностью не более 100 м представлена пестро-цветными, зеленовато-серыми, красно-бурыми мергелями, часто доломитовыми с прослоями ангидритов, реже доломитов и карбонатных брекчий.
Каларгонская серия (Б3 к1) мощностью от 0 до 50 м с незначительным пере-мывом залегает на породах накохозской свиты и представлена карбонатными и сульфатно-карбонатными осадками.
Современный структурный план Талнахского рудного узла сформирован на двух главных этапах - собственно плат-
форменном и активизированной платформы. Первый из них включает формирование позднепротерозойской молодой и ран-не-среднепалеозойской зрелой платформы. Тектоно-магматическая активизация суммирует позднепалеозойскую амагматичес-кую, позднепермско-триасовую магматическую и юрско-кайнозойскую глыбово-дислокационную стадии.
Основу современного структурного плана территории Норильского района, за исключением площадей, относящихся к Западно-Сибирской плите и Енисей-Ха-тангскому прогибу, составляет серия пли-кативных структур амплитудой несколько тысяч метров. Главными пликативными структурами являются: Тунгусская сине-клиза и Норильско-Хараелахский прогиб. Норильско-Хараелахский прогиб, к центральной части которого приурочена площадь Талнахского рудного узла, является главной областью распространения всех известных продуктивных интрузий, несущих промышленное медно-никелевое ору-денение (см. рис. 1). Прогиб ориентирован в север-северо-восточном направлении и при ширине 50-90 км прослежен по простиранию на 300-350 км. В строении прогиба принимают участие несколько мульд: Хараелахская, Вологочанская и Норильская, выполненные тунгусской серией и вулканогенной толщей. Хара-елахская мульда разделяется на три муль-дообразные структуры: Мастах-Халин-скую (на востоке), Таловскую (на северо-западе) и собственно Хараелахскую (на юго-западе), с юга ограниченную Кайер-кано-Пясинской антиклиналью (рис. 1).
Площадь Талнахского рудного узла (ТРУ) приурочена к южной окраине Хара-елахской мульды, сочленяющейся на юго-западе с Кайеркано-Пясинской антиклиналью. Строение мульды асимметричное с более крутым западным крылом и пологим юго-восточным, углы падения их составляют 20-30° и 5-10° соответственно. Ось мульды имеет север-северо-восточное простирание 15°. Мульда выполнена терри-генными лагунно-континентальными осадками тунгусской серии и эффузивами пер-
мо-триаса, мощность которых в центральной части Хараелахской мульды, по данным геофизики, достигает 3700 м.
В приосевой части прогиба (Талнах-ская синклиналь) в север-северо-восточном направлении на протяжении сотен километров трассируется Норильско-Хара-елахский разлом. Основным структурным элементом зоны разлома является Главный тектонический шов, представляющий собой зону милонитизации и брекчирования шириной до 100 м. Главный шов разлома сопровождается серией оперяющих второстепенных разрывов и локальных плика-тивных структур. Предположительно Но-рильско-Хараелахский разлом является главной стержневой структурой, транспортирующей ювенильное вещество из зоны первичной магмогенерации, приуроченной к Енисейско-Хатангскому рифту. В пределах Хараелахской мульды происходит виргация разлома (см. рис. 1) в виде самостоятельных оперяющих разрывов, в т.ч. Тангаралахский, Осевой, Дьянгинский и др.
Довольно значимым структурным элементом северо-восточных флангов ТРУ является среднепалеозойская структура Олорского палеоподнятия. Ось антиклинали имеет дугообразную форму, обращенную своей выпуклой стороной на восток. Простирание оси в южной части па-леоподнятия северо-восточное, постепенно изменяется на северное, а далее к северу (район скважины П-12) вплоть до северо-западного. В ядре антиклинали, под отложениями верхнего мантура, вскрывается олорская толща, являющаяся фаци-альным аналогом курейской и разведо-чнинской свит. Западное окончание Олор-ского палеоподнятия представляет собой флексурообразное крыло с амплитудой порядка 300-400 м субмеридионального простирания (рис. 1, 2). Это же крыло осложнено крупной дизъюнктивной структурой сбросового характера дотунгусского (либо доверхнемантуровского) заложения. Зона сброса прослежена вдоль Норильско-Хараелахского разлома. Амплитуда смещения по данному разлому составляет
сотни метров, при этом из разреза выпадают целые стратиграфические подразделения в объеме нескольких свит.
Восточное крыло палеоподнятия отличается своим спокойным, пологим залеганием. С юга Олорское палеоподнятие ограничено тектонической зоной.
Условны« обозначения
НИХ I
г
а, Г2
Рис. 2. Схема строения геохимического поля осадочных отложений олорской свиты Верхне-Хараелахской площади:
1-6 - геохимические ассоциации различной специализации: стронциевая (1), марганцевая (2), марганец-стронциевая (3), циркон-титановая (4), марганец-циркониевая (5); 6 - границы геохимических типов; 7 - скважина; 8 -ось Нижнемантуровской синклинали; 9 - ось Олорского палеоподнятия; 10 - разломы Норильско-Хараелахский (а) и Олорский (б); 11 - контур рудоносной интрузии (мощность более 150.0 м)
В комплексном геохимическом поле осадочных отложений нижнего-среднего палеозоя выделяется несколько типов локальных полей в зависимости от их специализации, хотя в целом они специализированы на стронций.
В строении геохимического поля наблюдается внутренняя зональность, которая определяется неравномерным распределением Бг в разрезе осадочных толщ (Кк от 0.8 до 23.0).
В осевой части Хараелахской мульды (Талнахская синклиналь) в осадочных толщах (от силура до верхнего девона) наблюдается постепенное увеличение концентрации Бг. Ореолы с фоновым содержанием стронция (коэффициенты концентрации Бг от 0.8 до 1.2) пространственно совпадают с границами развития отложений верхнего девона (доломиты, мергеля доломитовые с прослойками ангидрита, известняки) и верхенеманту-ровской подсвиты среднего девона П2 mt2 (мергели, доломиты, ангидриты).
Область рассеянной минерализации (слабоконтрастные аномалии) Бг (Кк от 1,2 до 3) отмечается в стратифицированном разрезе отложений от нижнемантуровской (02 ш^) до верхнезубовской (Б1 zb2) подсвит нижнего - среднего девона (мергели, доломитовые мергеля с прослойками ангидрита, аргиллиты доломитистые).
Аномалии Б г (Кк Б г от 3.4 до 7) выделяются в разрезе отложений от нижнезубовской (Б1 zb¡) подсвиты (мергеля доломитовые, ангидриты) до нижнего силура (мергеля доломитовые, ангидриты, доломиты с прослойками ангидрита). Причем, максимальное содержание Бг (Кк = 7) приурочено к подошве зубовской (Б1 zb) (доломиты) и ямпахтинской (Б] ут) свит.
На рубеже нижнего-среднего девона отмечается смена геохимических обстано-вок формирования глинистых осадков. Данная особенность находит отображение в появлении внутри комплексного ГХП осадочных отложений девона стронциевой специализации, ореолов преимущественно 2г-Мп и Сг-У состава (отложения разведо-чнинской свиты). Внутренняя геохимическая неоднородность данных образований обусловлена выделением в них пачек различного литологического состава. Так, в породах с преобладанием терригенной составляющей (песчаники, алевролиты)
отмечается повышенная концентрация Zr (Кк =до 2.0)-Ti-V; аргиллиты с прослоями костных брекчий и конкрециями фосфоритов геохимически специализированы на Y-Zr и P-Y-Zr; в пределах флексурных прогибов и в зонах развития приразлом-ного метаморфизма аргиллиты обогащены Mo (Кк = до 2), Ba (Кк = 2) и в единичных случаях Ag (содержание до 0.1 x 10-3 вес. %) (переуглубленные зоны осевой части мульды; скв. СГ-19, СГ-8).
В восточном борту мульды отложения разведочнинской свиты развиты только вдоль зоны Норильско-Хараелахского разлома (рис. 3, 4).
В пределах восточного борта Хара-елахской мульды (Олорское поднятие) содержание и распределение Sr в осадочных отложениях нижнего девона и верхнего силура (D1 zb - S 2) восточного борта мульды такое же как, и в ее осевой части. Зоны рассеянной минерализации Sr (Кк от 1.9 до 2.9) отмечены в осадочных породах курейской (D1 kr), верхней части зубовской (D1 zb) и хребтовской (Dj hr) свит (рис. 2, 3, 4).
Аномалии Sr (Кк от 2.9 до 8.7) наблюдаются в сульфатно-карбонатных породах нижнезубовской (Б] zЪ]) подсвиты и луд-ловского (£2 Щ яруса.
Сходство геохимического строения осадочных отложений нижнего силура -девона (до отложений разведочнинской свиты) в различных тектонических блоках мульды позволяет сделать вывод о сходстве геодинамических условий и одновременности формирования осадков. Очевидно, смена условий формирования геологических образований произошла на уровне разведочнинской свиты, когда разделение мульды на отдельные блоки было инициировано заложением Норильско-Хара-елахского разлома - тектоническим нарушением разрывного типа, представляющего собой сбросо-сдвиг с амплитудой до 250 м. В результате восточный борт мульды оказался поднятым относительно осевой части и дальнейшее геологическое развитие и накопление осадочных толщ происходило в различных структурно-тектонических условиях. И если в центральной
]- m-
Рис. 3. Схематический геолого-геохимичекий разрез по линии Б-Б: 1-10 - геохимические ассоциации и аномалии: 1 - марганец-стронциевая, 2 - марганец-циркониевая, 3 - марганцевая, 4 - циркон-титан-ванадиевая, 5 - стронций (1,3) - марганцевая (1.2), 6 - стронциевая (2.4-4.6), 7 - аномалия стронция (7-10), 8 - барий (1.5) - стронциевая (1.2), 9 - зона рассеянной минерализации бария (6) - стронция (2.3), 10 -аномалия стронция (12-20) - бария (6-14); 11 - формула геохимические ассоциации, в скобках коэффициент концентрации; 12 - зона Норильско-Хараелахского разлома; 13 - тектонические нарушения; 14 - геохимические границы; 15 - геологические границы; 16 - скважина, индекс, глубина
части мульды образование осадочных пород происходило в условиях морского режима, то в пределах восточного борта -в условиях денудационных процессов, размыва и переотложения осадков, т. е. в различных геохимических обстановках.
Рис. 4. Схематический геолого-геохимичекий разрез по линии А-А.
Условные обозначения см. на рис. 3
Так, в разрезе осадочных отложений нижнего девона сводовой части Олор-скоего палеоподнятия выделяется олорская толща (Б1 о1), которая представляет собой фациальный аналог разведочнинской и курейской свит нижнего девона, выделенных в разрезе осадочных толщ к западу от Норильско-Хараелахского разлома. Геохимический разрез отложений олорской толщи в своей верхней части представлен ореолами геохимических ассоциаций марганцевого и циркониевого ГХТ (геохимическое сходство с отложениями разведо-чнинской свиты), в нижней - стронциевого типа (сходство с отложениями курейской свиты). Было отмечено, что элементы латеральной зональности ГХП олорских отложений пространственно совпадают с границами фациальной смены пород и структурными элементами палеоподнятия. Так, в сводовой части Олорского палеоподнятия (скв. П-12 и П-15) верхняя часть отложений олорской толщи (доломиты и известняки) картируются ассоциациями ГХТ марганцевой специализации, с аномальными концентрациями Ва (Кк = 5). В строении ГХП осадочных пород восточного и западного крыльев палеоподнятия вдоль границ сводовой части (скв. В-6, П-5) выделяются геохимические ассоциации Мп-У-Сг (Сг-У-Мп).
В пределах западного крыла, более пологого, олорская толща сложена последовательно сменяющими друг друга тонким переслаиванием зеленовато-серых мергелей, темно-серыми аргиллитами, глинисто-алевритовыми доломитами. В геохимическом поле объекта выстраивается зональность, которая представлена последовательным изменением состава геохимических ассоциаций, свойственных терри-генным образованиям разведочнинской свиты (П1 ^ ) (в западном направлении от сводовой части поднятия): Мп ^ Сг-У-Мп (Мп-Сг-У) ^ Мп-У-2г ^ У-2г ^ 2г-Мп ^ Мп-Бг (ось Нижнемантуровской синклинали; глинисто-алевритовые доломиты).
Отложения толщи восточного крыла поднятия (более крутого) сложены в основном реликтами пестроцветных пород -аргиллитов, мергелей. Латеральная зональность геохимического поля в этом случае представлена следующими изменении состава геохимических ассоциаций (в восточном направлении от сводовой части палеоподнятия): Мп ^ Мп-У-Сг ^ 2г-Мп ^ Мп-Бг (приразломный прогиб) (рис. 2, 3).
На границе раздела верхней и нижней части разреза олорской толщи отмечаются низкие концентрации Мп (Кк =0.7) и повышенные Бг (Кк =1.5).
Зональность ГХП отложений нижней части Олорской толщи (по литологичес-кому составу сходна с породами курейской свиты нижнего девона) определена теми же особенностями, что и верхней. Так, отложения в сводовой части палеоподня-тия (скв. П-12, П-15) картируются геохимическими ассоциациями Ва (Кк = 2) - Бг (Кк = 1.4) (скв. П-12) и Ва (Кк = 4) - Бг (Кк = 1.4) - Мп (Кк до 1) (скв. П-15) составов (характерными для мергелей курейской свиты кг). В ГХП западного крыла наблюдается следующий порядок изменений состава геохимических ассоциаций (в направлении от сводовой части поднятия): РЬ (Кк = 3) - Ва (Кк = 2) - Оа (Кк = 2) - Бг - Мп (Кк = 1.4 ) (скв. П-5) ^ - РЬ (Кк = 4) - 2п (Кк = 3.5) - Ва (Кк = 1.8 ) - Бг - Мп (Кк = 1.6 )- Оа - Ве (Кк =
1.3) - 2г - Мо (Кк =1) (скв. П-2) ^ Sr (Кк = 3.4) - Оа (Кк =2.3) - РЬ - Ве (Кк = 1.7) -Ва (Кк = 1.4) - V - 2г- Т (Кк = 1) (скв. В-2) ^ Sr (Кк = 20) - У - УЬ (Кк = 4) - Ва (Кк = 2) - 2г - Мп (Кк = 1) (скв. В-1). Латеральная зональность ГХП отложений восточного крыла палеоподнятия отображается последовательной сменой геохимических ассоциаций стронциевого ГХТ: РЬ (Кк = 1.2) - Сг - Sr (Кк = 1) (скв. В-6) ^ РЬ (Кк = 2) - Sr - Мп (Кк до 1) (скв. В-4); ^ Sr (Кк = 8) - У - УЬ (Кк = 6) - Ве (Кк = 1.7) -РЬ (Кк = 1.4 )- Ва - И- V (Кк = 1) (зона разлома; скв. В-5).
Геохимическую границу между отложениями олорской толщи и нижележащими образованиями можно провести по низкому содержанию Мп (60-80 х 10 -3, вес. %) и относительно высокому содержанию Sr (200-250 х10-3, вес. %) и Ы (3х10-3, вес. %). Горизонт ангидритов в кровле подстилающих пород характеризуется дефицитом практически всех микроэлементов.
Наблюдаемая зональность комплексного ГХП отложений среднего девона в пределах мульды обусловлена в первую очередь различным структурно-тектоническим строением осевой и бортовых частей (восточный борт мульды осложнен положительной структурой второго порядка - Олорским поднятием) и, как следствие, различными фациальными условиями накопления осадочных толщ. В пределах восточного борта Хараелахской мульды (Олорское палеоподнятие) терри-генно-осадочные лагунно-континенталь-ные образования карбона-перми с размывом залегают непосредственно на породах среднего девона, представленных мощными горизонтами карбонатных брекчий и брекчированных пород. Обломочный материал слагают алевритистые мергеля, доломиты. В карбонатно-глинистом цементе во множестве отмечаются образования корок, налетов, пленок в виде дендритов марганца, изредка гнезд галита и ангидрита [3].
В пределах Хараелахской мульды в направлении с запада на восток происходит постепенное выклинивание толщ суль-
фатно-карбонатного состава (отложения верхнего и среднего девона) и накопление карбонатных отложений.
В этих условиях отложения среднего (Б2 т() и верхней части нижнего девона (олорская толща - о1) в пределах сводовой части Олорского палеоподнятия (скв. В-4, 6 и П-15) геохимически специализированы на Мп [2].
В целом в пределах Хараелахской мульды эта особенность осадочных толщ среднего девона геохимически выражается в последовательном снижении в породах содержания Sr и нарастании Мп, что в структуре ГХП отображается рядом сменяющихся геохимических ассоциаций стронциевого и марганцевого типов (в восточном направлении от оси мульды): Sr-Mn (Талнахская синклиналь) ^ Мп^г (Нижнемантуровская синклиналь) ^ Мп-2г (западное крыло Олорского поднятия) ^ Мп (сводовая часть Олорского поднятия) (рис. 1, 2, 3, 4).
Генетические аспекты образования геохимического поля стронциевой специализации. Наблюдения особенностей геохимического строения осадочных морских и лагунно-континентальных отложений палеозоя вполне объяснимы хемо-генным характером образования осадочных пород. Из всех исследуемых 24 микроэлементов стронций, по сравнению с другими МЭ (исключая калий), обладает сравнительно большей растворимостью и меньшей сорбционной способностью, что и обуславливает его большую распространенность в морской воде [4]. Кроме того, уровень концентрации Sr обуславливается интенсивностью галогенеза. Максимум осаждения Sr в виде целестина приурочен к моменту насыщения рассола гипсом (в конце карбонатной и в самом начале сульфатной стадии галогенеза) [1]. Осаждающийся целестин образует включения в доломитах и доломитовых известняках -при геологическом описании в данных породах отмечались (Н.П. Кузнецова, 1987 г.) зерна и прожилочки самородного минерала целестина, стронцианита.
На сульфатной стадии седиментации
(осадочные породы среднего девона) осаждение целестина одновременно с гипсом и ангидритом еще продолжается, но в количественном отношении оно явно идет на убыль. Литологический состав пород в данном случае геохимически характеризуется следующим образом. Среди карбонатных пород наиболее обогащены Sr доломиты и доломитизирован-ные известняки (содержание Sr от 0.6 до 0.8 %). Самое высокое содержание стронция было отмечено в глинистых карбонатных породах: от 0,8 в. % и более 1 в. %.
В целом по разрезу палеозойских отложений распределение стронция выглядит следующим образом: в породах верхнего и среднего девона (доломиты, известняки, ангидриты, гипсы, мергели) содержания стронция от 0.1 до 0.2 вес. %; нижнего девона (курейская - зубовская свиты - доломиты, мергеля, аргиллиты до-ломитистые, ангидриты) - 0.3 - 0.6 в. %; в породах нижней части отложений зубовской свиты zЪ] (мергели, доломиты, мергеля доломитовые с прослойками ангидрита,) иверхнего силура (лудловский ярус 82 Ы, доломиты с прослойками глинистых мергелей) - от 1 до 1.5 в. %.
Отмечаемая особенность как непрерывное возрастание стронция в осадках палеозоя от более молодых к более древним, возможно, также связана с привносом стронция в состав земной коры магматическими породами основного состава. По мере угасания магматической деятельности (по сравнению с древним докембрием) количество поступающего стронция сокращается в связи с эрозией и переотложением древних осадков. И как следствие снижается содержание стронция в более молодых отложениях палеозоя.
Зональность комплексного геохимического поля в значительной мере отображает элементы структурно-тектонического плана площади. В комплексном ГХП стронциевой специализации палеозойских отложений выделяются объекты, обогащенные Ва. Так, в отложениях зубовской свиты в центральных частях палеоструктур отмечаются аномалии Sr
(Кк=7-17) - Ва (Кк=2-10) (сводовая часть Олорского палеоподнятия) и Sr (Кк=20) -Ва составов (осевая часть Нижнеманту-ровской синклинали; скв. В-1).
На границах раздела свит (брекчи-рованные зоны размыва и переотложений), являющихся своеобразными геохимическими барьерами, также отмечается резкое увеличение содержаний Ва и Sr до аномальных значений: Sr (Кк от 5 до 22) -Ва (Кк до 6) (рис. 2, 3).
Выводы:
1. Палеозойские морские и лагунно-морские отложения сульфатно-карбонатного, сульфатного, галогенного составов нижнего структурного яруса платформенного чехла площади Талнахского рудного узла в целом специализированы на стронций. В строении комплексного геохимического поля стронциевой специализации наблюдается внутренняя дифференциация, которая определяется неравномерным распределением Sr в разрезе осадочных толщ (Кк от 0.8 до 23.0).
2. Неоднородность распределения микроэлементов по разрезу геологических образований Талнахского рудного узла формирует зональность комплексного геохимического поля. Природа вертикальной и латеральной зональности в первую очередь обусловлена различными фаци-альными условиями образования осадочной толщи пород и как следствие неоднородностью их литологического состава.
3. Элементы зональности комплексного геохимического поля палеозойских отложений отображают структурные элементы геодинамического плана нижнего яруса платформенного чехла.
Доказательством этого положения является то, что геохимическая характеристика отложений верхнего силура и нижнего девона как в осевой, так и бортовых частях мульды одинакова, следовательно, формирование осадков происходило в одинаковых геохимических обстанов-ках и в одинаковых геодинамических условиях. Изменения в строении комплексного геохимического поля осадочных толщ, вызванных снижением в них
концентрации стронция снизу вверх по разрезу можно рассматривать как отображение смены режимов их формирования и изменения химического состава пород от сульфатно-карбонатного до карбонатного. Границы раздела свит рассматриваются как своеобразные геохимические барьеры, для которых характерны дефицит всех микроэлементов и накопления бария и стронция (ослабленные зоны, которые наиболее проницаемы для прохождения флюидных растворов и образования в них барито-целестиновой минерализации).
На рубеже нижнего-среднего девона отмечена резкая смена геохимических условий осадкообразования, что и подтверждено необычностью геохимического состава осадков разведочнинской свиты. Происходящие изменения нашли свое отображение в проявлении элементов линейной зональности в комплексном геохимическом поле разведочнинской и олор-ской свит (Олорское палеоподнятие), обусловленной выделением в нем объектов с повышенными содержаниями иттрия и иттербия, пространственно совпадающими с направлением тектонических зон. Это свидетельствует об одновременности образования осадочных отложений и заложения глубинного разлома, который в более ранних отложениях палеозоя не имеет особенных геохимических признаков.
Следующий временной этап изменения условий геодинамического развития начинается с начала среднего девона. Это подтверждается разностью геохимических характеристик осадочных отложений среднего и верхнего девона в центральном и восточном борту Хараелахской мульды.
При этом границы смены состава геохимических ассоциаций различной специализаций совпадают. Наблюдаемая латеральная зональность ГХП пространственно совпадает с границами фациальной смены пород. Последовательное изменение химизма осадочных отложений от сульфатно-карбонатного до карбонатного фиксируется постепенным снижением содержания стронция и увеличением содержания марганца. Следовательно, в пределах осадочной толщи Хараелахской мульды отмечаются два направления геохимической зональности (вертикальная и горизонтальная), имеющих одинаковую природу и вещественный состав. Рубежи смен геохимических обстановок вполне соответствуют изменениям в геодинамических условиях формирования осадочных толщ не только на региональном уровне, но и планетарном (нижний и средний девон).
Библиографический список
1. Власов К. А. Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. - М. Наука, 1964. - Т.1.
2. Мирошникова Л.К. Геохимия палеозойских отложений Верхне-Хараелах-ской площади //Недра Таймыра: сборник научных трудов. - Норильск, 2000. - Вып. 4. - С. 69-83.
3. Мирошникова Л. К. Геохимическая характеристика осадочных отложений адылканской свиты //Геология, поиски и разведка месторождений рудных полезных ископаемых: межвузовский сборник. -Иркутск: ИрГТУ, 2001. - Вып. 25.
4. Тугаринов А.И. Общая геохимия. -М.: Атомиздат, 1973. - 128 с.
Рецензент кандидат геолого-минералогических наук, доцент Иркутского государственного технического университета Л. А. Филиппова
