CC BY
63
К. г.- м. н.
А. А. Соболева
ЗЕЛЕНЫЕ СЛАНЦЫ ЛЕНИНСКИЙ ЗОНЫ
Д. г.- м. н.
Я. Э. Юдович
С. н. с.
М. П. Кетрис
Студент СГУ А. В. Васильев
Проблемы возраста и диагностики субстрата зеленосланцевых толщ восточной части Лемвинской зоны (Тына-готско-Тыкотловский район), относимых в настоящее время к верхнекемб-рийско-нижнеордовикской погурей-ской свите [2], насчитывают много лет. При проведении гео лого-съемочных работ в разное время эти толщи, входящие в центральный пакет пластин Лем-винского аллохтона, считались верхне-протерозойско-кембрийскими (А. А. Саранин и др., 1968), верхнепротеро-зойско-нижнеордовикскими (Э. С. Со-седков и др., 1974), верхнепротерозой-ско-кембрийскими и нижне-среднеордовикскими [11], верхнекембрийско-нижнеордовикскими [3], нижне-среднеордовикскими (Мезенцев, 1974). Ввиду отсутствия находок фауны в этих породах их возраст в настоящее время принимается условно раннепалеозойским по тремадокским конодонтам, собранным севернее, на Полярном Урале (Н. В. Лютиков, рабочие материалы), и нижнеордовикскому комплексу микро-фоссилий, определенных в метатерри-генных породах западного пакета пластин аллохтона [3]. После и-РЬ датирования цирконов из метариолитов, залегающих среди зеленосланцевых толщ погурейской свиты, представилась возможность достоверно определить, по крайней мере, верхнюю временную границу формирования пород субстрата зеленых сланцев. Возраст тела кислых вулканитов, расположенного в бассейне р. Большая Тыкотлова, в пределах Тыкотловского покрова, составляет 484.3 ± 3.1 млн лет [4, 8], а цирконовые датировки массивов риолитов пожем-ского комплекса, расположенных севернее, на водоразделе руч. Пожемавис и р. Мокрая Сыня, в пределах Грубеин-ского покрова, дают интервал 475—
14
505 млн лет [12, 13]. На последней геологической карте м-ба 1:200 000 [2] в пределах Тыкотловского покрова те кислые вулканиты, которые считаются покровными, включают в погурейскую свиту, а риолиты, для которых предполагается интрузивное залегание, относят к погурейским субвулканическим образованиям. Тем не менее проблема определения фациальной принад-
лежности линзовидных тел метамор-физованных риолитов без четких эндо-и экзоконтактов не всегда решаема.
В предлагаемой читателю статье будут детально рассмотрены только зеленые сланцы погурейской свиты, вмещающие упомянутые выше раннепалеозойские кислые вулканиты и обнажающиеся в бассейнах рек Большая Тыкотлова и Большая Тынагота (рис. 1).
Рис. 1. Геологическая схема и точки отбора проб. Составлена на основе ГК-200 листа
д-41-ХХУ1 [2].
1 — осадочные породы 02^2; 2 — метабазальты кокпельской свиты О^; 3 — вулканогенные, осадочные и вулканогенно-осадочные породы погурейской свиты, погурейские субвулка-нические образования (€3-01) и мелкие субвулканические тела долеритов орангъюганско-лемвинского комплекса 0^2 (а), крупные поля риолитов погурейской свиты (б); 4 — метавулканиты основного и кислого состава молюдвожской свиты и молюдвожские субвулканические образования Я3-У]; 5 — метавулканиты кислого состава саблегорской свиты (Я3-У]) и метатерригенные породы арьяншорской толщи (V!); 6 — метатерригенные породы моро-инской свиты И^; 7 — крупные субвулканические тела габбро-долеритов и долеритов орангъ-юганско-лемвинского комплекса О^; 8 — граниты лемвинского комплекса €3; 9 — границы геологические (а) и тектонические (б); 10 — надвиги; 11 — точки отбора образцов
Упомянутые сланцы являются наиболее распространенными породами на рассматриваемой территории. Исследованные нами образцы были отобраны юго-западнее наиболее крупного тела метариолитов, расположенного на правобережье руч. Яроташор. Э. С. Соседковым (1974) при картировании среди этих пород были выделены два главных их типа: 1) зеленые сланцы по основным эффузивам и их туфам; 2) грубополосчатые так называемые книжные сланцы.
Зеленые сланцы первого типа (обр. 2—4) имеют темно-зеленый цвет, сланцеватую текстуру и часто порфи-робластовую структуру, содержат переменные количества кварца, альбита, хлорита, эпидота и актинолита. По минеральному составу они подразделяются на два подтипа.
Кварц-алъбит-хлорит-эпидот-ак-тинолитовые сланцы имеют мелкопор-фиробластовую структуру за счет выделяющихся на фоне основной ткани зерен эпидота и лейкоксена (рис. 2, а). Основная ткань характеризуется мелкокристаллической лепидогранобласто-вой структурой, благодаря сочетанию в ней зерен эпидота, кварца, альбита, призм и игл актинолита и беспорядочно расположенных чешуй хлорита. Текстура породы сланцеватая, с элементами свилеватой. Мелкие призмы акти-
нолита участками ориентированы субпараллельно, огибая агрегаты альбита и эпидота. Минеральный состав породы: актинолит (размер индивидов до 0.5 мм, содержание 45 об. %), кварц и альбит (до 0.15 мм, 30 об. %), хлорит (0.15—0.20 мм, 15 об. %), эпидот (0.01—0.20 мм, 5 об. %), стильпноме-лан (до 0.2 мм, менее 5 об. %), апатит (до 0.15 мм, единичные зерна), лейко-ксен. Последний слагает на некоторых участках до 20 % объема породы, замещая первичный титановый минерал и образуя буроватые выделения неправильной формы размером до 0.5 мм.
Для актинолит-кварц-алъбит-эпи-дот-хлоритовых сланцев характерна порфиробластовая структура с двориками растяжения и очковая сланцеватая текстура (рис. 2, б). Мелкокристаллический матрикс породы, состоящий из хлорита, кварца, альбита, эпидота, титанита, актинолита, апатита имеет нематолепидогранобластовую структуру. Элементы основной ткани собраны в волнистые прослоечки, огибающие порфиробласты эпидота и альбита. Минеральный состав сланцев: хлорит (до 2.7 мм, 45 об. %), кварц и альбит (до 0.35 мм, 30 об. %), эпидот (0.08—3.6 мм, 15 об. %), титанит (0.01— 0.03 мм), кальцит, гидроксиды железа.
Зеленые сланцы второго типа (обр. 5—7) характеризуются светло-се-
ровато-зеленым цветом и грубополосчатой сланцеватой текстурой. В сравнении со сланцами первого типа обогащены кварцем и альбитом, также подразделяясь на два подтипа.
Актинолит-эпидот-хлорит-кварц-алъбитовые сланцы состоят из чередующихся полос, отличающихся количественным содержанием темноцветных и салических минералов. Имеют нематолепидогранобластовую структуру (рис. 2, в). Отмечаются единичные порфиробласты эпидота. Минеральный состав пород: кварц и альбит (размер индивидов до 0.2 мм, содержание от 60 об. % в меланократовых прослоях до 90 об. % в лейкократовых прослоях), хлорит (0.1 мм, от 35 до 10 об. %), эпидот (до 0.36 мм, от 2 до 1 об. %), актинолит (до 0.3 мм, от 0 до 2 об. %), серицит (до 0.2 мм), титанит (0.01—0.03 мм), апатит (до 0.12 мм). Светлые кварц-аль-битовые прослои сланцев концентрируют актинолит. В более темных прослоях в большей степени сосредоточены хлорит, эпидот, серицит, титанит (участками до 10—15 об. %). Кроме того, в рассматриваемых сланцах содержится плагиоклаз, умеренно соссюритизиро-ванный в центральных частях зерен, вероятно реликтовый, первоначально имевший кислый-средний состав. Этот минерал образует выделения неправильной формы размером до 2.6 мм. Вероятно вторым реликтовым минералом является алланит, встречающийся в виде зерен неправильной формы размером 0.03—0.15 мм с сильным плеохроизмом от светло- до густо-красновато-коричневого. Наличие в породе реликтовых минералов позволяет предположить, что сланцы образовались при метаморфизме вулканической или вулканогенно-осадочной породы кислого-среднего состава. В таком случае не исключено, что и полосчатость сланцев является унаследованной от первичной флюидальности.
Для эпидот-серицит-хлорит-кварц-алъбитовых сланцев, отличающихся от вышеописанных пород большим содержанием серицита и отсутствием актинолита и алланита, характерна лепидогранобластовая структура, полосчатая и линзовидно-полосча-тая текстура (рис. 2, г). В светлых полосах зерна кварца и альбита размером 0.10—0.15 мм слагают 60—95 % объема, тогда как в темных полосах такой же объем сложен мелкочешуйчатыми (около 0.15 мм) минералами — хлоритом и железосодержащим серицитом.
Рис. 2. Микрофотографии горных пород погурейской свиты. Зеленые сланцы первого типа: а — кварц-альбит-хлорит-эпидот-актинолитовый сланец с порфиробластами лейкоксена (обр. 4); б — актинолит-кварц-альбит-эпидот-хлоритовый сланец с порфиробластами эпидота (обр. 2). Зеленые сланцы второго типа (полосчатые «книжные» сланцы): в — актинолит-эпидот-хлорит-кварц-альбитовый сланец (обр. 5); г — эпидот-серицит-хлорит-кварц-альбитовый сланец (обр. 6)
В рассматриваемых породах встречаются также зерна эпидота размером 0.05—0.10 мм, мелкозернистые буроватые скопления титанита (до 5 об. %), плагиоклаз кислого-среднего состава в виде выделяющихся на фоне основной массы более крупных (0.15 мм) слабо-соссюритизированных зерен, а также индивиды апатита размером около 0.05 мм.
Для реконструкции первичного состава зеленых сланцев нами были использованы классификация магматических горных пород [5], диаграммы А. Н. Неелова а-Ь для реконструкции состава метавулканических и ме-таосадочных пород [7], а также химическая классификация осадочных горных пород и модульные диаграммы Я. Э. Юдовича и М. П. Кетрис [14].
По химическому составу зеленые сланцы первого типа соответствуют основным магматическим породам толеитовой серии (табл. 1, рис. 3). Породы относятся к нормальному пет-рохимическому ряду (^20+^0 3.42—3.83 %), характеризуются резко выраженным натриевым типом щелочности (^20/^0 = 28—42). По содержанию К2О они соответствуют низкокалиевым базальтам (рис. 4). По концентрации ТЮ2 (2.16—2.29 %) породы аттестуются как «весьма высокотитанистые», а по величине коэффициента глиноземистости а1’ (0.55—
0.67) как низкоглиноземистые. Величины отношения К2О/ТЮ2 составляют в них 0.04—0.06, что характерно для то-леитовых базальтов. На диаграмме А. Н. Неелова точки состава этих сланцев попадают в поля базальтоидов и андезибазальтов.
Мы произвели сравнение этих пород с метавулканитами близкого химического состава, развитыми на Приполярном Урале и в южной части Полярного Урала в верхнекембрийско-ниж-неордовикской погурейской, нижнеордовикской кокпельской и позднерифей-ско-вендской молюдвожской свитах, а также с метабазитами среднерифей-ских [1] пуйвинской, маньхобеинской и щекурьинской свит из ядра Хобеизской антиклинали. В результате выяснилось, что исследуемые нами зеленые сланцы по составу очень схожи с метабазальтами погурейской и кокпельской свит. Однако более важным мы считаем явное отличие наших зеленых сланцев от большей части остальных — заведомо докембрийских метабазитов. Эти отличия сводятся к следующему:
1) раннепалеозойские метабазиты имеют меньшую общую щелочность при более натровом ее характере; 2) в них несколько больше CaO и MgO и меньше T1O2; 3) по величине коэффициента al’ они низкоглиноземистые, тогда как большинство докембрийских метаба-зитов относится к умеренно-глиноземистым.
Зеленые сланцы второго типа («книжные») по химическому составу похожи на средние и кислые магматические породы толеитовой серии (табл. 1, рис. 3). Они относятся к нормальному и умеренно-щелочному пет-рохимическим рядам (Na2O+K2O соответственно 7.06 и 4.99 %), характеризуются натриевым типом щелочности (Na2O/K2O = 70 и 8) при низком содержании K2O (рис. 4). По концентрации T1O2 (0.75—0.88) эти породы весьма и умеренно низкотитанистые, а по величине al’ (1.48 и 1.67) — высокоглиноземистые. На одной из диагностических диаграмм А. Н. Неелова точки состава рассматриваемых сланцев попадают в поля дацитоидов и риодацитоидов, хотя не исключается и осадочный субстрат. На другой диаграмме (для реконструкции протолита метаосадочных пород) точки тех же пород попадают в поле составов кислых туффитов, а также оли-
гомиктовых и полимиктовых алевролитов. Мы считаем, что в данном случае более вероятен вариант кислых туффи-тов, поскольку, как было отмечено выше, в составе наших сланцев присутствует реликтовый алланит — типичный минерал вулканических пород кислого состава.
Данные химического анализа зеленых сланцев и метабазальтов (53 пробы и анализа) были подвергнуты обработке в рамках так называемого Стан-дарта-ЮК [14]. Результаты показаны в табл. 2 и на модульной диаграмме (рис. 5). Базу для этой работы составили пять выборок: а) зеленых сланцев погурейской свиты двух типов (5 проб);
б) метабазальтов погурейской свиты (9 анализов из фондовой литературы);
в) метабазальтов кокпельской свиты (15 проб); г) зеленых сланцев-метабази-тов из молюдвожской свиты (9 проб);
д) зеленых сланцев-метабазитов мань-хобеинской и щекурьинской свит (8 анализов из опубликованной литературы);
е) сланцев пуйвинской свиты (7 проб). Поскольку в свое время предлагалось [6] объединить маньхобинские и щеку-рьинские метабазиты в единый мань-хобеинский магматический комплекс, мы будем те и другие называть маньхо-беинскими.
Таблица 1
Химический состав зеленых сланцев погурейской свиты, мае. %
Компоненты Зеленые сланцы
Первого типа Второго типа
2 3 4 5 7
Si02 49.31 50.70 46.72 62.33 65.33
ТЮ2 2.29 2.16 2.25 0.75 0.88
АЬОз 11.91 14.49 13.69 15.75 13.93
F е20;? 9.13 4.60 5.10 1.55 1.99
FeO 5.20 7.92 9.14 4.32 4.48
МпО 0.22 0.19 0.23 0.07 0.12
MgO 4.96 5.80 6.23 3.54 2.94
CaO 10.06 7.15 9.17 2.24 2.50
Na20 3.34 3.70 3.61 6.96 4.42
к2о 0.08 0.13 0.10 0.10 0.57
Р2О5 0.45 0.53 0.20 0.14 0.21
ппп 3.05 2.88 3.26 2.26 2.63
Сумма 100.00 100.25 99.70 100.01 100.00
Н20‘ 0.34 0.33 0.27 0.20 0.20
п о 0.13 0.05 0.23 0.00 0.00
Примечание. Состав пород определен методами рентгенофлюоресцентного (обр. 2, 5, 7) и химического анализов (обр. 3 и 4) в ИГ Коми НЦ УрО РАН
РеО*+ТЮ,
Высоко-Ре
толеитовые
базальты
Риолиты
А1А МдО
Рис. 3. Составы горных пород Тыкотловско-Тынаготского района на диаграмме
С. Л. Йенсена [16].
1, 2 — зеленые сланцы погурейской свиты £3-01 первого (1) и второго (2) типов; 3-5 — метабазальты: погурейской свиты £3-01 (3), кокпельской свиты 01 (4), нижней подсвиты молюдвожской свиты Я3 (5); 6 — метабазиты маньхобеинской и щекурьинской свиты (И^?), 7 — метабазиты пуйвинской свиты Составы метабазальтов заимствованы из производственного отчета по ГМК-200 листа Q-41-XXVI [2] и из работы [6]
Рис. 4. Типизация пород по содержанию К20 и БЮ2. НК, УК, ВК — соответственно низко-, умеренно- и высококалиевые породы. Условные обозначения расшифрованы
на рис. 3
Как видно на модульной диаграмме «фемический модуль ФМ — титановый модуль ТМ» (рис. 5), вся совокупность анализируемых данных подразделяется на семь кластеров и пять индивидуальных составов, не подлежащих усреднению.
Кластер I представлен погурейски-ми зелеными сланцами второго типа, т. е. микрослоистыми серо-зелеными породами «осадочного» вида. Сюда же попал и один анализ пуйвинских сланцев (обр. 2004/1). Все эти породы аттестуются как щелочные псевдосиалли-ты ввиду своей повышенной магнези-альности (М^0 > 3 %). Титановый модуль у них невыразительный, отвечает среднему для платформенных глин. Однако значительное присутствие в соответствующих породах полевых шпатов (НКМ = 0.41) и явная доминация среди последних альбита (Ма20 = 5.69, ЩМ = 17) показывают, что это отнюдь не простые метапсаммиты, а скорее всего обогащенные хлоритом (магний) и альбитом (натрий) метапсаммиты (или метаалевролиты). К сожалению, в такой ситуации почти всегда присутствует некая амбивалентность диагноза (метаграувакка или метатуффоид?), ибо аналогичный состав вполне могут иметь и продукты метаморфизма ба-зитовых или скорее андезитовых туф-фоидов. Но отличить пирокластику от вулканокластики можно только в неме-таморфизованных породах, и то лишь по единственному признаку — относительной окатанности зерен вулкано-кластов по сравнению с пирокластами. Итак, зеленые сланцы второго типа могут быть как альбитовыми мета-туффоидами, так и альбитовыми мета-граувакками.
Понятно, что правильный выбор из этой альтернативы имел бы большое значение для понимания возраста по-гурейской свиты. Ибо, если мы имеем туффоиды, то можно говорить о всех зеленых сланцах в терминах «базальты и их туфы (туффиты)», считая погурей-скую свиту допалеозойской соответственно общепринятому для севера Урала возрасту бедамельских (маньин-ских, саблегорских и пр.) базальтоидов. Если же это все-таки метаграувакки, то возраст их протолита может быть и значительно моложе возраста их петро-фонда (т. е. размывавшихся основных или средних вулканитов). В этом варианте погурейская свита может оказаться и раннепалеозойской, например, ордовикской.
Таблица 2
Химический состав метабазитов и зеленых сланцев севера Урала, мас. %
Компоненты и модули Кластеры Составы вне кластеров
I Па IIb Illa IIIb IV V 101806 401101 3138 4039 3139-2
Щел псевдо- сиаллит Псевдо- сиаллит Псевдо- сиаллит Ti-щел. псевдо- сиаллит Ti псев-досиал-лит Псевдо- гидроли- зат Ti псевдогидролизат Ti псевдогидролизат Псевдо- гидро- лизат Ti-щел псевдо- гидро- лизат Ti псевдогидролизат Псевдо- гидроли- зат
Число проб 3 4 7 2 3 27 2 Единичные пробы
S102 62.39 49.15 56.70 54.51 54.87 48.93 46.12 49.78 49.60 45.66 48.76 46.87
T102 0.85 0.94 1.09 2.32 2.48 1.75 3.27 2.77 1.90 3.15 3.66 1.97
А1203 15.54 15.29 14.11 13.37 14.02 13.56 13.14 12.79 14.38 17.93 11.45 15.89
Fe203 2.05 4.32 3.66 5.07 7.44 4.54 6.83 9.66 3.43 3.43 5.16 3.42
FeO 4.33 5.34 5.94 5.01 4.16 8.48 8.25 5.18 8.64 6.77 11.33 7.63
MnO 0.09 0.15 0.19 0.10 0.17 0.20 0.24 0.31 0.25 0.12 0.24 0.2
MgO 3.16 6.74 5.59 5.56 4.38 7.06 9.37 5.01 7.78 4.50 5.13 7.47
CaO 2.09 10.91 4.93 6.11 4.25 9.33 6.56 5.57 5.94 8.15 8.99 7.21
Na20 6.13 1.69 2.58 1.34 2.40 2.85 2.29 2.65 0.94 3.24 1.75 2.72
K20 0.26 1.20 1.26 4.90 2.00 0.20 0.60 2.02 0.05 1.92 0.49 1.94
P2O5 0.16 0.17 0.18 0.18 0.80 0.24 0.40 0.77 0.18 1.23 0.43 0.25
ППП 2.49 3.65 3.42 1.86 2.80 2.56 2.96 3.09 6.55 3.50 2.22 4.10
Сумма 99.53 99.53 99.64 100.29 99.76 99.70 97.05 99.60 99.64 99.60 99.61 99.67
ГМ 0.37 0.53 0.44 0.47 0.52 0.58 0.69 0.62 0.58 0.69 0.65 0.62
ФМ 0.15 0.34 0.27 0.29 0.29 0.41 0.54 0.40 0.41 0.32 0.45 0.40
TM 0.054 0.062 0.077 0.173 0.177 0.129 0.249 0.217 0.132 0.176 0.320 0.124
НКМ 0.41 0.19 0.27 0.47 0.31 0.22 0.22 0.37 0.07 0.29 0.20 0.29
ЩМ 23.87 1.40 2.04 0.27 1.20 14.30 3.84 1.31 18.80 1.69 3.57 1.40
Примечание. Петрохимические модули: ГМ (гидролизатный) = (TiO2+A^O3+Fe2O3+FeO+MnO)/SiO2; ФМ (фемический) = = (Fe2O3+FeO+MnO+MgO)/SiO2; ТМ (титановый) = TÍO2/AI2O3; НКМ (нормированной щелочности) = (Na2O+K2O)/Al2O3; ЩМ (щелочной) = Na2O/K2O
Кластеры IIa и IIb отчасти перекрываются и представлены смесью докем-брийских зеленых сланцев — маньхо-беинких и пуйвинских (кластер IIa); маньхобеинских, молюдвожских и пуйвинских (кластер IIb). Первые в среднем отвечают метабазальтам, вторые — ан-дезибазальтам, хотя среди них есть образцы и с «андезитовым» содержанием SÍO2 около 60 %. Те и другие аттестуются нами как псевдосиаллиты, но первые являются более кальциевыми (СаО 10.91 против 4.93 %).
Кластеры Ша и ШЬ перекрываются еще сильнее, отличаясь главным образом по соотношению щелочей и содержанию фосфора. Соответствующие породы аттестуются как титанистые псев-досиаллиты (в IIIa — щелочные), будучи представленными смесью маньхо-беинских и пуйвинских (IIIa), молюдвожских и маньхобеинских (IIIb) сланцев. Сильная изменчивость ряда параметров показывает, что эти породы существенно изменены процессами ал-
0,00 0.20 0.40 0,60
ФМ = (РегОз+РеО+МпО+МдО) /
Рис. 5. Модульная диаграмма для докембрийских (1) и палеозойских (2) метабазитов севера Урала. Пояснения в тексте
лохимического метаморфизма. Породы кластера Ша — существенно калиевые и малофосфористые, в них больше полевых шпатов (НКМ 0.47 против 0.31). В породах кластера ШЪ калия гораздо меньше (К2О 2.0 против 4.9 %), но повышено содержание Р2О5, в среднем составляющее 0.8 %, а в молюдвожском метаандезибазальте (обр. 4054/2) достигающее 1.01 %.
Кластер IV — очень «рыхлый». Он представлен палеозойскими зелеными сланцами первого типа и метабазальтами погурейской и кокпельской свит. Эти породы в среднем отвечают псевдогидролизатам (т. е. типичным метабазитам), но при этом отмечается сильная дисперсия титанистости — величина ТМ при среднем значении 0.129 варьируется от
0.092 в обр. 157/4 (погурейский метабазальт) до 0.192 в обр. 2 (зеленый сланец первого типа). Думается, что такие колебания обусловлены фациальной неоднородностью. Например, по нашему опыту известно, что базитовые туфы имеют более высокий ТМ, чем лавы. Могут сказаться и различия глубинности кристаллизации, а также другие пока неизвестные нам факторы.
Более внимательное рассмотрение причин сильной дисперсии ТМ в «палеозойском» кластере IV показывает, что она обусловлена вариациями тита-нистости только погурейских метабази-тов, поскольку выборка кокпельских метабазитов по этому признаку сравнительно однородна, характеризуясь средней величиной ТМ = 0.133 и относительно невысоким средним содержанием ТЮ2 = 1.73 %. Погурейские же зеленые сланцы-метабазиты, напротив, распадаются на две группы с существенно разной титанистостью. В одной из этих групп титанистость ниже, чем в кокпельских сланцах (ТМ = 0.093, ТЮ2 = 1.33 %), при относительно пониженной натровости (ЩМ = 11.6, №20 (2.3 %) и железистости (ЖМ = 0.81). В другой группе титанистость выше (ТМ = 0.178), эти породы обладают также повышенной натровостью (ЩМ в среднем 35.7) и повышенной железис-тостью (ЖМ = 0.97).
Кластер V представлен высокотитанистыми (ТЮ2 = 3.27 %, ТМ = 0.249) молюдвожскими метабазитами, которые аттестуются как титанистые псевдогидролизаты. Из всех проанализированных пород эти выделяются также наивысшей магнезиальностью (М^О в среднем 9.37 %) и фемичностью (ФМ = 0.54). Видимо, они соответству-
ют наиболее глубинной фации базаль-тоидов, в которой мы, возможно, имеем дело с продуктом гравитационной или флюидной дифференциации типа пикрита.
Составы пяти проанализированных образцов не подлежат усреднению ввиду их резких отличий от состава пород в пределах кластеров. Все эти образцы являются докембрийскими метабазита-ми, отличаясь лишь некоторыми особенностями.
Обр. 1018/06 (молюдвожский метабазальт) и 3138 (маньхобеинский метабазальт) характеризуются аномальными содержаниями фосфора. При этом точка последнего образца на соответствующей диаграмме попадает в контур кластера 111а.
Точки обр. 4011/01 (молюдвожский метабазальт) и 3139/2 (пуйвинский метабазальт) попадают в контур «палеозойского» кластера IV Первый образец явно изменен (ппп = 6.55 %), по сравнению с палеозойскими породами в нем существенно меньше СаО (5.94 % против 9.33 % в кластере IV), ничтожно мало К2О (0.05 %) и практически нет полевых шпатов (НКМ = 0.07). Второй образец отличается от пород кластера IV гораздо большей калиевостью (К2О = 1.94, ЩМ = 1.4 против 14.3 в кластере IV).
Обр. 4039 (маньхобеинский метабазальт) отличается экстремальной ти-танистостью (ТЮ2 = 3.66 %, ТМ = 0.320) и наибольшим обогащением железом.
В целом, основываясь на факте незначительного перекрытия областей состава на модульной диаграмме ФМ-ТМ, можно отметить следующие характерные отличия нижнепалеозойских (погурейских и кокпельских) метабази-тов от докембрийских (маньхобеин-ских, пуйвинских, молюдвожских).
1. Если исключить легко узнаваемые по своей высокой титанистости и фе-мичности молюдвожские метабазиты, то нижнепалеозойские породы можно отличить от верхнедокембрийских по фемичности: ФМ у первых составляет в среднем 0.41, а у вторых 0.27—0.34.
2. Палеозойские метабазиты содержат гораздо меньше щелочей и характеризуются устойчиво высокой натро-востью (ЩМ в среднем 14.3), тогда как в докембрийских породах натровость ниже, и самое главное — соотношения щелочей в них весьма изменчивы (ЩМ колеблется от 0.27 до 2.04).
Одной из причин сильной изменчивости составов докембрийских метаба-зитов могут быть их вторичные изме-
нения, обусловленные, в частности, процессами метасоматизма с привно-сом-выносом щелочей [6, 15]. Другой причиной может быть большая неоднородность первичных составов докемб-рийских метабазитов. Например, уже отмечалось [6], что пуйвинские мета-базиты заметно отличаются от более древних щекурьинских и маньхобеин-ских. Такие различия могут быть как фациальными (базиты гипабиссальные и покровные), так и формационными (смешение в одной выборке базитов известково-щелочной и толеитовой серий) [9, 10].
Таким образом, мы приходим к выводу о том, что зеленые сланцы первого типа представляют собой мета-морфизованные толеитовые базальты, а протолитом сланцев второго типа могли служить либо вулканиты кисло-го-среднего состава и их туфы, либо чисто осадочные породы — граувак-ки, петрофондом которых могли выступить докембрийские магматиты.
Полученные данные позволяют сделать следующие выводы.
Сходство исследованных зеленых сланцев с толеитовыми базальтами погурейской и кокпельской свит; их отличие от докембрийских базитов молюд-вожской, пуйвинской, маньхобеинской и щекурьинской свит; наличие среди зеленых сланцев прослоев терригенных пород с обломками риолитов и гранитов, а также согласных тел и покровов позднекембрийско-раннеордовикских кислых вулканитов — всё это представляется нам весомыми аргументами в пользу раннепалеозойского возраста сланцев.
Основной вклад в формирование протолита зеленых сланцев внесли вулканиты бимодальной ассоциации — то-леитовые базальты и породы вероятно дацитового состава, вулканические, вулканогенно-осадочные или вулкано-миктовые терригенные образования.
Петрофонд протолита зеленых сланцев был, скорее всего, комплексным. Наряду с доордовикскими магматита-ми в него входили и раннепалеозойские вулканиты, образование которых было обусловлено магматической активизацией, инициированной начавшимся рифтогенезом.
Литература
1. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000 (новая серия). Лист Q-41-XXV (принят к изданию в 2002 г.). 2. Государ 19
ственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000 (новая серия). Лист Q-41-XXVI (готовится к изданию). 3. Дембовский Б. Я., Дембовская 3. П., Клюжина М. Л., Наседкина В. А. Ордовик Приполярного Урала. Геология, литология, стратиграфия. Свердловск: УрО АН СССР, 1990. 208 с. 4. Иванов
В. Н., Соболева А. А., Кузенков Н. А. Возраст риолитов района верховья реки Большая Тыкотлова (Приполярный Урал) // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XV Геологического съезда Республики Коми. Т. II. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2009. С. 28—31. 5. Богатиков О. А., Гоньшакова В. И., Ефремова С. В. и др. Классификация и номенклатура магматических горных пород. Справочное пособие. М.: Недра, 1981. 160 с. 6.Мерц А. В., Юдо-вич Я. Э., КетрисМ. П. Петрохимия дохо-беинских метабазитов / Геохимия древних толщ Севера Урала / Ред.-сост. Я. Э. Юдо-вич и М. П. Кетрис. Сыктывкар: Геопринт, 2002. С. 133—138. 7. Неелов А. Н. Петро-химическая классификация метаморфизо-ванных осадочных и вулканических пород.
^естЯтс, январь, 2010 г., № 1
Л.: Наука, 1980. 100 с. 8. Соболева А. А., Иванов В. Н., Кузенков Н. А., Васильев А. К. Кислые вулканиты Тынаготско-Тыкотлов-ского района (Приполярный Урал) // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана: Сборник статей. Сыктывкар, 2008. № 5. С. 2—51 (Труды Института геологии Коми науч. центра УрО РАН. Вып. 124). 9. Соболева А. А. О составе саблегорской свиты на Приполярном Урале // Рифты литосферы: эволюция, тектоника, магматические, метаморфические и осадочные комплексы, полезные ископаемые: Тезисы докладов Международной научной конференции (VIII чтения А. Н. Заварицкого). Екатеринбург: Изд-во ИгиГ УрО РАН, 2002.
С. 212—214. 10. Соболева А. А., Куликова К. В. Докембрийские палеоостроводужные комплексы в составе протоуралид-тиманид Полярного Урала // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XV Геологического съезда Республики Коми. Т. II . Сыктывкар: Геопринт, 2009. С. 326—327. 11. Цым-балюк А. В., Коркин В. М. Геологическая карта СССР, масштаб 1:200 000. Лист Q-41-XXVI. М., 1975. 12. Черкашин А. В.,
Молчанова Е. В., Шишкин М. А., Матуков Д. И. и др. Результаты датирования рио-литов Лемвинской структурно-формационной зоны, западный склон Полярного Урала // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Материалы научн. конф. Сыктывкар: Геопринт, 2008. С. 272—277. 13. Черкашин А. В., Шишкин М. А., Молчанова Е. В. Результаты абсолютного датирования петротипических массивов риолитов по-жемского комплекса на участке Пожема-вис // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XV Геологического съезда Республики Коми. Т. II . Сыктывкар: Геопринт, 2009. С. 74—77. 14. Юдович Я. Э., Кетрис М. П. Основы литохимии. СПб: Наука, 2000. 479 с. 15. Юдович Я. Э., Кетрис М. П., Мерц А. В. Щелочные метасоматиты в комплексе доуралид / Геохимия древних толщ Севера Урала / Ред.-сост. Я. Э. Юдович и М. П. Кетрис. Сыктывкар: Геопринт, 2002. С. 139—148. 16. Jensen L. S. A new cation plot for classifying subalkalic volcanic rocks. Ontario Div. Mines. Misc. Pap. 1976. 66 p.
