WWW.MASH.DOBROTA.BIZ
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - онлайн публикации
 

Pages:   || 2 | 3 |

«ОАО «Полярноуралгеология» ГОСУДАРСТВЕННАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КАРТА РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ МАСШТАБА 1:200 000 Издание второе Серия Северо-Уральская Лист Q-41-XXV ОБЪЯСНИТЕЛЬНАЯ ЗАПИСКА ...»

-- [ Страница 1 ] --

Министерство природных ресурсов РФ

Министерство природных ресурсов Республики Коми

ОАО «Полярноуралгеология»

ГОСУДАРСТВЕННАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КАРТА

РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

МАСШТАБА 1:200 000

Издание второе

Серия Северо-Уральская

Лист Q-41-XXV

ОБЪЯСНИТЕЛЬНАЯ ЗАПИСКА

Составили: В.Н. Иванов, Т.Б. Жаркова,

И.Ю. Курзанов, З.П. Дембовская,

Н.А. Кузенков, Д.В. Зархидзе, Е.Н. Бусыгина, А.И. Рубцов Редактор: М.А.Шишкин Эксперт:А.В.Жданов САНКТ-ПЕТЕРБУРГ 2001 Аннотация Произведено геологическое доизучение масштаба 1:200000 листа Q-41-XXV. Выделены стратифицируемые подразделения с диапазоном возрастов от раннего рифея до квартера и интрузивные и метаморфические образования возрастом от раннего рифея до раннего силура, представленные в пределах трех мегазон – Западно-Уральской, Центрально-Уральской, ТагилоМагнитогорской и Уральской структурно-фациальной зоны для неоген-четвертичных отложений .

Описаны месторождения горного хрусталя, золота (россыпи), проявления золота, полиметаллов, меди, молибдена, редких земель. Определены прогнозные ресурсы, выделены площади для проведения поисковых оценочных и разведочных работ .

ОГЛАВЛЕНИЕ

ВВЕДЕНИЕ …………………………………………………………………………………………….... 4

1. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ …………………………………………………………….8



2. СТРАТИГРАФИЯ …………………………………………………………………………………13

3. ИНТРУЗИВНЫЕ И МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ ………………………………….59

4. ТЕКТОНИКА ………………………………………………………………………………………...98

5. ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ …………………………………………………... 103

6. ГЕОМОРФОЛОГИЯ ……………………………………………………………………………….. 109

7. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ …………………………………………………………………….. 113

8. ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ

И ОЦЕНКА ПЕРСПЕКТИВ РАЙОНА …………………………………………………………… 149

9. ГИДРОГЕОЛОГИЯ ………………………………………………………………………………... 164

10. ЭКОЛОГО-ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ………………………………………………. 173 ЗАКЛЮЧЕНИЕ ……………………………………………………………………………………….. 180 Литература …………………………………………………………………………………………….. 183 Приложения …………………………………………………………………………………………… 202

ВВЕДЕНИЕ

Территория листа Q-41-ХХV расположена в пределах осевой полосы Приполярного Урала .

Административно северная половина территории принадлежит Интинскому району Республики Коми, южная часть – Березовскому району Ханты-Мансийского автономного округа Тюменской области .

В орографическом отношении данный район Приполярного Урала представляет самую возвышенную часть Урала. Северо-западная половина территории, ограниченная наиболее значимой структурой - Народо-Итьинским кряжем, характеризуется высокогорным рельефом альпийского типа, с пилообразными гребнями, карлингами, карами, нишами, цирками и ущельями, с главенствующими вершинами – г. Народа (1894 м), г. Карпинского (1878 м), г. Варсанофьевой (1597 м) и известными ледниками – Югра, Балбан, Лимбеко, Малды. Крупными орографическими элементами здесь являются хребты - Юаснырд, Малдынырд, Росомаха, протягивающиеся в северовосточном направлении. Юго-восточная часть территории представляет собой низкогорную область, сложенную хребтами и грядами субмеридиональной или северо-восточной ориентировки, оперяющих Народо-Итьинский кряж, – гряда Маньянырд, хр. Хобеиз, Хальмеръюиз с абсолютными отметками, не превышающими 1000м, постепенно переходящими к югу в холмистую предгорную равнину (с абсолютными отметками 500-300 м). Горные хребты разделены широкими глубоко врезанными долинами .



Гидрографическая сеть западного склона относится к бассейну р.Косью (р.р. Кожим, Балбанью, Лимбекою), а восточного склона – к бассейну р.Хулги (р.р. Хальмеръю, Народа, Хобею и Манья). Реки являются типичными горными водотоками с быстрым (0,7-1,3м/сек) течением, частыми перекатами. Для всех рек района характерна относительная мелководность (0,5-1,5м) и значительная ширина (20-100м). Реки характеризуются резкими суточными и сезонными колебаниями уровня воды, порожистостью, большим числом мелей и перекатов, что делает их непригодными для плавания на лодках. Меженный период приходится на июль-август, весенний паводок отмечается в мае-июне, осенний – в сентябре .

Широко распространены на территории листа озера, генетически связанные с каровым и горно-долинным оледенениями. Они наблюдаются в карах и цирках (каровые), на днищах троговых долин (плотинные). В озерах сосредоточены основные, постоянно пополняющиеся запасы пресных вод .

Климат района резко континентальный (субарктический), с холодной продолжительной зимой и коротким прохладным летом. Среднегодовая температура воздуха составляет – 4.2оС. Максимальные температуры наблюдаются в июле (+32оС), минимальные – в январе (–54оС). Амплитуда колебаний годовых температур достигает 83о. Резкие колебания температуры отмечаются и в течение суток и могут составить 20-25о .

Среднегодовое количество атмосферных осадков, выпадающих на северной половине территории (западный склон) площади, колеблется в пределах 490-930 мм, максимальное количество – 1000 мм и более. Среднегодовое количество осадков, выпадающих в южной части территории (восточный склон), составляет 450-1100 мм, максимальное количество в горах достигает 1200 мм .

Основное их количество (70-75%) приходится на летнее время. Первый снег выпадает в середине августа, но окончательно ложится в долинах во второй половине сентября. Продолжительность устойчивого снежного покрова – 200-210 дней .

Растительность типична для высокогорных субарктических областей, изменяется с высотой, образуя несколько поясов. Горно-таежной растительный пояс развит в долинах рек и не поднимается выше отметок 500-600 м. Представлен, в северной части, – елью, березой, лиственницей, в южной, кроме того, –кедром и сосной. Горно-тундровый растительный пояс распостраняется до высотных отметок 800 м. Здесь господствуют карликовая березка, ива, на востоке на горных склонах значительную роль играет ольха. Верхний растительный пояс представлен фрагментарно на отметках 800-1000 м. Типичными представителями этого пояса являются мхи и лишайники .

Животный мир разнообразен – лоси, медведи, волки, олени, росомахи, зайцы, белки, из птиц

– глухари, тетерева, рябчики, куропатки, канюки. В реках водятся хариус, редко, кумжа. В летнее время, особенно в залесенной зоне, много гнуса .





Постоянного населения на площади нет. Временный поселок Желанный, расположенный в верховьях р.Балбанью, является базой Кожимского разведочно-добычного предприятия, ведущего круглогодичную добычу кварцевого сырья. В летнее время на площади ведется добыча россыпного золота старательскими артелями, транзитом проходят кочевые пути оленеводов Саранпаульского совхоза .

Территория, располагающаяся в пределах западного склона Урала, относится к национальному природному парку «Югыд Ва» Республики Коми Ближайшие населенные пункты – г. Инта и поселок Кожим-Рудник, связаны с районом работ насыпными грунтовыми дорогами. Эксплуатация их возможна круглогодично, с перерывами на время весеннего ледохода и осеннего ледостава .

Обнаженность района в горной части хорошая. Выходы коренных пород, в основном, приурочены к эрозионным врезам водотоков, реже к водораздельным пространствам в виде мелких гряд и останцов среди обширных элювиально-делювиальных полей .

Работа по созданию Госгеолкарты-200 выполнена в ОАО «Полярноуралгеология» (г. Воркута) коллективом Патокской ГСП с привлечением группы специалистов Комплексной мерзлотногидрогеологической партии .

При создании комплекта Государственной геологической карты листа Q-40-ХХV в различной степени использовались все приведенные опубликованные и фондовые работы. При этом для составления геологической карты наибольшее значение имели изданная Государственная геологическая карта масштаба 1:200000 листа Q-40-ХХV (первое поколение) [5], геологосъёмочные работы м-ба 1:50000 (Л.Т. Белякова и др. [113, 114,115], В.С. Гильденблат и др. [135], М.Н. Дэви и др .

[158], Г.Г. Ефимов и др. [162], М.В. Кондратьева и др. [171]), работы по ГДП-50 (А.В. Вознесенский и др.[132], М.М. Павлов и др.[202], А.М. Пыстин и др. [216]). Фактически геологосъемочными работами покрыто 100% площади листа. Для структурного анализа территории значительный интерес представляла работа Л.Н. Белякова и др. [112]. При построении карты неогенчетвертичных отложений и оценке россыпной золотоносности, в основном, использованы данные поисковых работ на россыпное золото подразделений Интинской ГРЭ (Л.В. Акимов и др.[105, 106, 107], Г.И. Бойчевский и др.[118, 119, 120, 121,122, 123, 124, 125,126], Ю.Г. Исаенко и др.[167, 168], А.И. Ладыгин и др.[185], В.И. Повонский и др.[207], Н.М. Ридзюнская и др.[219]). По южной части территории листа использовались данные поисковых работ на россыпное золото Сосьвинского ГГП «Сосьвагеология» (Д.С. Гетьман и др.[134]), ПО «Уралзолото» г.Уфа (Г.В. Бойков и др. [116, 117]), работы ЗапСибНИГНИ г.Тюмень (Л.А. Миняйло и др. [190], В.А. Нефедов и др. [195]). При составлении карты полезных ископаемых и прогноза наибольшее значение представляли, кроме упомянутых, поисковые работы на золото и полиметаллы (В.Н. Иванов и др. [164], В.И. Муляр и др. [192], В.С. Озеров и др. [196, 197], М.А. Шишкин и др. [243]), поисково-оценочные работы на пьезокварц (В.В. Буканов и др. [129], В.А. Бурневская и др. [130], М.Н. Клейнер и др. [169], А.Е .

Карякин и др. [29, 30], М.Д. Плешаков и др. [205], С.А. Репина и др. [251], В.А. Смирнова и др [227, 228], С.С. Цюцкий и др. [236, 238, 239]) .

В рамках ГДП-200 авторами выполнен значительный объем полевых работ, большей частью ориентированных на изучение допалеозойских образований. Ранее данный коллектив авторов в пределах площади листа проводил поисковые работы на золото (В.Н. Иванов и др. [164]), в рамках общего проекта параллельно с ГДП-200 листа Q-41-ХХV подготовил к изданию Госгеолкарту-200 соседнего с запада листа Q-40-XXX [25], в настоящий момент проводит ГДП-200 соседнего с востока листа Q-41-XXVI .

Увязка и корректировка карт предшественников выполнена авторами на основании проведенных полевых работ, а также тщательного анализа первичных материалов предшествующих исследований с использованием материалов дистанционных методов, начиная с космоснимков масштаба 1:500 000 до аэрофотоснимков м-ба 1:35 000. Геологические границы западной рамки листа увязаны с восточной рамкой листа Q-40-ХХХ, северной – с южной рамкой подготавливаемого к изданию листа Q-40-ХIХ, увязка карты с востока и юга не производилась ввиду отсуствия карт второго поколения .

Геологические карты и зарамочное оформление выполнены в соответствии с «Инструкцией по составлению и подготовке к изданию листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000» (1995) и «Временным требованиям к организации, проведению и конечным результатам геологосъёмочных работ, завершающихся созданием Госгеолкартывторое издание)» (1999). Цифровые модели представлены в формате Generate, согласно «Требованиям по представлению в НРС и ГБЦГИ цифровых моделей листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000 (второго издания)» (1999) и «Положению о порядке предоставления комплектов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000 (Госгеолкарты-200) в НРС МПР России» (2001) .

Геологическая карта, разрезы, стратиграфическая колонка и тектоническая схема составлены В.Н. Ивановым, Т.Б. Жарковой, З.П. Дембовской; карта четвертичных образований, разрезы, схема соотношений четвертичных образований, геоморфологическая схема – Д.В. Зархидзе; карта полезных ископаемых и закономерностей их размещения, металлогенограмма, схемы минерагенического районирования и прогноза полезных ископаемых – И.Ю. Курзановым; схема распространения гидрогеологических подразделений – Е.Н. Бусыгиной, схемы эколого-геологических условий, геохимической и геодинамической устойчивости ландшафтных подразделений, оценки эколого-геологической опасности – Е.Н. Бусыгиной, А.И. Рубцовым. Компьютерное сопровождение Госгеолкарты-200 выполнено Л.В. Димовой, В.А. Хоменко, Н.И. Бажуковой. Текст объяснительной записки также написан коллективно. Главу «Введение» составила Г.А. Васильченко, главы «Тектоника», «История геологического развития», «Заключение» составил В.Н. Иванов; «Стратиграфия» – В.Н. Иванов и Т.Б. Жаркова (допалеозой), З.П. Дембовская (палеозой), Д.В. Зархидзе (кайнозой); «Геологическая изученность» и «Интрузивный магматизм и метаморфизм» – Н.А. Кузенков; «Геоморфология» – Д.В. Зархидзе; «Полезные ископаемые» и «Закономерности размещения полезных ископаемых и оценка перспектив района» – И.Ю. Курзанов; «Гидрогеология» – Е.Н .

Бусыгина; «Эколого-геологическая обстановка» – Е.Н. Бусыгина, А.И. Рубцов .

Изучение цирконов и определение абсолютного возраста выполнено в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (научные руководители – д.г-м.н. А.В. Козлов, д.х.н. Л.К. Левский); определение акритархов выполнено в отделе Геологии докембрия ВСЕГЕИ ст. научным сотрудником М.Ю. Беловой; палинологические исследования мезозойско-кайнозойских образований, а также все остальные виды лабораторных анализов – в ЦЛ ОАО «Полярноуралгеология» .

Авторы выражают признательность коллегам по работе, ответственному редактору М.А .

Шишкину, д.г-м.н. А.В.Козлову, оказавшим научно-методическую, консультативную помощь в процессе работы и за предоставленные материалы .

1. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ

В главе приводится обзор геологической изученности территории, начиная с 1967 года. Сведения о более ранних работах приведены в объяснительной записке к Государственной геологической карте СССР (лист Q-40-XXV) первого поколения [5] .

Изданная в 1980 году Государственная геологическая карта масштаба 1:200 000 листа Q-40XXV [5] была составлена в 1968 Л.Т. Беляковой и В.С. Гильденблатом под редакцией К.П. Евсеева. В основу комплекта карт были положены, в первую очередь, материалы геологосъемочных работ м-ба 1:50 000, проведённые на рассматриваемой территории в 60-е годы с участием авторов. В составе доуралид выделены верхнепротерозойские няртинская, щокурьинская, пуйвинская и хобеинская свиты, а также мороинская и саблегорская свиты верхнепротерозойско-кембрийского возраста. Палеозойские отложения расчленяются на пять свит: нижнеордовикские обеизскую и саранхапнёрскую, нижне-среднеордовикские хыдейскую и хомасьинскую, средневерхнеордовикскую щугорскую. Среди интрузивных образований площади выделяются раннекембрийские, ордовикские и раннекаменноугольные интрузии. Раннекембрийские интрузии представленны (в возрастной последовательности от древних к молодым) пироксенитами, амфиболитами, габбро, габбродиабазами, плагиогранитами, гранит-порфирами, кварцевыми порфирами, гранитами. Ордовикские – гранито-гнейсами и лейкократовыми гранитами. Раннекаменноугольные – гранодиоритами и кварцевыми диоритами, лейкогранитами .

В 1972 г. Л.Т. Белякова защитила диссертацию «Геосинклинальный рифей Севера Урала»

[4], в которой предложена несколько иная схема стратиграфии древних толщ Приполярного Урала. В разрезе докембрия ею выделены (снизу вверх): николайшорская серия – няртинская, маньхобеинская и щокурьинская свита; ляпинская серия – ошизcкая и пуйвинская свиты; патокская серия

– хобеинская, маньинская и мороинская свиты; малдинская серия – одновозрастные саблегорская и лаптапайская свиты. Определена мощность всех свит, описаны их границы и литологический состав. Предложенная Л.Т. Беляковой стратиграфическая схема, верная в целом, в дальнейшем претерпела существенные изменения в деталях. В частности, исключена из стратиграфической схемы ошизская свита; маньинская свита сопоставляется не только с мороинской, но и с саблегорской свитой, соответствующей, по мнению всех исследователей, верхней толще первой, и лаптапайская свита признана не аналогом саблегорской, а самостоятельным подразделением верхнего протерозоя, залегающим на первой со стратиграфическим несогласием .

В 1977 г. А.А. Саранин и Г.Я. Сабуров [160] закончили составление геологических карт западного склона Севера Урала в масштабе 1:500 000 и 1:200 000. В качестве небольшой составной части в них вошла и территория рассматриваемого листа. В объяснительной записке подробно описаны все распространенные здесь стратиграфические подразделения (свиты, толщи) протерозоя, палеозоя и мезозоя; приведены их мощности, списки фауны и флоры, установлены их границы и соотношения. Карты, описания свит и толщ даются согласно принятой в 1977 г. (III стратиграфическое совещание в Свердловске) стратиграфической схеме .

В 1978 г. Североуральской ГПП, преобразованной затем в Интинскую ГРЭ ПГО «Полярноуралгеология», в басейне р.р. Балбанъю и Кожим, на стадии общих поисков были получены первые положительные результаты, положившие начало интенсивным поисковым и разведочным работам на россыпное золото на западном склоне Приполярного Урала, которые привели к открытию ряда месторождений, позволявших говорить о появлении нового Кожимского золотороссыпного района, в пределы которого входит и рассматриваемая территория. В 1979-1981 годы Малдинская ГРП, под руководством А.И. Баркаря, проводила в долине р.р. Балбанъю и Кожим общепоисковые работы, а также детальные поиски в пределах выявленных в 1978 году россыпепроявлений и детальные разведочные работы на наиболее перспективных участках этих россыпей, которые послужили основанием для постановки детальной разведки ряда россыпных месторождений в долине р. Балбанъю. Результаты этих работ отражены в отчёте В.И. Повонского [207] .

С началом этапа общих поисков в пределах будущего золото-россыпного района связаны и тематические работы по обобщению материалов и составлению прогнозной карты на золото на территории западного склона Полярного и Приполярного Урала (В.П. Водолазская, В.М. Маков, 1978 [131]) .

В дальнейшем, с середины 80-х и до начала 90-х годов на выявленных россыпях проведены поисково-оценочные и разведочные работы, результаты которых отражены в отчётах Г.И. Бойчевского, В.М. Панкова (1984) [124], Ю.Г. Исаенко (1984) [167], Л.В. Акимова, Г.И. Бойчевского, Ю.Г. Исаенко и др. (1986) [105], Г.И. Бойчевского (1986) [119], Г.И. Бойчевского, В.В. Дедеева, А.М. Царёва (1988) [122], Ю.В. Назаровой (1988) [193], А.П. Ермоленко, Н.В. Зайковой, Н.Л. Петуховой (1989) [160] .

На части россыпей артелью «Печора», а в дальнейшем ГГП «Терра» проводилась опытнопромышленная добыча золота .

В 1979 г. А.В. Цымбалюк и Л.И. Ефанова завершили многолетнюю работу по изучению стратиграфии докембрийских и кембрийских отложений Ляпинского Урала [234]. В работе выделены и охарактеризованы разрезы всех стратиграфических подразделений докембрия, в том числе и тех, которые распространены в пределах рассматриваемого листа (снизу вверх): няртинский комплекс (яротошорская и няртаюская свита) маньхобеинская, щокурьинская, пуйвинская, хобеинская, мороинская, саблегорская, лаптапайская свиты. Приведены их мощности, описаны границы и определяющие их геологический возраст флора и фауна, и установленные между свитами несогласия. Дана положительная оценка терригенно-карбонатной толщи верхней подсвиты щокурьинской свиты для поисков в ней полиметаллов .

В 1979-1984 г.г. в северной части Ляпинского антиклинория Приполярного Урала параллельно с работами по поискам россыпей под руководством В.Н. Иванова проведены общие поиски на коренное золото [164]. Установлена pоль в фоpмиpовании золотого и полиметаллического оpуденений pазломов глубокого заложения севеpо-восточной оpиентиpовки, к которым приурочены Малдинская и Росомахинская рудоносные зоны. Установлена формационная принадлежность золотого оруденения .

В 1983 г. К.А. Высоцким [133] составлена прогнозная карта на рудное золото м-ба 1:200 000 Кожимо-Маньинского района Приполярного Урала. Произведено структурно-формационное и металлогеническое районирование, дана прогнозная оценка выделенных металлогенических подразделений. Установлена связь основного этапа рудообразования с формированием поздневендских широтных тектонических зон .

В 1985 году коллектив сотрудников ЦНИГРИ под руководством Н.М. Риндзюнской [219] завершил разработку геолого-геоморфологических основ поисков россыпных месторождений золота. Впервые рассмотрены региональные и локальные закономерности размещения золотоносных россыпей Приполярного и Полярного Урала. Изучены условия формирования россыпей Кожимского района. Разработана стратиграфия кайнозойских отложений, выделены этапы россыпеобразования. Дана характеристика основных россыпных районов Севера Урала. Впервые установлены металлогенические, морфоструктурные, палеогеографические критерии поисков россыпей и разработаны основные направления геологоразведочных работ на россыпное золото. Составлены геолого-геоморфологические карты прогноза на россыпное золото .

С начала восьмидесятых годов начался новый этап в геологическом изучении территории Приполярного и Полярного Урала, который продлился до начала девяностых годов. В этот период проводится геологическое доизучение м-ба 1:50 000 ранее заснятых площадей (ГДП-50), а также групповая геологическая съёмка м-ба 1: 50 000 (ГГС) .

В 1981 – 1991 г.г. проводится ГДП-50 в северной части территории под руководством А.М .

Пыстина [216] (листы Q-41-97-Г; 98-А,Б,В) и А.В. Вознесенского и А.М. Пыстина [132] (листы QА,Б,В; 98-Г). По результатам этих работ была составлена сводная геологическая карта м-ба 1:50 000 [132]. В допалеозойском разрезе выделены нижнепротерозойский няртинский гнейсовоамфиболитовый комплекс, рифейские щокурьинская, пуйвинская, хобеинская и мороинская свиты, позднерифейско-вендская саблегорская свита. В основании палеозойского разреза выделена алькесвожская толща, с которой связана формация метаморфизованных россыпей золота. [216] .

Гранитные интрузии отнесены к вендскому кожимскому комплексу, интрузии габбро – к хаталамбинскому, а диориты – к парнукскому комплексам позднего рифея-венда .

На южной части территории работы по ГДП-50 проводились Сосьвинской ГРЭ под руководством М.М. Павлова [202]. В результате этих работ была стоставлена геологическая карта м-ба 1:50 000 на территорию листов Q-41-109-В,Г; 110-В,Г. В пределах рассматриваемого листа выделены няртинский нижнепротерозойский метаморфический комплекс, нижнерифейские маньхобеинская и щекурьинская свиты, и среднерифейская пуйвинская свита .

В 1981-1986 г.г. Кожимской ГСП под руководством А.К. Афанасьева [108] на прилегающей с севера территории проведена ГГС-50. По северной рамке выделены отложения саблегорской, обеизской, саледской и кожимской свит, а также образованиями балбанъюского рифового комплекса силура .

В 1986 г. А.М. Пыстиным и др. [217] были завершены опытно-методические работы по совершенствованию методики геологического картирования метаморфических пород ЛяпинскоЛемвинского района и созданию опорных легенд для геологических карт м-ба 1:50 000. Дана характеристика метаморфизма пород района, разработаны критерии для расчленения метаморфических толщ, составлены карты метаморфизма м-ба 1:50 000 и 1: 200 000 .

В 1987 г. Л.Н. Беляков, Г.Я. Сабуров и др. [112] завершили работы по подготовке к изданию Тектонической карты м-ба 1: 1 000 000 территории деятельности ПГО «Полярноуралгеология» .

Карта составлена на мобилистской геодинамической основе с использованием геологических и геофизических данных последних лет .

В 1987 г. А.И. Баркарь, Л.М. Иванова и др. [110] завершили опытно-методические работы по переинтерпретации и обобщению геолого-геофизических материалов с целью выделения мезозойско-кайнозойских эрозионно-структурных депрессий. С помощью дешифрирования АФС и топоматериалов, с последующей полевой заверкой, построены карты эрозионно-структурных депрессий и закономерностей размещения полезных ископаемых. Составлен каталог месторождений и проявлений полезных ископаемых .

В 1988 г. сотрудники Коми НЦ УрО АН СССР Б.А. Голдин, В.А. Дедеев, Е.П. Калинин и др.[136] составили отчёт по изучению досилурийских магматических формаций Севера Урала. В этой работе были обобщены последние результаты совместных авторских исследований, опубликованных ранее, с приложением карты магматических формаций Севера Урала и Пай-Хоя, м-ба 1:500 000, а также средних химических составов пород магматических формаций и комплексов, развитых на западном склоне Урала .



В 1989 г. Ю.В. Окунев [200] выполнил работы по геоморфолого-неотектонической систематике речных долин низких порядков верховья р.Кожим и степени их перспективности на россыпи золота. В результате составлено пять карт м-ба 1:50 000, среди которых геоморфологонеотектоническая, отражающая морфологию речных долин, особенности геоморфологического и неотектонического строения района и взаимоотношения между неоструктурами и формами современного рельефа. В районе выделено несколько десятков замкнутых неовпадин .

В 1989 г. сотрудниками Воркутинской ГРЭ Н.В. Повонской, М.С. Асеевой и др. [206] завершены работы по изучению типоморфизма золота и минеральных ассоциаций метаконгломератов, ископаемых и мезокайнозойских россыпей. Впервые для западного склона Полярного и Приполярного Урала, Тимана проведено обобщение и систематизация многолетних аналитических данных по изучению типоморфизма золота и минеральных ассоциаций древних и современных россыпей. Выявлены региональные типоморфные и типохимические особенности золота аллохтонных и автохтонных россыпей в предгорной и горной части западного склона Урала .

В 1989 г. сотрудниками Воркутинской ГРЭ В.С. Озеровым и др. [197] были завершены тематические работы по изучению закономерностей размещения доордовикских кор выветривания на Приполярном Урале как потенциального источника благородных металлов. В результате работ доказан латеритный характер процессов корообразования в кембрии на Приполярном Урале, впервые обнаружены кембрийские аллиты и бокситы. Выделена новая алькесвожская толща верхнекембрийско-нижнеордовикского возраста, изучена ее металлоносность. Выявлено несколько проявлений и знаков проявлений золотоносных конгломератов. Изучены закономерности размещения нижнепалеозойских ископаемых россыпей золота, дана прогнозная оценка территории на них, выработаны рекомендации по методике поисковых работ .

Поисковые и поисково-оценочные работы на кварцевое сырьё начались в районе ещё в тридцатые годы, сначала 105 экспедицией Всесоюзного шестого производственного объединения, а затем Кожимской ГРЭ, позже Кожимской разведочно-добычной экспедицией Северного ПО «Северкварцсамоцветы». В рассматриваемый период (с 1969 по 1994) это были, в основном, геологосъемочные и поисково-разведочные работы под руководством А.Г. Бренчукова, А.А. Кораго (1969) [127], поисковые и поисково-оценочные работы на флангах и в пределах хрусталеносных зон уже известных месторождений, таких как Желанное, Николайшор, Сура-Из, Центральная Лапча, выполнявшиеся под руководством В.А. Смирновой и др.(1978-1980) [226], Е.С. Кучина и др .

(1979-1981) [183], В.В. Прокопчука, С.С. Цюцкого и др. (1982) [214], С.С. Цюцкого и др. (1981-84) [236, 238], А.А. Кораго и др. (1985) [172], А.Г. Рыжкова и др. (1984-1987) [221], А.А. Кораго, В.В .

Прокопчука и др. (1984-1988) [175], А.А. Кораго, А.В. Климова и др. (1985-1988) [173], Ю.В .

Юдина, А.В. Козлова и др. (1988) [246], В.О. Григорьева, А.А. Кораго и др. (1988-1991) [153], поисковые рботы на аметист на месторождении Хасаварка под руководством Е.С. Кучина и др .

(1977-1980) [181, 182] а также разведочные работы на месторождениях Хасаварка (А.Г. Рыжков, А.М. Ефремов и др.,1982-1984) [220] и Желанное. (Н.А. Пожидаев и др.,1988) [209] .

Поисковые и разведочные работы на кварцевое сырьё сопровождались тематическими и опытно-методическими исследованиями, охватывающими, обычно, всю территорию Приполярноуральской хрусталеносной субпровинции. Вопросами топоминералогии занимались С.К. Кузнецов, П.П. Юхтанов и др. (1985) [180]. Сотрудниками Кожимской ГРЭ Северного ПО «Северкварцсамоцветы» С.С. Цюцким, М.Д. Плешаковым и др. [235] в 1984 году проводились опытно-методические работы по совершенствованию методов поисков «скрытых» месторождений горного хрусталя; оценкой перспектив Приполярного Урала на горный хрусталь и камнесамоцветное сырье в 1979-1982 годах занимались В.В. Буканов, А.В. Козлов и др.[129] .

В 1985 г. сотрудниками Космоаэрогеологической экспедиции №4 ПГО «Аэрогеология» И.А .

Шевченко, Б.П. Некрасовым и др. [242] были выполнены работы по составлению карт геологической интерпретации результатов дешифрирования материалов дистанционных съемок масштаба 1:200 000 Приполярного Урала. В 1988 году М.Д. Плешаков и В.В. Буканов [205] завершили работы по районированию хрусталеносной субпровинции Приполярного Урала на уровне хрусталеносных полей при помощи системы программных модулей .

Геофизические исследования в рассматриваемый период были немногочисленны, так в 1973г.г. С.И. Максимова и Н.А. Костыгов [203] провели кондиционную гравиметрическую съемку масштаба 1:200 000 на огромной площади, куда незначительной своей частью вошла и территория листа. Составлены гравиметрические карты в редукции Буге с -2,3 и 2,67 г/см3 масштаба 1:200 000. Ими выделены основные структурные единицы, намечены крупные тектонические нарушения, оконтурены площади развития интрузивных пород на глубине, рассмотрена связь выделенных блоков с определенными полезными ископаемыми. Задачей проведенных работ являлась подготовка материалов к изданию Государственной гравиметрической карты СССР масштаба 1:200 000 [33] .

В 1976 г. закончили большую тематическую работу Н.Г. Берлянд, Б.М. Ананьева и Г.Я. Базилевич [95] по комплексной геологической интерпретации геофизических полей ТиманоСевероуральского региона. Результатом проведенных работ явилось составление структурнотектонической карты региона масштаба 1:1 000 000 .

В 1985 г. М.Л. Ковнером и В.М. Панковым [170] были завершены опережающие геофизические работы с целью обеспечения геофизической основой поисковых работ на россыпное золото .

В результате работ был выявлен ряд палеодолин и составлена схема их размещения, выделены несколько типов аномальных зон, перспективных на выявление россыпей .

2. СТРАТИГРАФИЯ

В геологическом строении рассматриваемой территории листа принимают участие отложения от верхнего протерозоя до кайнозоя включительно .

Протерозойские отложения пользуются наиболее широким развитием и представлены образованиями нижнего рифея – венда. Палезой представлен отложениями верхнего кембрия – силура. Мезозой охарактеризован локально сохранившимися корами выветривания. В составе кайнозойских образований присутствуют отложения палеогена, неогена и квартера. Стратиграфическое расчленение всех отложений произведено в соответствии с легендой Северо-Уральской серии Госгеолкарты-200 [156], по результатам ГДП в неё внесен ряд изменений и дополнений .

–  –  –

Все верхнепротерозойские образования площади относятся к Хобеизской подзоне Ляпинской структурно-формационной зоны (СФЗ) Центральноуральской структурно-формационной мегазоны (СФМЗ) .

–  –  –

Няртинская свита (R1 nr) впервые выделена Г.Г. Ефимовым и др. в 1965 г. [162]. Позднее данные образования рассматривались в ранге одноименного комплекса [216] .

Отложения, относимые к няртинской свите, распространены в южной половине листа, где слагают центральную часть Няртинской купольной структуры (НКС) и обнажаются в пределах Кожимско-Народинской и Народо-Маньинской антиклиналей. Ширина выхода пород свиты от 7км в южной части НКС до 21 км в северной. Наиболее полные разрезы установлены по р.р. Кожим (участок Кожим-Вож – Игшор), Народа, Хобею, Манья и их притокам .

Нижняя граница няртинской свиты не вскрыта, верхняя – проводится по появлению в разрезе лейкократовых гнейсов, кварцитов и, реже, метаконгломератов, залегающих в основании маньхобеинской свиты .

В составе свиты наибольшим развитием пользуются гнейсы и кристаллосланцы, а также амфиболиты, причем максимальное количество прослоев метабазитов наблюдается в её нижней части. В подчиненном количестве присутствуют кварциты. Вверх по разрезу происходит увеличение мощности лейкократовых разностей пород .

Нижние горизонты разреза свиты, вскрывающиеся в ядерных частях Кожимо-Народинской и Народо-Маньинской антиклиналей, сложены толщей серых, реже – зеленовато-серых мезомеланократовых (гранат)-биотит-(хлорит)-(мусковит)-альбит-кварцевых кристаллосланцев (60содержащих согласные пластообразные тела амфиболитов, являющихся, по-видимому, стратифицированными образованиями, амфиболовых сланцев, реже – двуслюдяных и мусковитовых гнейсов. Мощность 150-200 м .

Выше залегает пачка полосчатых гнейсов, обнажающаяся в междуречье ХальмеръюХасаварка, Народа-Хобею (левобережье руч.Тальбейшор, руч.Воргашор, р.Салеяха), а также западнее Свободненской синклинали. В её составе наблюдается чередование контрастных по цвету и зернистости лейко- и мезо-меланократовых биотитовых и двуслюдяных гнейсов. Отмечаются маломощные прослои аплитовидных гнейсов, коричневатых песчаниковидных кристаллосланцев и, реже, полевошпатовых кварцитов, амфиболитов; встречаются тела интенсивно гранитизированных биотитовых и мусковитовых гнейсов («гранито-гнейсов»). Мощность около 700 м Верхняя часть няртинской свиты, представленная снова существенно сланцевым разрезом, вскрывается по р. Манья и её притокам (юго-западный угол площади). Она характеризуется широким развитием серых и тёмно-серых песчанистых сланцев, иногда слабо карбонатных, гнейсовидных метапесчаников, в том числе. и гранатсодержащих, с редкими прослоями слюдистых полевошпатовых кварцитов и кристаллосланцев аналогичного состава. Отмечаются маломощные прослои графитсодержащих гранат-слюдяно-альбит-кварцевых сланцев. На левобережье р.Хобею (р-н устъя руч. Тальбейшор) эта толща по простиранию замещается мезократовыми двуслюдяными очковыми гнейсами, образующими пологозалегающие (углы падения 10-15 ) пластообразные тела .

Мощность верхней части разреза – 450-500 м. Общая мощность свиты более 1400 м .

Ниже приводится описание основных петрографических разностей .

Зеленовато-серые кристаллосланцы слюдяно-альбит-кварцевого, мусковит-хлорит-(биотит)альбит-кварцевого состава характеризуются полосчатыми и грубосланцеватыми текстурами и лепидогранобластовыми, гранопорфиробластовыми, крупноочковыми структурами. Кварц образует агрегатные скопления округло-линзовидной формы размером 3-4 мм; порфиробласты представлены альбитом, реже плагиоклазом № 25-33 [202]. Часта вкрапленность граната, среди которого отмечаются как чистые, так и корродированные кварцем, хлоритизированные зёрна, содержащие включения альбита. Акцессории – эпидот, сфен, апатит, циркон, турмалин, магнетит. Кристаллосланцы няртинской свиты, в основном, не содержат реликтов первичных структур, однако в южной части площади (р.Манья) первичноосадочная природа их интерпретируется более уверенно: породы приближаются по облику и составу к обычным слабо метаморфизованным песчаниковидным сланцам c косослоистыми текстурами, фрагментами градационнослоистого строения. Подобная тенденция сохраняется и к югу от изученной площади [202]. Кристаллосланцы песчаниковидного облика, обусловленного лепидогранобластовыми и гранобластовыми структурами и плитчатостью, имеют зеленовато-серый, буровато-коричневато-серый цвет и биотит-серицит (мусковит)хлорит)-альбит-кварцевый, хлорит-биотит-альбит-кварцевый состав. Выделяются гранатовые (до 15% граната, иногда зонального, в ассоциации с бурым биотитом), карбонатные (до 30% кальцита)

– с хлоритом-30%, серицитом-5%, зелёным биотитом-10% и графитсодержащие разности. Основные породообразующие минералы – кварц и альбит, реже – альбитизированный калиевый полевой шпат. Акцессории – эпидот, апатит, лейкоксен, турмалин. Графит (0,5-1,0 %) тонкозернистый, пылевидный, как правило, образует скопления, часто располагающиеся цепочками поперёк полосчатости, маскируя её .

Малослюдистые гнейсовидные метапесчаники, лейкократовые и мезократовые гнейсы – светло-серые, почти белые породы с желтоватым и зеленоватым оттенком. В составе – полевой шпат (альбит, иногда шахматный, либо калиевый полевой шпат, порфиробласты которого достигают размера 2-3 мм) – 40-50%, кварц – 35-40%, биотит, мусковит. Развитие в породах зелёного биотита и, вероятно, части граната, связано с зонами гранитизации. По химизму гнейсовидные гранитизированные метапесчаники соответствуют гранитоидам с повышенным содержанием калия [202] .

Кварциты, слюдистые полевошпатовые кварциты – белые и светло-серые породы, среднезернистые, полосчатые, с гранобластовой структурой. В составе преобладает кварц (9%), присутствует альбит (5-20%) и мусковит (до 10%). Иногда отмечаются микроклин, биотит, хлорит и кальцит. Основные акцессорные минералы: циркон, апатит, рутил, турмалин и сфен .

Биотитовые гнейсы – зеленовато-серые и серые, обычно мелкозернистые породы полосчатой текстуры с содержанием биотита 10-25% и преобладанием плагиоклаза (альбит, реже – олигоклаз) над кварцем. В случае проявления порфиробластеза альбит образует кристаллы размером до нескольких сантиметров. Кроме того, отмечаются решётчатый микроклин (до 10%), гранат, эпидот, цоизит, роговая обманка .

Во многих зёрнах кислого плагиоклаза содержатся мелкие включения эпидота, указывающие на то, что первый образовался за счёт более основного плагиоклаза. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, турмалином, сфеном, ортитом, пиритом, магнетитом, реже – ильменитом, рутилом, шеелитом, молибденитом, монацитом, кианитом, флюоритом. Двуслюдяные гнейсы отличаются от биотитовых контрастно-полосчатой текстурой, средне-крупнозернистой структурой и наличием мусковита (10-30%). Содержание гроссуляральмандинового граната (железистость 69-88%) достигает 10% [85, 216] .

Гнейсы и кристаллические сланцы, являющиеся метаморфизованными граувакками, реже – субаркозами, близки по содержанию редких элементов и основных породообразующих окислов, но сумма щелочей больше в биотитовых разностях, а в двуслюдяных гнейсах калий резко преобладает над натрием [216]. Типоморфная ассоциация акцессорных минералов – рутил-цирконапатитовая [64], причем цирконы преобладают окатанные [216] .

Для зелёных и тёмно-зелёных (аповулканогенных) сланцев биотит-хлорит-альбитового, хлорит-биотит-амфибол-альбитового состава характеры бурый биотит, гранат, амфиболы (актинолит, сине-зелёная и обыкновенная роговые обманки), сфен, лейкоксен [216]. Гранат в кристаллосланцах, содержащих сине-зелёную роговую обманку, относится к гроссуляр-альмандинам с железистостью 74% и характеризуется отчетливой прогрессивной зональностью (авторские данные) .

Амфиболиты имеют средне-крупнозернистое строение, сланцеватую, полосчатую текстуру .

Они достаточно сильно изменены процессами гранитизации и связанным с ней алюмокремниевым метасоматозом: фельдшпатизированы, мусковитизированы, эпидотизированы, окварцованы. Реликтовые структуры не сохранились. Для метабазитов няртинской свиты характерно повышенное содержание щелочей, главным образом, К2О, не свойственное нормальным базальтоидам. Отчасти, это объясняется присутствием наложенного биотита, связанного с гранитизацией. [248]. Существенно амфиболовые сланцы близки толеитовым базальтам [62]. Особенности химического состава: низкая глиноземистость, высокое отношение Fe/Mg и повышенная концентрация титана, указывают на образование исходных базитов в условиях платформы [24, 216] .

Метаморфизм пород няртинской свиты, как правило, не превышает эпидот-амфиболитовой фации [62]. Имеющиеся данные об обнаружении высокотитанистой роговой обманки, а также диопсида внутри зёрен последней, свидетельствуют, по мнению ряда исследователей [85, 216], о наличии реликтовых парагенезисов амфиболитовой фации. Разделение высокотемпературных образований зелёносланцевой фации и пород, относимых к эпидот-амфиболитовой фации, проведено по изограде сине-зелёной роговой обманки. Присутствие контрастно построенных пар – лейкократовые, существенно альбитовые прослои и меланократовые, существенно хлоритовые породы – отражает развитие здесь сопряжённых с гранитизацией процессов базификации. Основные метаморфические преобразования, по всей вероятности, связаны с формированием термальной антиклинали в венд-кембрийское время, обусловившей соответствующую фациальную зональность в пределах НКС .

На аэрофотоснимках няртинская свита выделяется как единый литокомплекс, характеризующийся серым фототоном и точечно-пятнистым, неяснополосчатым рисунком фотоизображения .

Породы няртинской свиты, в основном, cлабомагнитны. Магнитная восприимчивость составляет для гнейсов и кристаллических сланцев: (min -max)/cp – ((0 -3070)/126)10-5 ед. СИ, для амфиболитов – (min -max )/cp – ((38 -4431)/614)10-5 ед. СИ. Магнитное поле пониженное, в целом, слабо дифференцированное, интенсивностью –100 - -250 нТл, причем в пределах НародоМаньинской антиклинали отмечаются более низкие его значения. В субширотно ориентированной полосе, включающей Свободненскую синклиналь на севере и зону Народочигимских поперечных нарушений на юге, аномальное поле носит мозаичный характер; отсутствует какая-либо линейность и выдержанность в ориентировке аномалий. В северо-восточной части НКС линейная положительная аномалия интенсивностью до 50 нТл в породах няртинской свиты связана с развитием тонковкрапленной магнетитовой минерализации в биотитовых и мусковитовых гнейсах, слюдистых кварцитах и кристаллосланцах .

В поле силы тяжести разрезу свиты отвечает знакопеременное поле интенсивностью –5 - +2 мГал. Плотность пород свиты колеблется в пределах 2,71-3,02 г/см3, при min-max – (2,57-2,81) г/см3 для гнейсов и (2,8-3,26) г/см3 – амфиболитов .

Положительная локальная аномалия интенсивностью до 2,0 мГал, расположенная в центральной части НКС и приблизительно совпадающая с областью мозаичного аномального магнитного поля, вероятно, обусловлена невскрытым массивом пород основного состава, дайковые фации которого проявлены на поверхности в виде многочисленных тел амфиболитов .

Раннерифейский возраст няртинской свиты установлен на основании изотопного датирования урано-свинцовым методом магматических цирконов из амфиболовых гнейсов и кварцмусковитовых сланцев верховьев руч. Сергей-Шор (правый приток р. Кожим) и составляет соответсвенно1497,7 и 1509 млн.лет. Были изучены также цирконы из гранитизированных метаконгломератов маньхобеинской свиты. На графике с конкордией фигуративные точки возраста цирконов из трёх пород образуют единый тренд и их положение аппроксимируется линией, которая пересекает конкордию с отметкой возраста 1554 млн лет. Работы по исследованию цирконов и определению абсолютного возраста выполнеы в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН .

Значения абсолютного возраста, полученные ранее по цирконам из гранат-слюдистых сланцев р .

Няртаю термоизохронным методом – 1680 млн. лет [202] и гранат-слюдяно-альбит-кварцевых сланцев (левобережье р. Кожим, метод термоионной эмиссии) – 2210±25 млн. лет [64], повидимому, в настоящее время не представляют практического интереса, так как отражают результат изучения аллотигенных цирконов. Микрофитологический анализ тёмно-серых углеродсодержащих сланцев р.Манья выявил присутствие в них органического детрита в виде мелких обломков углефицированных плёнок, а также – единичные силуэтные формы, предположительно представляющие собой сильно углефицированные толстостенные акритархи рода Leiosphaeridia Eisenack (определения М.Ю. Беловой) .

Средний рифей

Маньхобеинская свита (R2?mh) была выделена Л.Т. Беляковой в 1972 г. со стратотипом по р. Маньхобею. Ранее эти отложения относились либо к хобеинской [158], либо к саранхапнёрской свитам [162]. Некоторые исследователи [132, 216] считают её диафторитами по породам няртинского метаморфического комплекса, картируемого ими на площади работ .

Слагает краевые части НКС в виде полосы шириной 1-7 км, ориентированной в северовосточном направлении, а также образует ряд запрокинутых синклиналей: Кожимвожскую, Свободненскую, Воргашорскую. Направление падения пород на крыльях НКС подчеркивает антиклинальный характер последней; углы падения меняются от 20 до 35. В пределах Воргашорской синклинали и в зоне Народачигимских поперечных нарушений породы свиты имеют субширотное простирание; в юго-восточной части площади выходит в тектоническом окне площадью около 0,8 кв. км среди нижнеордовикских образований погурейской свиты .

Лучшие разрезы установлены по рр.Маньхобею, Кедрасью, Хальмеръю (верховья), правым притокам рр.Хобею (южнее руч.Воргашор) и Народа (руч.Мраморный) .

Образования маньхобеинской свиты залегают с размывом на породах няртинской свиты .

Нижняя граница свиты проводится по появлению в разрезе мезо-, лейкократовых, в различной степени метаморфизованных терригенных пород существенно кварцевого и кварцполевошпатового состава. У восточной рамки площади, в верховьях р.Хальмеръю на коричневатых «песчанистых» двуслюдяных гнейсах няртинской свиты залегает базальный груботерригенный горизонт мощностью 200-220 м ритмично переслаивающихся между собой метаконгломератов, аркозовых метагравелитов, гравелитистых метапесчаников, метаалевропесчаников, с постепенными переходами псаммитовых разностей в породы гнейсовидного облика. Южнее площади работ аналогичный разрез базальных слоев мощностью 150-200 м описан по р.Няртаю и её притокам [234] .

Свита характеризуется значительной фациальной изменчивостью, что выражается в вариациях мощностей, состава и закономерностей её строения. На площади работ для неё типичны слюдистые и слюдисто-полевошпатовые кварциты, кварцитопесчаники и аркозовые метапесчаники, иногда карбонатсдержащие, редкие прослои и линзы метаконгломератов, метагравелитов. В различных частях разреза (преимущественно, в нижних) присутствуют слюдистые мраморы, в том числе доломитизированные, тремолитсодержащие. Однако, наибольшим распространением пользуются мусковит-полевошпат-кварцевые и лейкократовые слюдисто-кварц-полевошпатовые кристаллосланцы (гнейсы), иногда магнетитсодержащие. Подчинённо развиты биотитовые гнейсы .

Внешний облик пород обусловлен не только первичным составом, но и последующими преобразованиями. Практически повсеместно проявленная альбитизация привела к возникновению порфиробластических (очковых) разностей, содержащих новообразованный гранат и бурый биотит. На участках с интенсивным проявлением гранитизации кристаллосланцы, кварциты превращены в гнейсовидные образования с порфиробластами калиевого полевого шпата, зеленоватого биотита и мелкими идиоморфными зёрнами граната [202]. Оба этих метасоматических процесса зачастую совмещены в пространстве. Так, в северной части структуры, на руч.Николай-Шор маньхобеинская свита представлена полосчатыми гнейсовидными слюдисто-альбит-кварцевыми кристаллосланцами (двуслюдяными гнейсами) с подчиненно развитыми прослоями биотитовых разностей и единичными – слюдистых и полевошпатовых кварцитов гнейсовидной текстуры .

Ниже приводится разрез свиты в западном крыле Народо-Маньинской антиклинали (р.Маньхобею):

На пачке мезо,- меланократовых биотитовых гнейсов няртинской свиты, с небольшим перерывом в обнаженности залегают:

1. Мезократовые слюдяно-кварц-полевошпатовые кристаллосланцы (двуслюдяные гнейсы) полосчатой и полосчато-очковой текстуры, относимые к маньхобеинской свите. В средней и верхней части отмечается фрагменты ритмично-слоистого строения: в основании двухчленного ритма крупноочковые (до гравелитоподобных) разности двуслюдяных и биотитовых кристаллосланцев с вкрапленниками полевого шпата, реже – агрегатными скоплениями кварца, выше – мелкоочковые .

Мощность 930 м .

2. Лейкократовые слюдяно-кварц-полевошпатовые кристаллосланцы (двуслюдяные гнейсы) тонкополосчатые с порфировидными выделениями полевого шпата и гранатом. Прослои (мощность 0,2-1,0 м) мусковитовых разностей, иногда карбонатсодержащих, дайки метадолеритов щокурьинских субвулканических образований. Мощность 109 м .

3. Ритмично-слоистая пачка с опрокинутым залеганием мусковит-кварц-полевошпатовых кристаллосланцев, биотит-, гранатсодержащих. Количество слюдистого материала варьирует от 2 до 11%. В верхней части пачки породы несколько более обогащены зёрнами калиевого полевого шпата гравийной размерности, а в нижней – содержат значительное количество прослоев мощностью 3-5 см кварцево-слюдистого состава, часто расщепляющихся и постепенно выклинивающихся на протяжении 1-3 м. Мощность 282 м .

4. Лейкократовые слюдяно-кварц-полевошпатовые кристаллосланцы (двуслюдяные гнейсы), с прослоями мусковитовых и лейкократовых биотитовых разностей, в том числе, средне-, крупноочковых (метагравелитов?). В нижней части слоя отмечается карбонатность. Единичные тела темно-зелёных средне- мелкозернистых метадолеритов. Мощность 726 м .

5. Светло-серые, почти белые, мусковит-кварц-полевошпатовые и слюдяно-полевошпаткварцевые кристаллосланцы тонко-линзовидно-полосчатые, мелкозернистые, с сероваторозоватыми порфиробластами оптически зонального калиевого полевого шпата, распределённого послойно. Отмечаются карбонатсодержащие разности. Количество кварца в породе увеличивается от подошвы к кровле. Мощность 52 м .

6. Биотит-полевошпат-кварцевые сланцы с прослоями мощностью 0,1-0,3 м серо-зелёных сланцев альбит-мусковит-хлорит-кварцевого состава тонкоплитчатых или листоватых. Отмечаются единичные тела мощностью 0,5 м ортосланцев основного состава. Мощность 17 м .

Выше залегают альбит-мусковит-хлорит-кварцевые сланцы щокурьинской свиты .

Мощность в данном разрезе 2089 м .

Разрез свиты в пределах Свободненской синклинали (центральная часть КожимоНародинской аниклинали) отличается меньшей мощностью, более кварцевым составом отложений и наличием карбонатных пород в нижних горизонтах .

Наиболее характерными группами пород маньхобеинской свиты являются следующие:

(Слюдяно)-кварц-полевошпатовые кристаллосланцы (гнейсы) – светлые, почти белые, розоватые породы неясно-линзовиднополосчатой, очковой текстуры, состоящие из лепидогранобластового и гранобластового агрегата (0,1-0,7 мм) основных минералов (90-95%) и порфиробластов (5-10%) альбита и микроклин-пертита размером 0,5-2,5 мм. Для индивидов последнего отмечается оптическая зональность. Кварц (25-45%) нередко образует мономинеральные (напоминающие гранулированные зёрна псефитовой размерности), реже – с альбитом и мусковитом, плотные скопления. Иногда встречаются кварцевые зёрна с более простыми, округлыми очертаниями, чем это характерно для бластических структур. В слюдяно-полевошпат-кварцевых кристаллосланцах кварц составляет 50-65%. Бесцветный и бледно-зеленоватый мусковит, содержащийся в количестве 1-10%, и зеленовато-бурый биотит (3-4%) облекают порфиробласты. В матриксе гранитизированных разностей калиевый полевой шпат слагает полосовидные скопления анизометричных зёрен и отчетливо корродирует порфиробласты, в том числе и микроклин-пертита. Полисинтетически сдвойникованные вкрапленники альбита также испытали пятнистую или периферическую калишпатизацию. Слабо хлоритизированный гранат (1-2%), находящийся в сростках с эпидотом и биотитом, распределён либо равномерно, либо – в гнездообразных агрегатах идиоморфных зёрен;

иногда образует каймы вокруг индивидов кварца и полевого шпата. В известковистых разностях линзовидные выделения карбоната заключают зёрна породообразующих минералов. Акцессории:

ортит, сфен, апатит, циркон, эпидот, гематит, магнетит, пирит .

Субаркозовые и кварцевые метаконгломераты, метагравелиты – плотные плитчатые породы зеленовато-серого и светло-серого цвета с линзовидной, уплощенной формы кварцевой и кварцитовой галькой размером 0,1-5х1-10 см (5–30%), иногда сильно будинированной, и зёрнами полевого шпата гравийной размерности. Степень сгруженности обломочного материала различная. Цемент биотит (до 10%)-серицит (10%)-кварцевого состава, часто слабо карбонатный.

Акцессории:

апатит, турмалин, эпидот, рудный минерал .

Метапесчаники олигомиктовые, существенно кварцевые и аркозовые гнейсовидные среднемелкозернистые (до метаалевропесчаников) серицит (мусковит)-альбит-кварцевого, биотитмусковит)-серицит-полевошпат-кварцевого, биотит-серицит (мусковит)-кварц-полевошпатового составов, иногда карбонатсодержащие, полосчатые и тонкополосчатые, с гравийными зёрнами полевого шпата, иногда с зернами и редкими гальками гранулированного и серого сливного кварца и отчетливо видимой градационной слоистостью .

Кварцитопесчаники характеризуются полосчатой, реже – косослоистой текстурой, обусловленной чередованием лейко- и мезомеланократовых прослоев, а также наличием карбонатных слюдистых разностей. В том или ином количестве присутствуют полевые шпаты, представленные в основном обломочным микроклином [202] .

Кварциты – белые, серые и зеленовато-серые, реже – розоватые, средне-мелкозернистые до полусливных, полосчатые, породы, в том числе. слюдистые и полевошпатовые, иногда хлорит-, гранат-, магнетитсодержащие, с примесью карбонатного материала. Состав: кварц – 80-95%; микроклин, альбит – 5%; мусковит – до 10%, амфибол – до 8%; акцессории: магнетит, пирит, апатит, турмалин, лейкоксен, циркон .

Метаморфизм отложений свиты характеризуется полифациальным характером: от высокотемпературной области зеленосланцевой фации до эпидот-амфиболитовой фации .

По петрохимическим реконструкциям породы маньхобеинской свиты представляют собой метаморфизованные аркозовые и полимиктовые песчаники, алевролиты, глинистые осадки [202] .

Отложения свиты формируют пологовершинный и склоновый рельеф, характеризуясь на среднемасштабных аэрофотоснимках исключительно светлым фототоном и сравнительно хорошо дешифрируемыми линеаментами простирания пачек лейкократовых пород .

На карте магнитных аномалий площадь распространения практически немагнитных (магнитная восприимчивость – 1-210-5 ед. СИ [137]) образований свиты характеризуется отрицательным полем интенсивностью, в основном, 100-150 нТл; значения менее 300 нТл отмечаются лишь на восточном крыле Народо-Маньинской антиклинали, в зоне надвига .

Гравитационное поле неоднородное: в пределах Воргашорской и Кожимвожской синклиналей и на восточном крыле Кожимо-Народинской антиклинали – отрицательное, интенсивностью до 2-4 мГал, а в районе Свободненской синклинали – положительное, в северной части структуры достигающее 2 мГал. Аномалиеобразующим объектом в данном случае являются подстилающие образования нижней толщи няртинской свиты. Породы маньхобеинской свиты имеют плотность 2,62-2,67 г/см3, в гранитизированных разностях снижающуюся до 2,58 г/см3 [137] .

Возраст свиты условно принят как среднерифейский на основании прямой радиологической датировки (1263 млн. лет) уран-свинцовым методом кластогенных цирконов из кварцевых метаконгломератов Свободненской синклинали. Цирконы идентифицируются, по данным выполненых исследований, с цирконами из амфиболовых гнейсов и кристаллических сланцев няртинской свиты. На основе графических построений (см. описание няртинской свиты) их возрастная датировка оценивается в1554 млн лет (авторские данные) .

Мощность свиты 250-2100 м Щокурьинская свита (R2?k) была выделена К.А. Львовым в 1937 г. со стратотипом на р .

Щекурье [39]. В пределах площади работ обрамляет центральную часть НКС в виде полосы шириной 0,4-2,2 км, а также выполняет ядерные части наиболее крупных синклиналей, в частности, Кожимвожской. Лучшие разрезы свиты вскрываются в западном крыле НКС по р. Маньхобею, притокам рр.Народа (руч.Мраморный, Панэчашор), Хобею, Кожим (руч.Кожим-Вож – ИгнатийШор). На востоке фрагмент нижней части разреза обнажён в верховьях ручьев Рудашор и Вангуляншор. Нижняя граница согласная и проводится по смене светлых полосчатых слюдянополевошпат-кварцевых сланцев (лейкократовых гнейсов), кварцитов, реже – кварцитопесчаников маньхобеинской свиты зеленовато-серыми серицит- хлорит-(альбит)-кварцевыми, мусковитальбит-кварцевыми эпидотсодержащими, эпидот-биотит-кварц-альбитовыми сланцами. В нижней части разреза свиты присутствуют также ортосланцы основного состава – эпидот-биотит-хлоритальбитовые и амфиболовые. Метабазиты, в одних случаях можно интерпретировать, как дайки и силлы метадолеритов, в других они несут некоторые черты метаэффузивов (присутствие эпидота в виде миндалиноподобных образований, следов течения ?), в третьих, не диагностируемы и, по данным Я. Э. Юдовича [248], соответствуют метабазальтам. Отдельные тела мусковит- кварц- полевошпатового состава мощностью до первых десятков см Я.Э. Юдович интерпретирует, как метаэффузивы кислого состава .

Верхняя часть разреза свиты характеризуется терригенно-карбонатным составом и крайней фациальной изменчивостью. На западном крыле Кожимо-Народинской синклинали (ручьи Игнатий-шор, Мраморный, Воргашор) верхний фрагмент разреза щокурьинской свиты сложен горизонтом слюдистых мраморов мощностью несколько десятков метров (в южной части углеродсодержащих), выше которых залегает так называемая ошизская толща (до 160 м) кварцевых и субаркозовых метаконгломератов, метагравелитов и кварцитов. Количество псефитовой составляющей по латерали весьма изменчиво. Южнее, на западном крыле Народо-Маньинской антиклинали( в районе р.Маньхобею, руч.Маньхобешор, р.Парнук) верхняя часть разреза свиты представлена толщей карбонатных сланцев мощностью до 300 м с прослоями и линзами слюдистых мраморов мощностью от нескольких см до 100 м. Снизу и сверху карбонатная толща подстилается и перекрывается пачкой кварцитопесчаников мощностью до первых десятков м .

Ниже приводится петрографическая характеристика основных пород свиты .

Сланцы слюдяно (серицит)-(хлорит)-кварцевые, мусковит-альбит-кварцевые, эпидотсодержащие, эпидот-биотит-кварц-альбитовые, слюдисто-полевошпат-кварцевые, характеризуются лепидогранобластовой, нередко в сочетании с порфиробластовой структурами, придающими породам песчанистый и алевропесчанистый облик, и сланцеватыми, неяснолинзовидно-полосчатыми текстурами. Количественный состав в пределах указанных ассоциаций непостоянен, однако, кварц (10-60%, до 80% – в кварцитосланцах) и соразмерный (0,1-0,4 мм) с ним альбит (10-70%), являются основными минералами. Реже встречающийся калиевый полевой шпат, наряду с альбитом, иногда образует порфиробласты (0,6-1,03 мм). Слюды – мусковит (1-35%), бурый, зеленовато-бурый биотит (2-10%), их сростки, индивиды в агрегатах с хлоритом, как правило, имеют размер чешуй 0,2-0,7 мм. Количество железистого кальцита в сланцах может меняться от 2% до 40%. В разностях существенно кварцевого состава присутствуют мелкие (0,25-1,0 мм) идиобласты синкинематического граната – до 2%. Акцессории: апатит, сфен, турмалин, магнетит, пирит. Относятся к группе высокотитанистых и высокощелочных пелитоидов [45] .

Мраморы, в большинстве случаев, имеют светлую окраску, массивную текстуру и гетерогранобластовую структуру. Карбонатная фаза представлена, в основном, кальцитом, а силикатная часть – кварцем, коричневым биотитом, часто обогащающим темные прослои в полосчатых разностях, альбитом, ортоклазом, гранатом [45]; присутствуют апатит, турмалин, сфен, эпидот, гематит, магнетит. В составе слабослюдистых кварцсодержащих мраморов – до 97% железистого кальцита с размером зерен 0,3-0,5 мм, 3-5% кварца (0,1-0,7 мм) в агрегате округлых индивидов и, редко, – единичные зерна альбита. Содержание слюд варьирует от 1% (преимущественно, – мусковит – 0,2-0,7 мм) в слабослюдистых разностях до 30%. В западном крыле НКС отмечаются тёмно-серые и чёрные графитоидные мраморы. Установлены ярко выраженная бариевая специализация, нормои гипертитанистость, иногда повышенные концентрации фосфора и фтора [45, 248] .

Слюдистые полевошпатовые кварциты состоят из кварца ( до 95%), полевых шпатов (микроклин, альбит – до 5%), мусковита (до 10%), амфибола (до 8%). Акцессорные минералы: магнетит, пирит, апатит, турмалин, лейкоксен, циркон .

Метапесчаники, метагравелиты, метаконгломераты – плотные, толсто- и грубоплитчатые породы. В метапесчаниках, представляющих собой, в основном, калиевые метааркозы весьма изменчивого состава, отмечаются высокие содержания альбита и микроклина, то или иное количество карбоната (до 11% кальцита, иногда марганцовистого), реликты псаммитовых структур .

При этом титанистость карбонатных разностей заметно выше, чем некарбонатных [248]. В псефитах содержится различной степени окатанности кварцевая галька размером 0,5-5 см, линзовидные зёрна полевого шпата (альбита и микроклина), погружённые в (биотит)-серицит (мусковит)-(полевошпат)кварцевый, иногда карбонатный, матрикс .

Метабазиты, представленные зелёными и серовато-зелеными полосчатыми, плотными и сланцеватыми породами с лепидогранобластовой структурой, имеют эпидот-биотит-кварц-хлоритальбитовый, хлорит-полевошпатовый, кварц-альбит-биотит-хлорит-эпидотовый состав со следующими соотношениями основных минералов: кварц (5-10)%, (0,05-0,3 мм), альбит (10-35)% (0,05-0,3 мм), буровато-зелёный биотит (0-25)% (0,1-0,6 мм), хлорит (15-45)% (0,05-0,5 мм), эпидот (5-35)% (0,05-0,2 мм); часто присутствует карбонат (до 20%), развитый в виде пятен тонко-, мелкозернистых агрегатов. Акцессории: апатит сфен, магнетит. Относятся к группе высокофемичных сланцев вулканогенного генезиса (титанистые базальтоиды) [45]. Петрохимическая характеристика метавулканитов приведена в главе «Интрузивный магматизм и метаморфизм» В югозападной части площади среди метабазитов отмечаются единичные прослои мощностью 0,3 м темно-серых мелкозернистых мусковит-кварцевых битуминозных пород, содержащих мелкий гранат – альмандин-спессартин, тремолит, хлорит, турмалин, пирит [45] .

Минеральные парагенезисы пород щокурьинской свиты соответствуют, в большинстве случаев, высокотемпературной части зеленосланцевой фации (хлорит-эпидот-биотитовой субфации);

об этом же свидетельствуют термические данные графитоида из чёрных мраморов междуречья Хобею-Маньхобею (работы выполнены в рамках ГДП-200) .

Отложения сланцевых разрезов свиты формируют пологовершинный и склоновый рельеф .

Отпрепарированные пласты конгломератов, кварцитопесчаников образуют гриво- и уступообразные формы и останцовые скальные выходы в долинах рек и ручьев, обуславливая полосчатый рисунок фотоизображения на среднемасштабных аэрофотоснимках. При этом сравнительно хорошо дешифрируются линеаменты простирания отдельных пластов и целых пачек .

Магнитная восприимчивость слюдяно-кварцевых и карбонатных сланцев составляет (0-4200) 10-5 ед. СИ, при среднем значении 122410-5 ед. СИ и мраморов – (0 –2,2 при среднем 0.7)10-5 ед .

СИ [132], на карте магнитных аномалий площадь распространения пород щокурьинской свиты характеризуется отрицательным магнитным полем интенсивностью 100-200 нТл. В западном крыле структуры (междуречье Парнук – Хобею) отмечаются аномальные зоны, ориентированые в северо-восточном направлении, обусловленные развитием вулканитов основного состава с магнитной восприимчивостью (26-1650)10-5 ед. СИ [233]. В северной части Кожимо-Народинской антиклинали положительные магнитные аномалии интенсивностью до 100 нТл среди пород щокурьинской свиты связаны с магнетитовой минерализацией, приуроченной к тектоническим нарушениям северо-западной ориентировки .

Породы свиты характеризуются неоднородным гравитационным полем. На крыльях НародоМаньинской и на периклинальном замыкании Кожимо-Народинской антиклиналей оно отрицательное (2-4 мГал), а в междуречье Хобею - Игнатий-Шор, в основном, положительное – до 2 мГал. Значения плотности карбонатно-терригенных отложений составляют 2,7-2,8 г/см3, ортосланцев основного состава – 2,87 г/см3 [233] .

Среднерифейский возраст принимается предположительно на основании залегания свиты между изотопно датированными нижнерифейскими образованиями няртинской и микрофаунистически охарактеризованными среднерифейскими отложениями пуйвинской свит. По мнению Я.Э .

Юдовича, изучавшего геохимические особенности рифейских толщ, карбонатная часть разреза щокурьинской свиты должна относиться к верхам среднего рифея [248] .

Мощность 200-700 м .

Пуйвинская свита (R2pv) выделена К.А.Львовым в 1947 г. со стратотипом на р.Пуйва. Образования свиты развиты в центральной части площади, где слагают обрамление НКС, а так же ядро Пелингичейской антиклинали. Наиболее полные разрезы установлены в бассейнах рек Кожим (руч.Игшор, Хасаварка, Николай-шор), Народа (руч.Безымянный, Ветвистый), Хобею, Маньхобею, Пелингичей .

Пуйвинская свита согласно залегает на терригенно-карбонатной толще щокурьинской свиты .

Нижняя её граница проводится по кровле метаконгломератов, метагравелитов или кварцитов ошизской толщи. Верхняя – по появлению в разрезе выдержанных прослоев кварцитов и тонкополосчатых слюдисто-кварцевых сланцев («полосатиков») хобеинской свиты .

В составе свиты наибольшим развитием пользуются сланцы тёмно-серые, серые и зеленовато-серые хлорит-(cерицит)-мусковит-альбит-кварцевого, битит-мусковит-альбит-кварцевого состава филлитовидные и «песчанистые», часто гранатсодержащие, с примесью углистого вещества .

В меньшем обьеме присутствуют прослои «зеленых» аповулканогенных сланцев альбит-эпидотхлорит-актинолитового состава, в подчиненном количестве – слюдяно-кварцевые и известковистые слюдяно альбит-кварцевые сланцы, линзы мраморов и мраморизованных доломитов, в том числе водорослевых, кварциты .

Развитие аповулканогенных сланцев установлено лишь в полосе - северо-западная часть Пелингичейской антиклинали - северная периклиналь НКС (руч.Николай-шор). На юге в поле развития пуйвинской свиты они отсутствуют. Карбонатные образования, в свою очередь, спорадически прослеживаясь с севера на юг, в отдельных районах (к северу и к западу от г.Сураиз) подстилают непосредственно хобеинскую свиту. При отсутствии надёжных маркирующих горизонтов в составе пуйвинской свиты можно лишь говорить о присутствии известковистых сланцев, мраморов и доломитов, в том числе биогермных, в верхней части разреза свиты и о проявлении вулканизма (в определённых зонах, возможно северо-западной ориентировки), предшествовавшего образованию карбонатных осадков или частично с ним совпадающего .

Ниже приводится описание основных петрографических разностей .

Сланцы серицит-хлорит-альбит-кварцевые, слюдяно (серицит-биотит)-(хлорит)-альбиткварцевые, хлорит-альбит-серицит-кварцевые зеленовато-серые и темно-серые, «песчаниковидные»’ и филлитовидные, иногда карбонатсодержащие. В составе отмечаются: кварц – 20-40%, альбит – 10-25% (до 45%), серицит – 5-20%, хлорит (часто замещающий бурый биотит) – 5-15%, биотит – до 10%, эпидот – 1-5%, карбонат (в известковистых разностях до 25-30%). Часты пойкилобласты граната. В графитсодержащих породах присутствует графит в количестве 0,2-0,3% (до 5как распыленный в основной массе, так и образующий мелкозернистые агрегаты. Акцессории: апатит, гранат, турмалин, сфен, рудный, хлоритоид .

Метавулканиты основного состава представлены различными сланцами и кристаллосланцами. Аповулканогенные сланцы (альбит)-эпидот(цоизит)-хлорит-актинолитовые, (актинолит)хлорит)-эпидот (цоизит)-кальцит-альбитовые, сохранившие реликты миндалекаменных текстур, обнажаются в ядерной части Пелингичейской антиклинали. Кристаллосланцы (амфибол)-эпидотхлорит-биотит-полевошпатовые, кварц-серицит-хлорит-полевошпатовые, слюдисто-хлоритовые, зеленые и тёмно-зелёные, состоящие из альбита (20-40%), олигоклаза (25-30%), кварца (5-30%), бурого биотита (5-35%), часто замещаемого хлоритом, иногда граната, распространены на крыльях Няртинской структуры. Отмечается, что с повышением количества карбоната в сланцах возрастает содержание хлорита и эквивалентно снижается содержание альбита и серицита; повышение содержаний амфибола и биотита ведет к снижению количеств альбита и хлорита в породе [202] .

Не исключено, что часть зелёных сланцев образовалась по пуйвинским субвулканическим образованиям (дайкам метадолеритов). Аповулканогенные сланцы относятся к натриевым умеренно глиноземистым базальтам [202] и низкотитанистым толеитовым базальтам [155]. Петрохимическая характеристика метавулканитов приведена в главе «Интрузивный магматизм и метаморфизм» .

Породы пуйвинской свиты метаморфизованы, в основном, в условиях эпидот-мусковитхлоритовой субфации зеленосланцевой фации регионального метаморфизма. Только на периферии Няртинской структуры метаморфизм образований свиты достигает высокотемпературной хлорит-эпидот-биотитовой субфации, а вблизи северного окончания НКС фиксируется небольшой ареал пород, метаморфизованных в эпидот-амфиболитовой фации с характерным для метабазитов парагенезисом гранат – сине-зеленая роговая обманка. Гранаты пород пуйвинской свиты, относящиеся к альмандинам (1,6-4,5% пиропового минала, железистость 70-88%), характеризуются значительным содержанием Са и Мn. Для 89% всех проанализированных гранатов установлена прямая зональность, при которой от центра кристалла к периферии увеличивается содержание FeO и MgO и убывает – MnO .

Для отложений свиты типичен сглаженный рельеф водоразделов, полосчатый, неяснополосчатый рисунок фотоизображения и светлый (белый) фототон открытых участков .

Магнитное поле нтенсивностью от –200 нТл до +200 нТл характеризуется мозаичным характером. При этом его общая ориентировка совпадает с простиранием толщ. По магнитным свойствам породы дифференцированы следующим образом (магнитная восприимчивость в n10-5 ед .

СИ): амфиболиты, ортосланцы основного состава – 0,24-0,43; хлорит-(слюдяно)-(альбит)кварцевые сланцы – 0,17-0,32; известковистые разности – до 8,6; мраморы – 0,03 .

Гравитационное поле в центральной части территории (междуречье Хобею – Иг-Шор), а также в ядре Пелингичейской антиклинали слабоположительное (0-3 мГал), с максимальными значениями над площадями развития метавулканитов основного состава; на остальной территории

– слабоотрицательное (0-3 мГал). Плотностные характеристики пород свиты следующие: амфиболиты, ортосланцы – 2,76-2,92 г/см3; хлорит-(слюдяно)-(альбит)-кварцевые сланцы – 2,72-2,81 г/см3, мраморы – 2,66 г/см3 .

Возраст свиты установлен на основании определения среднерифейского комплекса микрофоссилий (Л.Н. Ильченко, 1989 г.): Leiosphaeridia crassa (Naum.) Tim., L. bicrura Jank., L. jacutica (Tim) Mikh et Jank, L. minutissima (Naum.) Tim., Satka favosa Jank. [155], а также строматолитов Тungussia sp. В объяснительной записке к Госгеолкарте масштаба 1:1 000 000 (новая серия) пуйвинская свита помещена на миньярский уровень [19]. Мощность свиты 600-1000 м .

Верхний рифей

Хобеинская свита (R3hb) выделена К.А. Львовым в 1937 г. [39] Распространена на периферии Хобеизской брахиантиклинали, слагая северо-западные крылья Пелингичейской и Росомахинской антиклиналей, а также в виде узкой полосы шириной 400-800 м. протягивается мередионально от г.Поньиз на юге до р.Бол. Каталамбию на севере. Наиболее полно представлена на р.Пелингичей выше устья руч.Еркусей и на водоразделе, расположенном южнее данного ручья .

Осадки хобеинской свиты залегают с размывом на отложениях пуйвинской свиты [19, 41]. Нижняя граница с пуйвинской свитой описана выше, верхняя – либо резкая, по смене верхней пачки кварцитов хобеинской свиты сланцами с линзами доломитов и мраморов (часто биогермных) мороинской свиты, либо проводится условно по исчезновению выдержанных пластов кварцитов. В составе свиты преобладают кварциты светлых тонов, слагающие пластовые и линзовидные тела мощностью от первых десятков см до 75-100 м. Остальная часть разреза сложена полосчатыми сланцами мусковит-хлорит-кварцевого и мусковит-альбит-хлоритового состава с примесью тонкораспыленного графитистого вещества («полосатиками»), переслаиванием кварцитосланцев и сланцев известковистых, кварцитопесчаниками в том числе и известковистыми. Наиболее мощные тела кварцитов тяготеют к верхней части разреза. В районе р. Понью и г. Поньиз в подошве свиты присутствуют конгломераты. Отмечается фациальная изменчивость, выражающаяся в замещении по простиранию последовательно кварцитов кварцитопесчаниками, а последних – их известковистыми разностями или кварцитов – полосчатыми сланцами .

Ниже приводится описание основных петрографических разностей .

Кварциты характеризуются светло-серой до белой окраской, массивной или полосчатой текстурой, грано-лепидогранобластовой или мозаичной структурой. Кварц составляет около 90%, полевые шпаты – 5-10%, в слюдистых разностях присутствует мусковит – до 10%, в известковистых разновидностях – кальцит – до 10- 45%. Из акцессорных минералов в кварцитах чаще всего встречаются циркон, хорошо окатанный, тёмно-розовый и коричнево-красный, турмалин, апатит, ильменит, рутил .

«Полосатики» имеют линзовидно-полосчатостую текстуру, обусловленную чередованием прослоев мусковит-хлорит-кварцевого и мусковит-альбит-хлоритового состава, подчеркнутую избирательно распылённым графитистым веществом, гранолепидобластовую структуру .

Филлитовидные разновидности сланцев чёрного цвета отличаются повышенным содержанием первично седиментационного магнетита, составляющего до 5-10% .

Породы свиты метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации регионального метаморфизма, лишь в районе г.Понью метаморфизм достигает её высокотемпературной части – хлорит-биотитовой субфации .

Неоднородный литологический состав свиты предопределил характерный расчленённый рельеф в поле её развития. Областям распространения сланцев отвечают депрессии, кварциты образуют возвышенности либо бронируют склоны, на аэрофотоснимках выделяясь белым контрастным фототоном с игольчатым рисунком .

Магнитное поле свиты, в целом, слабоотрицательное (от 0 до –50 нТл), магнитная восприимчивость изменяется в пределах 0 – 5,8 10-5ед. СИ при среднем значении 2,110-5ед. СИ. Свите отвечает отрицательное поле силы тяжести (0-18 мГл.), плотностные характеристики варьируют в пределах 2,57-2,69 г/см3 в среднем составляя 2,63 г/см3 .

Позднерифейский возраст свиты принимается на основании её положения между пуйвинской и мороинской свитами. Некоторые исследователи ошибочно коррелируют отложения хобеинской свиты с нижней частью укской свиты Южного Урала [60] .

Мощность свиты колеблется от 200 до 1000 м .

Мороинская свита (R3mr) впервые выделена В.Н. Малашевским в 1961 г.[41] Наиболее распространена на западе площади (верховья рек Хобею, Народа, Манарага) и на востоке – в пределах Верхнекожимского паравтохтона (низовье р.Бол. Каталамбию, междуречье р.р.СаранседаюПонью), а также развита на западных крыльях Пелингичейской (верховье руч.Еркусей), Лапчавожской (среднее-нижнее течение р.Пелингичей), Росомахинской (верховья р.р.Мал. и Бол. Каталамбию) антиклиналей. На мороинской свите с размывом залегает саблегорская, граница с которой проводится по появлению в разрезе основных эффузивов, реже конгломератов (лавоконгломератов) .

Нижняя часть разреза мороинской свиты сложена зеленовато-серыми сланцами, алевросланцами кварц-хлорит-мусковитовыми и хлорит-мусковит-кварцевыми, известковыми сланцами с прослоями и линзами мраморов и мраморизованных доломитов. Наиболее крупные тела последних тяготеют к основанию свиты, часто характеризуются обломочным строением, являясь рифогенными, и содержат биогермы строматолитов. На восточном борту Росомахинской антиклинали (в междуречье р.р.Понью-Саранседаю) в составе нижней части свиты появляются карбонатные песчаники и кварцитопесчаники, поэтому данные разрезы рассматриваются в качестве особого санаизского подтипа. Верхняя часть разреза свиты слагает юго-западные периклинали Правоманарагской и Пелингичейской антиклиналей, фрагментарно развита на западных крыльях Пелингичейской и Росомахинской антиклиналей и представлена, в основном, тёмно-серыми до чёрных алевритистыми сланцами хлорит-мусковит-альбит-кварцевого состава. В подчинённом количестве отмечаются метаалевролиты и известковистые слюдисто-альбит-кварцевые сланцы, внизу линзы мраморов и доломитов. Данная часть разреза В.Н. Малашевским [41] выделялась в ранге манарагской свиты, сопоставлявшейся им с мороинской, Л.Т. Беляковой [5] трактуется в авторском варианте, А.В. Вознесенским [132] помещалась в основание мороинской свиты, а в объяснительной записке к Госгеолкарте 1:1 000 000 [19] ошибочно отнесена к пуйвинской свите .

Ниже приводится описание наиболее характерных для свиты пород .

Сланцы – зеленовато-серые кварц-хлорит-мусковитовые, хлорит-мусковит-кварцевые с переменным содержанием компонентов, обладают сланцеватой, иногда полосчатой текстурой, лепидогранобластовой структурой, характерных для всей сланцевой ассоциации свиты. Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, рутилом, ильменитом,магнетитом .

Филлитовиднные хлорит-кварц-серицитовые сланцы содержат серицит (45-50%), кварц (30хлорит (10-20%), акцессории – сфен, лейкоксен, турмалин, циркон, апатит .

Графитистые слюдисто-хлорит-кварцевые сланцы представляют собой агрегат кварца (10серицита (мусковита) (20-50%), хлорита (10-20%), биотита (5-10%) и тонкораспыленного углисто-графитового вещества (1-2%). Акцессорные минералы: сфен, турмалин .

Алевритистые разности сланцев отличаются алевритовой структурой и повышенным содержанием кварца .

Мраморы характеризуются массивной или неотчётливо сланцеватой текстурой, гранобластовой структурой. Карбонат представлен кальцитом. В слюдистых полосчатых разностях присутствует хлорит (3-10%), мусковит (5-10%), иногда кварц (до 10%) .

Доломиты состоят из микрозернистого или пелитоморфного агрегата доломита массивной текстуры. Количество кварца составляет обычно до 1%, в «запесоченных» мраморизованных доломитах санаизского подтипа разреза – до 30% .

В целом породы свиты метаморфизованы в условиях эпидот-мусковит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации регионального метаморфизма. В верховьях р.Понью – на периферии Няртинской структуры – в условиях хлорит-эпидот-биотитовой субфации. В процессе становления гранитных интрузий сальнерско-маньхамбовского комплекса в экзоконтактах Малдинского, Народинского, Лапчавожского масивов породы мороинской свиты подверглись контактовому метаморфизму средне-низкотемпературного типа .

Термальные ореолы представлены породами амфибол-роговиковой и мусковит-роговиковой фаций и наиболее широко развиты в западном экзоконтакте Народинского гранитного массива, что связано, скорее всего, с внедрением не столько самих гранитов сколько крупных массивов габброидов парнукского комплекса. Здесь развиты биотитовые (биотит-кварцевые), практически безгранатовые роговики с редким присутствием андалузита, постепенно сменяющиеся к западу биотит-мусковитовыми, затем слюдяно-хлорит-кварцевыми сланцами .

Площади развития свиты отвечает сглаженный крутосклонный рельеф, однородный серый фототон с мягким неотчетливо-полосчатым рисунком фотоизображения, линзы доломитов и мраморов образуют небольшие возвышенности со светло-серым фототоном и пятнистым или струйчатым рисунком. Мощность свиты 1500 – 2000 м .

Магнитное поле над отложениями свиты в северной части территории знакопеременное, слабо дифференцированное от +50 до –50 нТл, в западной – слабоотрицательное от -100 до -200 нТл, возможно, вследствие влияния гранитных интрузий. На востоке площади к фронтальной части Верхнекожимского паравтохтона, сложенного мороинской свитой, приурочена положительная линейная магнитная аномалия интенсивностью до +50 нТл, осложненная локальными максимумами до +200 нТл, обусловленная магнетитовой минерализацией. Магнитная восприимчивость пород свиты изменяется от 0 до 6510-5 ед. СИ, составляя в среднем 2610-5 ед. СИ. Поле силы тяжести, соответствующее площади распространения свиты, обусловлено глубинным строением территории – на западе положительное 0 - +14 мГал, на востоке отрицательное – -2 – 4 мГал, плотность пород колеблется в пределах 2,61-2,83 г/см3, со средним значением 2,71 г/см3 .

Позднерифейский возраст мороинской свиты установлен на основании находок микрофитолитов и строматолитов, как за рамкой площади (бассейны рек Бол. Паток, Вангыр, Косью) [25], так и в ее пределах – р.Бол. Каталамбию, руч.Еркусей. На руч.Еркусей в линзе биогермных доломитов обнаружены микрофитолиты Osagia milsteinae Zabr., O. pullata Zabr., Vesicularites elongatus Zabr., V. vapolensis Zabr. и строматолиты Gymnosolen (Minjaria) uralicus Raab., G. (Minjaria) giganteus Raab. [132]. По сборам В.В. Терешко [222] на р.Кожим Л.Н. Ильченко определен верхнерифейский комплекс микрофоссилий, доминантами в котором являются Leiominusvula minuta Naum., Ostiana microcystus Herm. Подавляющим большинством исследователей мороинская свита помещалась на миньярский уровень. В объяснительной записке к Госгеолкарте-м-ба 1:1 000 000 [19] без должных на то оснований свита параллелизуется с укским уровнем. Кроме того, в состав свиты введена не характерная для нее толща основных эффузивов .

Верхний рифей – нижний венд

Саблегорская свита (R3-V1sb) выделена В.Н. Малашевским в 1961 г.[41] со стратотипом на хр.Сабля. На площади развита в ядре Малдынырдской антиклинали, северо-западном крыле и северной периклинали Правоманарагской антиклинали, на крыльях Пелингичейской антиклинали и северо-восточной периклинали Росомахинской антиклинали. Наиболее полно представлена на хр.Малдынырд. Саблегорская свита с размывом залегает на мороинской. Перекрывается арьяншорской толщей либо лаптопайской свитой (западнее площади). В пределах листа – с размывом и угловым несогласием – терригенными осадками алькесвожской или обеизской свит. В составе свиты наибольшим развитием пользуются лавы, кластолавы и туфы риолитов, риодацитов, дацитов умеренно-щелочного и нормального ряда, и те же разности базальтов и андезитов. В полных разрезах могут быть выделены две подсвиты (в пределах листа не картируемые) .

Нижняя подсвита (мощность до 500 м) сложена лавами, кластолавами базальтов, реже андезитов умеренно-щелочного и нормального ряда, сменяющихся пачкой переслаивания лавовых потоков и прослоев туфов основного состава [132]. В верховьях руч. Еркусей на доломитах мороинской свиты залегают туфоконгломераты мощностью 6-8 м с крупными лапиллями, бомбами базальтов с корками закаливания и галькой розовых кварцитов, сменяющиеся выше покровами базальтов .

Верхняя подсвита (мощность до 700 м) представлена толщей кислых эффузивов и их туфов .

Переход от нижней подсвиты к верхней наблюдается на склоне г.Варсанофьевой [132], где лавы базальтов и их агломератовые туфы последовательно сменяются покровами андезитов, дацитов и, наконец, агломератовыми туфами риолитов с потоками риолитов и их лавобрекчий, а затем псаммитовыми туфами. В верхней части подсвиты кислые эффузивы и туфы приобретают красноцветный оттенок и характеризуются повышенными концентрациями редких земель .

Ниже приводится описание основных петрографических разностей .

Базальты подразделяются на афировые и порфировые, последние на плагиоклазовые, пироксеновые, редко роговообманковые. Текстура массивная, сланцеватая или миндалекаменная, структура у афировых разностей афанитовая, микролитовая или апоинтерсертальная, у порфировых – порфировая или гломеропорфировая с микролитовой основной массы. Миндалины выполнены хлоритом, эпидотом, кальцитом, плагиоклаз альбитизирован, из акцессориев присутствуют рутил, ильменит, сфен, апатит. Пирокластические породы характеризуются литокристаллокластической и кристаллокластической, бластопсефитовой и бластопсаммитовой структурами. Обломки представлены плагиоклазом и теми же базальтами .

Риолиты также подразделяются на афировые и порфировые. Первые слагают непротяженные потоки, различные лапилли, бомбы, сфероиды в шаровых лавах и обладают флюидальной текстурой, фельзитовой и сферолитовой структурами. Последние развиты более широко и характеризуются порфировой, гломеропорфировой текстурами и фельзитовой, гиалопилитовой, фельзитосферолитовой (в рассланцованных разностях гранобластовой и лепидогранобластовой) структурами основной массы. Плагиоклаз представлен альбитом, редко олигоклазом, калиевый полевой шпат - предельным микроклином. Из пирокластических образований наиболее развиты пепловые туфы, имеющие пепловую перекристаллизованную массу, сложенную спекшимися обломками, с атакситовой текстурой. Кластическая составляющая представлена осколками кристаллов кварца, плагиоклаза и обломками фельзитовых риолитов. Из акцессорных минералов встречаются циркон, сфен, ортит, рутил, турмалин, апатит .

Петрохимическая характеристика вулканогенных образований приведена в главе «Интрузивный магматизм и метаморфизм» .

Породы свиты метаморфизованы в условиях эпидот-мусковит-хлоритовой субфации зелёносланцевой фации. В экзоконтактах Малдинского и Лапчавожского гранитных массивов комплекс пород свиты подвергся контактовому метаморфизму с образованием ореола ороговикованных пород мусковит-роговиковой, возможно, амфибол-роговиковой фаций .

На АФС основным эффузивам соответствует темный фототон и полосчатый струйчатый или комковатый рисунок фотоизображения, кислым разностям – более светлый фототон и неясно пятнистый фоторисунок .

Магнитное поле над образованиями саблегорской свиты дифференцированное, от слабоотрицательного (до –50 нТл) до слабоположительного (до +100 нТл), осложненное цепочками максимумов до +600 нТл, отвечающих сочетанию в разрезе наиболее магнитных разностей основных и кислых эффузивов. Магнитная восприимчивость и тех и других колеблется в широком диапазоне, составляя для основных эффузивов и туфов – 0 - 1268510-5ед. СИ, для кислых разностей – 4 ед. СИ. Гравитационное поле более однородное слабоотрицательное – 0 - (-10) мГал, плотность основных эффузивов составляет 2,63 - 2,99 г/см3, в среднем – 2,81 г/см3, кислых – 2,52 - 2,79 г/см3 при среднем значении 2,67 г/см3 .

Позднерифейско-ранневендский возраст саблегорской свиты базируется на определениях радиологического возраста базальтов калий-аргоновым методом – 716-765 млн. лет [19], риолитов по цирконам уран-свинцовым методом в западных районах за пределами площади – 642 млн. лет [163] и риолитов на хр. Малдынырд, выполненных в рамках работ ГДП-200 С.Г. Червяковским рубидий-стронциевым методом – 586 ±21 млн лет, радиоизотопном датировании цирконов из дациандезитов руч. Лапчавож методом термоионной эмиссии свинца – 695±6 млн. лет. В объяснительной записке к Госгеолкарте –1:1 000 000 [19] возраст свиты интерпретируется как позднерифейский. Общая мощность свиты до 1200 м .

Палеозойская эратема

Палеозойские образования территории листа, исключая средне-верхнекембрийские коры выветривания, относятся к Бельско-Елецкой и Сакмаро-Лемвинской СФЗ, входящим в состав Западно-Уральской СФМ [156]. Наиболее распространены отложения нижнего палеозоя БельскоЕлецкой СФЗ, в составе которой выделяются Михайловско-Вайгачская подзона, отвечающая геодинамической обстановке континентального рифта и мелкого шельфа пассивной окраины ВЕК и Иргизлинско-Карская, отвечающая её внешнему краю и глубокому шельфу. Образования Сакмаро-Лемвинской СФЗ относятся на территории листа к её Восточнолемвинской подзоне .

Кембрийская система. Средний-верхний отделы

Средне-верхнекембрийские коры выветривания. Неоднократно высказываемое предположение о существовании кор выветривания кембрийского возраста под подошвой уралид [69, 102, 115, 157, 240] получило подтверждение при геологическом доизучении м-ба 1:50 000 [216]. В дальнейшем поля развития кор выветривания были детализированы [132, 196, 197]. Они обычно отмечаются в виде останцовых фрагментов и представлены узкими делювиальными высыпками (реже в коренном залегании) метаморфизованных высокоглинозёмистых (24-37, редко до 40-42% [246]) сланцев, локализующихся под подошвой груботерригенных отложений алькесвожской и, реже, обеизской свит. Субстратом кор выветривания служили образования саблегорской, мороинской, пуйвинской свит и прорывающие их интрузивные породы .

Сохранившиеся фрагменты кор выветривания в связи с их золотоносностью детально изучены на участках «Сводовый», «Алькесвож», «Каньон” (хр.Малдынырд), «Караванный» и «Каталамбинский» (хр.Росомаха) [132, 192, 196, 197, 216]. Наиболее значительные по площади фрагменты кор выветривания, выраженные в масштабе карты, развиты в южной части Малдинской и на северном замыкании Росомахинской антиклиналей .

Апокоровые образования представлены высокоглиноземистыми метаморфическими сланцами пирофиллит-кварц-серицитового состава с хлоритоидом, диаспором, парагонитом, гематитом .

В большинстве своем это салатные, светло-розовые, вишнёво-лиловые, тёмно-лиловые, серые сланцы, содержащие до 77% серицита (или мусковита) и от 1–5 до 10–20% хлоритоида. Минеральный состав апокоровых сланцев зависит не только от состава субстрата и степени гипергенных изменений первичных пород, но, в значительной мере, – от характера метаморфических преобразований и положения в колонке выветривания. При этом установлено, что серицитпирофиллитовые и пирофиллит-кварцевые сланцы с диаспором образованы при метаморфизме каолинит-гидрослюдистых кор, развивавшихся по кислым породам [23, 216, 247]. Однако нельзя исключать вероятность того, что процессу корообразования предшествовала гидротермальная проработка. Хлорит-парагонит-серицитовые сланцы с обильным гематитом и лейкоксеном, скорее всего, образованы по монтмориллонитовым корам, сформированным по «основному» субстрату .

В южной приводораздельной части хр. Малды-Нырд, севернее истоков руч. Подничешор (участок “Сводовый” [132], кора выветривания, развитая по риолитам саблегорской свиты, имеет мощность 100 м и протяженность до 1 км. В нижней зоне колонки выветривания (40 м) в толще пирофиллитизированных риолитов следятся редкие прослои кварц-серицит-пирофиллитовых сланцев (2–7 м) с линзовидными реликтами дезинтегрированных риолитов. В верхней зоне, сложенной светло-серыми, розовато-серыми серицит-пирофиллитовыми сланцами, участками вишнёво-серыми с пылеватой примесью диаспора, отмечаются три горизонта (2–12 м), неравномерно насыщенных (10–30%) конкрециевидными образованиями, агрегат которых состоит преимущественно из диаспора, реже пирофиллита или гематита. Содержание глинозема в сланцах – 29–40%, в конкрециях – 45–55%. Кора выветривания перекрывается здесь нижней толщей обеизской свиты .

В верховьях р.Бол. Каталамбию, на ее водоразделе с руч.Санавож и р.Мал. Каталамбию (участок «Каталамбинский» [192, 216]), и в верховьях левых притоков р.Кожим, выше устья руч.Ворапендишор, кора выветривания развита по образованиям мороинской и саблегорской свит и представлена высокоглинозёмистыми зеленовато- и лилово-серыми, светло-вишнёворозоватыми существенно серицитовыми сланцами с таблитчатыми кристаллами тёмно-зелёного хлоритоида (до 5%). которые прослеживаются на глубину 80–120 м от контакта с обеизской свитой .

На юго-восточном склоне хр.Малды-Нырд кора выветривания мощностью до 10 м, прослеженная от южной стенки кара оз.Грубепендиты до каньона руч.Алькесвож (участок «Алькесвож»

[23, 132, 197]), образована как по основным, так и по кислым породам саблегорской свиты. По субстрату основных пород кора представлена тёмно-серыми сланцами переменного парагонитсерицит-хлоритового состава с гематитом и магнетитом, связанными постепенными переходами с подстилающими материнскими породами. По риолитоам и катаклазированным гранитам (?) – пестроцветными светлоокрашенными пирофиллит-серицитовыми, серицитовыми и кварцсерицитовыми сланцами. При этом кора, развитая по риолитам, имеет трехчленное строение [197] .

Нижняя зона колонки выветривания (~ 2 м) сложена пирофиллит-кварц-серицитовыми сланцами;

средняя (до 1м) – тонколистоватыми серицит-пирофиллитовыми и диаспор-серицитпирофиллитовыми сланцами; верхняя (~ 4 м) – породами обломочного облика («латеритные конгломераты»), цемент в которых представлен серицит-диаспор-пирофиллитовыми сланцами, а обломочная часть – галькоподобными округлыми образованиями пирофиллит-диаспорового состава .

Содержание глинозёма в цементе изменяется в пределах 29–39%, в «гальке» – 47–61%. Перекрывается отложениями алькесвожской свиты .

Под микроскопом апокоровые сланцы обнаруживают лепидобластовую структуру, полосчатую текстуру. Содержат серицит (или мусковит) – до 77%, хлоритоид – от 1-5% до 10-20%, пылевидный рудный минерал – до 15%, рутил – 5-10%, лейкоксен. Хлоритоид присутствует в виде отдельных кристаллов и гнездообразных обособлений. Надёжным признаком отнесения пород к апокоровым образованиям является их высокая глинозёмистость в сочетании с высоким содержанием серицита и наличием хлоритоида .

По химическому составу среди них выделяются породы, отвечающие сиаллитам, аллитам и бокситам (последние две разновидности установлены только на участкае «Алькесвожский»). Характерной особенностью апокоровых образований является их отчётливая специализация на редкоземельные элементы и элементы иттриевой подгруппы. На фоне литорудогенных содержаний установлены их рудогенные и рудные концентрации. Повсеместно отмечено повышение содержаний олова и железа относительно исходных пород [132, 197] .

Плотность апокоровых образований повышена (предел колебаний 2,64–3,28 г/см3, среднее значение 2,9 г/см3), что объясняется наличием гематита и хлоритоида. Магнитная восприимчивость низкая- (4–90)х10-6 ед.СИ, при среднем значении 25х10-6 ед.СИ .

Средне-позднекембрийский возраст кор выветривания определен их положением под базальными горизонтами алькесвожской и обеизской свит позднего кембрия - раннего ордовика .

Верхний отдел кембрийской системы – ордовикская система Основание палеозойского разреза Бельско-Елецкой СФЗ слагает мощная терригенная толща рифтогенной стадии развития восточного края Восточно-Европейской платформы, которая охватывает часть верхнего кембрия – нижний ордовик и выделяется в составе алькесвожской и обеизской свит. Рифтогенный комплекс перекрывается мелководными шельфовыми терригеными и карбонатными образованиями саледской и кожимской свиты и относительно более глубоководными глинисто-карбонатными отложениями грубепендишорской толщи. В Сакмаро-Лемвинской СФЗ этому времени отвечает рифтогенная формация, включающая погурейскую свиту, приуроченную в современном структурном плане к южной части Лемвинского аллохтона .

–  –  –

Верхний отдел кембрийской системы – нижний отдел ордовикской системы Алькесвожская свита (Є3-O1 al). Выделена В.С. Озеровым в 1989 г. Впервые закартирована в ранге толщи при ГДП-50 Малдинской площади [132]. Ранее данные отложения относились к базальным горизонтам обеизской свиты. Алькесвожская свита имеет локальное распространение, образуя прерывистые выходы в основании разреза уралид. Она следится узкой полосой на северозападном склоне хр.Малдынырд (от руч.Верх. Воргашор до оз.Грубепендиты), залегая на отложениях саблегорской свиты, и далее в юго-западном направлении, в пределах хр.Юаснырд. Свита вскрыта серией скважин и горных выработок в районе оз.Грубепендиты [132, 196], наиболее полный естественный разрез изучен в каре оз.Грубепендиты .

Алькесвожская свита залегает с размывом и угловым несогласием на образованиях верхнего протерозоя. Местами на контакте фиксируется древняя кембрийская кора выветривания [132, 216] .

Наиболее типичный пример углового и азимутального несогласия между комплексами уралид и доуралид – терригенными отложениями алькесвожской свиты и эффузивами саблегорской свиты, наблюдается в каре оз.Грубепендиты. Контакт неровный с карманами размыва глубиной до 1 м;

азимут падения эффузивов 310, угол 70; конгломератов – соответственно 290 и 45. Верхняя граница с отложениями обеизской свиты имеет постепенный переход, реже контакт резкий и проводится по появлению в разрезе кварцитопесчаников .

Алькесвожская свита сложена переслаивающимися метаморфизованными песчаниками, гравелитами, конгломератами, сланцами хлорит-мусковит-кварцевого, кварц-гематит-мусковитового, гематит-пиррофиллитового состава, реже магнетитовыми. Характерно присутствие в цементе и обломочной части пород продуктов разрушения кор выветривания – диаспора, пирофиллита, парагонита. Предполагается аллювиальный и аллювиально-пролювиальный первичный генезис пород свиты. Судя по всему, накопление таких осадков происходило в линейных палеодепрессиях, к осевым частям которых приурочена максимальная мощность отложений свиты, колеблющаяся в целом от 0 до 150 м (район оз.Грубепендиты)[196] .

Среди конгломератов, слагающих свиту, выделяется два типа: полимиктовые – с галькой кварца, кварцитов, сланцев, основных и кислых эффузивов (обломки горных пород составляют до 30%), и кварцевые – с галькой белого и розового кварца. Обломочный материал угловатый и в разной степени окатанный, сортировка плохая. Цемент неоднородный, базальный, реже поровый – песчано–гравийный кварцевый, полевошпат-кварцевый с переменным количеством серицита, фуксита, мусковита, хлорита, гематита .

Гравелиты и песчаники сиренево-серого или зеленоватого цвета имеют в основном полимиктовый состав. Обломочный материал представлен кварцем (до 50–70%), плагиоклазом, калиевым полевым шпатом, кварцитами, кислыми и основными эффузивами, сланцами хлорит-эпидотальбитового и кварц-альбит-хлоритового состава. Обломочный материал несортирован, неравномерно сгружен и слабо окатан. Состав цементирующей массы аналогичен таковому в конгломератах. Структура цемента гранобластовая, бластопсаммитовая или бластопсефитовая, текстура сланцеватая. Выделяется отдельная группа хлоритоидсодержащих гравелитов. хлоритоид образует кучные скопления, радиально-лучистые агрегаты или присутствует в виде зерен, рассеянных в базальном цементе .

Сланцы имеют серую, тёмно-серую, зеленовато-серую, кирпично-красную окраску, переменный кварц–хлорит–мусковитовый состав и обогащены рудными минералами: гематитом и магнетитом. Минеральный состав изменяется в широких пределах: содержание кварца, хлорита, мусковита, гематита варьирует от единичных зёрен до преобладающего, редко отмечаются парагонит, пирофиллит и диаспор. В особую группу выделяются тёмно-серые альбит-хлоритовые и светло-серые, желтовато-серые кварц-полевошпатовые сланцы, первично-осадочное происхождение которых не бесспорно. По химическому составу большинство сланцев алькесвожской свиты близки группе гидрослюдистых глин, относятся к сиаллитам и рассматриваются как продукты переотложения кор выветривания, развитых по различному субстрату [23, 132] .

Акцессорные минералы во всех типах пород свиты представлены турмалином, лейкоксеном, сфеном, рутилом, магнетитом, гематитом, цирконом, апатитом. Практически во всех апориолитовых и апоаркозовых породах в качестве акцессорного минерала встречаются диаспор и хлоритоид .

Геохимическая специализация алькесвожской свиты имеет унаследованный характер от состава апокоровых образований. От вышележащей обеизской свиты она отличается повышенной концентрацией редкоземельных элементов [132]. Кроме редкоземельных элементов коры выветривания подпитывали алькесвожскую свиту титаном, железом, калием, фосфором, марганцем, хромом. С отложениями свиты связаны повышенные концентрации золота .

Породы свиты характеризуются повышенными средней плотностью и магнитной восприимчивостью, по сравнению с осадками обеизской свиты. Плотность пород изменяется в пределах 2,60–3,02 г/см3, при среднем значении 2,77 г/см3. Магнитная восприимчивость имеет большой разброс значений – (4–3000)х10-6 СИ, при среднем – 1340х10-6 СИ .

На АФС алькесвожская свита отличается от подстилающих и перекрывающих пород более темным и сглаженным фототоном .

Возраст алькесвожской свиты условно принимается верхнекембрийско - нижнеордовикским на основании присутствия в её составе переотложенных продуктов средне-верхнекембрийской коры выветривания и залегания под нижнеордовикскими отложениями обеизской свиты .

Обеизская свита (O1ob). Впервые выделена Г.А. Черновым в 1948 году в районе хр. Обе-Из .

В дальнейшем, согласно схем К.А. Львова, данные отложения картировались под названием тельпосской свиты [5]. Решением IV УрМСС, было восстановлено прежнее название. Обеизская свита слагает склоны и наиболее возвышенные части хребтов Малдынырд, Росомаха, Бол. и Мал. Чендер, район г.Народа. Свита хорошо обнажена, образует по водотокам протяженные коренные выходы, а на водораздельных пространствах – элювиально-делювиальные развалы. Залегает согласно на алькесвожской свите или, чаще, с размывом и угловым несогласием на образованиях верхнего протерозоя – раннего кембрия; местами на контакте фиксируется метаморфизованная кора выветривания .

Облик свиты определяют кварцитовидные песчаники, конгломераты, гравелиты с подчиненным количеством серицит-кварцевых сланцев. Характерны фациальная изменчивость, как по падению, так и по простиранию, колебание мощностей в широких пределах, выклинивание отдельных пачек и пластов, изменение цвета пород. Начиная с 70-x годов, расчленение и картирование нижнеордовикских отложений ведется на основе ритмостратиграфического анализа [157, 204]. В составе обеизской свиты выделены три крупных трансгрессивных ритмо-цикла, соответствующие трм подсвитам, которые узнаются во всех полных разрезах, но не всегда могут быть прослежены по площади, где картируется обеизская свита нерасчлененная. Лучшие разрезы свиты находятся на замыкании Росомахинской антиклинали (руч.Санавож, Грубепендишор, Ворапендишор), а также в западной части территории – на руч.Верх. Воргашор .

Нижняя подсвита (О1ob1) представлена пачками чередующихся светло-серых, розоватых кварцевых и олигомиктовых кварцевых конгломератов и гравелитов, розовых, фиолетово-серых кварцитопесчаников. Последние характерны только для северо-западных разрезов. В нижней части преобладают конгломераты, в верхней – кварцитовидные песчаники. Наблюдается закономерное увеличение конгломератовой составляющей в западном направлении. Местами базальные слои представлены пачкой 40–60 м. светло-серых кварцитопесчаников .

Подсвита в целом имеет мономиктовый кварцевый состав, характеризуется плохой сортировкой обломочного материала. Грубообломочный материал конгломератов и гравелитов, как правило, хорошо окатан, более мелкие обломки угловато-окатаны. Отмечаются косослоистые текстуры различных типов, изредка - градационная слоистость .

Верхняя граница подсвиты проводится в основании нового ритмоцикла по появлению в разрезе конгломератов, гравелитов или мощных прослоев песчаников. Мощность изменяется в широких пределах, достигая максимальных значений (до 900 м) в северной части Малдинской и Росомахинской антиклиналей и сокращаясь до 10-15 м на восточном крыле последней .

Средняя подсвита (O1ob2) от подстилающих существенно кварцевых отложений отличается более мезомиктовым, местами полимиктовым составом, преобладанием пород песчано-гравийной размерности. На большей части территории ярко выражено двучленное строение подсвиты. Нижняя часть представлена конгломератами, гравелитами и грубозернистыми песчаниками. Верхняя сложена различнозернистыми фиолетово-серыми и пестроцветными песчаниками, алевролитами и сланцами с прослоями известковистых разностей. Породы тонкополосчатые за счёт дробного переслаивания. В целом сохраняется ритмичное строение толщи, при общем уменьшении гранулометрии вверх по разрезу. В песчаниках отчетливо выражены горизонтальная и косая слоистости .

Западнее оз.Грубепендиты разрез на всем протяжении представлен фиолетово-серыми песчаниками с прослоями сланцев. Верхняя граница подсвиты проводится по исчезновению тонкослоистых пород с характерной пестроцветной окраской или фиолетово-серых песчаников, в подошве вышележащих кварцитопесчаников с розовато-серой или светло-зеленой окраской. Мощность – 125– 500 м .

Верхняя подсвита (O1ob3) сложена серыми, светло-серыми, яблочно-зелеными и розоватыми кварцитовидными, часто сливными, песчаниками, с резко подчинёнными прослоями алевролитов и олигомиктовых песчаников, реже – кварцевых гравелитов. В верхней части западных разрезов наблюдается пачка мощностью до 15 м переслаивающихся светло-зелёных и серо-фиолетовых песчаников. На восточном крыле Росомахинской антиклинали в составе обломочной части появляется альбит (до 10%), наблюдаются линзы слабоизвестковистых песчаников. В отложениях подсвиты широко развиты косослоистые текстуры. В целом характерны фациальная однородность, ритмичность разных порядков, достаточно выдержанная мощность – 200 - 300 м. Верхняя граница проводится в подошве известковых разностей с остатками ангарелл .

Расчленённые до подсвит отложения обеизской свиты на карте показаны на западном склоне Малдынырдской антиклинали, севернее оз.Грубепендиты, и на Росомахинской антиклинали. На остальной территории листа, где подсвиты из-за характера обнаженности и значительной фациальной изменчивости не прослеживаются по площади, а также в полях развития сокращенного типа разреза, отвечающего палеогорстам, обеизская свита показана нерасчленённой. Общая мощность свиты достигает 1800 м .

Сокращенный тип разреза свиты распространён в долине р.Пелингичей, слагает вершины хр.Лапчаиз, высоты Сев. и Юж. Лезвие, Мал. и Бол. Чендер. В долине р.Пелингичей он имеет мощность 180-250 м и сложен преимущественно кварцитопесчаниками с редкими прослоями быстро выклинивающихся гравелитов и мелкогалечных конгломератов; характерна белая, светлосерая с розоватым, реже зеленоватым оттенком, окраска, сливной облик пород, повышенное содержание мусковита. На левобережье р.Пелингичей местами наблюдаются базальные несортированные полимиктовые валунные и крупногалечные конгломераты. В более южных районах сокращенный тип разреза имеет видимую мощность 100-200 м и представлен в разной степени рассланцоваными белыми, светло-серыми с розоватым, желтоватым или слабо зеленоватым оттенком мелко-среднезернистыми кварцитами и кварцитовидными песчаниками с мусковитом, содержание которого иногда достигает 20 %. В основании присутствуют редкие линзы рассланцованных кварцевых конгломератов с серицит-хлорит-кварцевым цементом. Вышележащие отложения не установлены. При первом издании листа [5] слюдистые кварциты хр.Лапчаиз и высот Сев. и Юж. Лезвие рассматривались в составе хобеинской свиты, а аналогичные им отложения хребтов Мал. и Бол. Чендер обособлялись в тельпосскую свиту .

Самыми распространенными породами обеизской свиты являются в значительной степени метаморфизованные песчаники, гравелиты, конгломераты .

Конгломераты, наиболее тяготеющие к нижней части разреза, имеют белый, светло-серый, реже розоватый или фиолетово-серый цвет, представлены преимуществено массивными разностями. Обломочный материал обычно хорошо окатан и на 99% состоит из жильного кварца и кварцитов, редко отмечаются обломки чёрных филлитовидных и зелёных кварц-хлоритовых сланцев. Сгруженность галек плотная (60–80% объема), редко встречаются прослои пуддинговых конгломератов с редкой крупной кварцевой галькой в однородном мелкогравийном или песчаном цементе. Галька округлая, эллипсоидальная или веретенообразная, хорошо окатана. Цементирующая масса порового, базально-порового типа имеет серицит-кварцевый, гематит-серициткварцевый состав, в конгломератах сокращенного типа разреза – серицит-хлорит-кварцевый состав .

В полимиктовых конгломератах обломочный материал состоит из разноокатанных галек и мелких валунов кварцитов, кварца, кислых эффузивов, серицит-углисто-кварцевых сланцев, метаалевролитов и мраморов. Цементирующая масса (30–40%) – слюдисто-кварцевая алеврогравийно-песчаная. В полимиктовых гравелитах средней подсвиты среди обломков значительную часть, до 30%, составляют полевые шпаты, цемент перекристаллизован в лепидогранобластовый агрегат альбит-серицит-кварцевого состава .

Песчаники различаются по цвету, зернистости, составам обломочной части и цемента .

Структура пород бластопсаммитовая, псефопсаммитовая, алевропсаммитовая, в верхней толще – преимущественно гранобластовая, текстура сланцеватая, реже массивная. Для нижней и верхней подсвит характерны кварцевые и кварцитовидные песчаники, обломочная часть которых представлена кварцем (75-85%), реже обломками кварцитов и серицитовых сланцев. В средней подсвите в обломочной части олигомиктовых и мезомиктовых кварцевых песчаников кроме того появляются кислые эффузивы; наблюдаются также полевошпат-кварцевые разности, обломочная часть которых состоит из кварца (55-60%) и альбита (35-45%). Присутствие последнего (до 10%) установлено также в песчаниках верхней подсвиты на восточном крыле Росомахинской антиклинали .

Кластический материал, как правило, угловатый, полуокатанный. Цемент поровый, базальнопоровый серицит-кварцевый, кварц-серицит-хлоритовый, гематит-серицит-кварцевый, регенерационный кварцевый. Содержание гематита в красноцветных разностях пород достигает 10% .

Кварцитопесчаники сокращённого типа разреза под микроскопом обнаруживают гранобластовую или лепидогранобластовую структуру, сланцеватую текстуру. Первые состоят из гранобластового агрегата кварца с примесью серицита (1-2%), вторые – из лепидогранобластового мусковит-кварцевого агрегата с содержанием мусковита до 10-20%. Серицит и мусковит подчеркивают слоистость, располагаясь в виде чешуек и полос .

Серицит-кварцевые сланцы представляют собой лепидогранобластовый агрегат серициткварцевого состава с примесью хлорита, гематита, альбита .

Состав акцессорных минералов постоянен для всего разреза свиты. Наиболее часто встречаются циркон, турмалин, рутил, хромшпинелиды, амфиболы, апатит, из рудных минералов – гематит и магнетит [216] .

По химическому составу большинство пород обеизской свиты относятся к существенно кварцевым, характеризуются высоким содержанием кремнезема (более 90%) и преобладанием калия в сумме щелочей. Из общего ряда выделяются отложения верхней части средней подсвиты – они более глинозёмистые и содержат повышенное количество оснований .

Плотность горных пород составляет 2,59–2,71 г/см3, при среднем значении 2,64 г/см3. Магнитная восприимчивость колеблется в пределах (0–13)х10-6СИ, при среднем значении 5х10-6 [132] .

На АФС отложения обеизской свиты хорошо прослеживаются, выделяются светло-серым, белым фототоном, мелко-крапчатым и прерывисто-полосчатым фоторисунком, отличаясь от подстилающих образований. На отдельных участках видны пачки слагающих свиту пород. Как правило, по несколько более светлому фототону и расположению в понижениях рельефа узнается верхняя толща средней подсвиты. Это объясняется её литологическим составом, благоприятным для более интенсивного физического выветривания, чем подстилающие и перекрывающие осадки .

Нижнеордовикский возраст свиты принимается по её залеганию под саледской свитой, охарактеризованной фауной аренига .

Саледская свита (O1sl) соответствует объему индысейского горизонта [81]. Ранее картировалась под названием хыдейская свита [5]. Отложения свиты слагают крылья Лимбекской синклинали, восточное крыло Балбаньюской синклинали и прослеживаются далее на восток в северное обрамление Росомахинской антиклинальной структуры. Обнажённость слабая, свита вскрывается по водотокам, чаще в небольших фрагментах, на водоразделах картируется по элювиальноделювиальным развалам. Наиболее полный разрез находится на руч.Санавож, отдельные фрагменты – на ручьях Грубепендишор, Верх. Воргашор, Каменистый, Алькесвож .

Отложения свиты образуют четвертый трансгрессивный ритмо-цикл разреза нижнеордовикских осадков и представлены ритмично чередующимися серыми, зеленовато-серыми мелкозернистыми песчаниками, алевролитами и сланцами с прослоями известковистых разностей. Важным отличительным признаком свиты от подстилающей обеизской свиты является появление карбонатного вещества в цементе пород и раковинной фауны, в составе которой ведущая роль принадлежит ангареллам. В целом известковистость возрастает к кровле разреза и с запада на восток. На западном крыле Росомахинской антиклинали тонкие частые слойки мраморизованных известняков в верхней части свиты придают ей характерный полосчатый облик. Морская фауна, помимо створок раковин ангарелл, представлена обломками мшанок, члениками криноидей, редкими табличками цистоидей. Вся фауна имеет плохую сохранность. В отложениях свиты отмечаются линзовидная, горизонтально-волнистая и градационные слоистости, наблюдаются следы перемыва осадка .

Для отложений характерна рудоносность типа медистых песчаников, приуроченная к контакту красноцветных и зелёноцветных разностей пород и локализованная в подошве свиты .

Нижняя граница свиты чёткая и определяется на большей части территории сменой серой, розовато-серой окраски пород на зеленовато-серую. Литологически эта граница совпадает с преимущественным появлением в разрезе в различной степени известковистых кварцполевошпатовых песчаников. В западных разрезах (бассейн р.Лимбекою) в подстилающих отложениях на контакте свит наблюдается пачка переслаивающихся фиолетово-серых и светлозеленых кварцитовидных песчаников, а в подошве саледской свиты – прослои розово-серых и пятнистоокрашенных разностей. Верхняя граница свиты литологически четкая вследствие резкого увеличения карбонатности пород и проводится по подошве мраморизованных известняков кожимской свиты или грубепендишорской толщи .

Мощность свиты достаточно выдержана и составляет порядка 500-600 м, за исключением западного склона хр.Росомаха, где она резко возрастает до 900 м .

Песчаники преобладают в нижней части разреза, имеют бластоалевропсаммитовую структуру, массивную или сланцеватую текстуру. Кластический материал составляет до 85% объёма породы и представлен кварцем (55–80%, до 95% в кварцитовидных разностях), альбитом (5–30%), серицитом (5–25%), хлоритом (5–10%). Цемент порового типа хлорит-серицитовый с реликтами регенерационного кварцевого. Прослои алевролитов имеют полевошпат-кварцевый, серицитполевошпат-кварцевый состав, микролепидогранобластовую структуру с реликтами первичной алевритовой, сланцеватую и полосчатую текстуры. В известковистых разностях содержание кальцита может достигать 40% .

Серицит-хлорит-кварцевые и кварц-хлоритовые сланцы являются наиболее распространенными породами верхней части саледской свиты. Состоят из кварца (20–65%), альбита (3–5%), серицита (10–20%), хлорита (3–25%), в известковистых разностях присутствует железистый кальцит (2–5%). Структура пород – микролепидогранобластовая, текстура – сланцеватая, полосчатая, плойчатая. Полосчатость обусловлена наличием слойков хлорит-серицитового или серицитового состава, обогащенных тонкоигольчатым рутилом .

Акцессорные минералы представлены апатитом, турмалином, цирконом, эпидотом, сфеном, магнетитом, ильменитом. Породы саледской свиты по химическому составу отличаются от обеизских повышенным содержанием кальция и увеличением роли натрия в сумме щелочей. По сравнению с подстилающими породами обеизской свиты отложения саледской свиты имеют несколько повышенную среднюю плотность и более высокую магнитную восприимчивость. Последнее связано с присутствием в породах пирротина и магнетита. В долине р.Балбанью к отложением свиты приурочены линейные магнитные аномалии.. Магнитная восприимчивость колеблется в широких пределах от 2х10-6 СГС до 2400х10-6 ед. СИ, при среднем значении 540х10-6 ед. СИ. Плотность пород свиты изменяется в пределах 2,58–2,75 г/см3, при среднем значении 2,67 г/см3.На АФС отложения саледской свиты отличаются от подстилающих образований обеизской свиты более темным фототоном и мелкокрапчатым рисунком. Граница между свитами часто выражается уступом или перегибом в рельефе .

Аренигский возраст свиты определяется на основании находок в ее отложениях, развитых на территории листа, брахиопод Angarella sp., а на сопредельной площади также конодонтов, мшанок, иглокожих и фауны низов лланвирна в перекрывающих осадках [53] .

Средний – верхний отделы ордовикской системы

На территории листа картируются две фациальные разновидности средневерхнеордовикских отложений Бельско-Елецкой СФЗ, формирование которых происходило на сопредельных участках бассейна, – в Косью-Уньинском районе отлагались осадки мелководного шельфа (кожимская свита), в Балбаньюском – переходные от шельфовых к батиальным, накапливающиеся в верхней части континентального склона в условиях глубокого шельфа (грубепендишорская толща) .

Михайловско-Вайгачская подзона. Косью–Уньинский район

Кожимская свита (O2k) объединяет карбонатные осадки среднеордовикского возраста и является нижним членом щугорской серии. Севернее и западнее рассматриваемой територии в разрезах рек Кожим и Косью свита детально изучена и расчленена на три подсвиты, отвечающие тэлашорскому, чердынскому и тыпыльскому горизонтам [53, 108, 155, 243]. Из бассейна р.Кожим свита трассируется на описываемый лист, где предположительно выделяется под покровом моренных образований в ядре Лимбекской синклинали, левобережье нижнего течения р.Балбанью и тектоническом блоке в нижнем течении руч.Санавож,– здесь она перекрыта конусом выноса ручья. В правобережье руч.Санавож по рыхлым отложениям пройдена серия разведочных скважин на россыпное золото [105], вошедших в известняки кожимской свиты на глубинах от 1 до 25 м .

В ближайших разрезах р.Кожим, севернее рамки площади, кожимская свита представлена восточными фациями и сложена серыми, темно-серыми органогенно-обломочными, частично мраморизованными известняками, с примесью глинисто-алевритового и песчанистого материала в низах и прослоями пелитоморфных и микрозернистых доломитистых разностей в верхней части .

Свита охарактеризована разнообразной фауной лланвирнского, лландейльского и карадокского возраста [53]. Мощность кожимской свиты здесь составляет ~900 м .

На рассматриваемую территорию предположительно трассируется нижняя часть свиты с ориентировочной мощностью ~ 500 м .

Иргизлинско-Карская подзона. Балбаньюский район

Грубепендишорская толща (O2-3gb) первоначально выделена при составлении легенды для Полярно-Уральской серии листов [244], как фациальный аналог щугорской серии. Отложения толщи рассматриваются как переходные от елецких к лемвинским, сформированные в области глубокого шельфа и верхней части склона, полого наклоненного к востоку. Ранее описываемые на площади листа карбонатные осадки средне-верхнеордовикского возраста включались в состав щугорской [5, 47] или кожимской свит [132, 216] и в ранге грубепендишорской толщи выделены условно для увязки с листом Q041-XIX Наиболее полно в пределах рассматриваемой территории грубепендишорская толща вскрывается в ядре Балбаньюской синклинали. Нижняя часть её сравнительно хорошо обнажена по р.Балбанью между устьями руч.Алькесвож и р.Пелингичей, где прорезается рекой практически по простиранию, и далее – в районе устья р.Мал. Каталамбию. Представлена белыми, светло-серыми, реже тёмно-серыми полосчатыми, часто слюдистыми мраморизованными известняками и мраморами, нередко алевритистыми или песчанистыми, с прослоями светлых зеленовато-серых известковистых алевросланцев, алевролитов, алевропесчаников, реже известняковых гравелитов в низах разреза. Верхняя часть после перерыва в обнаженности прослеживается в небольшом изолированном выходе ниже по р.Балбанью; это – тёмно-серые полосчатые известняки с прослоями шламовых и органогенно-детритовых разностей. Детрит состоит в основном из обломков члеников криноидей и раковинок брахиопод, нацело замёщенных агрегатами кальцита. Определимые органические остатки не обнаружены. Все породы в значительной степени перекристаллизованы, часто интенсивно рассланцованы, утратили первичные текстурные особенности, однако слоистость хорошо следится по чередованию пластов различного состава. В толще локализовано стратиформное полиметаллическое оруденение [132, 245] .

Нижняя граница чёткая и определяется сменой терригенно-сланцевого разреза саледской свиты существенно карбонатным. Верхняя граница не обнажена. Залегающие выше с перерывом в обнаженности темно-серые мраморизованные известняки содержат конодонты [216], характерные для пограничных ордовикско-силурийских отложений, и рассматриваются нами как часть рифового массива, формирование которого началось с сурьинского времени [53, 155]. Мощность – до900 м .

Ниже дается краткая петрографическая характеристика основных разновидностей пород .

Мраморы и мраморизованные известняки включают микропрослои кварцево-слюдистого состава, содержание зёрен кварца в них иногда достигает 30–35%. Под микроскопом породы обнаруживают гранобластовую структуру с реликтами неравномернозернистой – бластопсаммитовой и бластоалевритовой; слоистую, полосчатую текстуру и состоят из разнозернистого агрегата кальцита (70–99%) с прослоями зёрен кварца (до 25%) и микрослойков углисто-хлорит-серицитового, мусковит-хлоритового состава. В незначительном количестве присутствуют зёрна альбита, сфена, турмалина, лейкоксена, пирита, апатита .

Известковистые алевролиты и алевропесчаники имеют микролепидогранобластовую, бластоалевропсаммитовую, гранобластовую структуры, слоистую, тонкополосчатую, сланцеватую текстуры. Состоят из зёрен кварца (20–60%), кальцита (20–30%), альбита (10-–25%), чешуйчатого агрегата хлорита и серицита (3-–10%). В незначительном количестве присутствуют зерна циркона, апатита, сфена, турмалина, пирита. В полосчатых известковистых алевритистых сланцах наблюдается чередование слойков альбит-карбонат-кварцевого и альбит-кварц-мусковитового состава, содержание кальцита в них не превышает 5% .

Плотность пород толщи изменяется в пределах 2,62–2,71 г/см3, среднее значение равно 2,69 г/см3. Породы в основном немагнитны, среднее значение магнитной восприимчивости составляет 7,4х10-6 ед.СИ, при максимуме 38х10-6 ед.СИ. На этом фоне в ядерной части Балбаньюской синклинали установлены линейные магнитные аномалии интенсивностью до +200 нТл, связанные с пирротиновой минерализацией, приуроченной к прослоям зеленоватых алевросланцев внутри пачки известняков [245] .

На АФС площади распространения отложений кожимской свиты и грубепендишорской толщи практически не дешифрируются, так как слабо обнажены и большей частью перекрыты мощным чехлом аллювиальных отложений .

Определимых органических остатков на площади не обнаружено. Грубепендишорская толща параллелизуется со щугорской серией и её возраст принимается средне-позднеордовикским, что подтверждается находками фауны на сопредельных площадях [155, 245] .

Верхний отдел ордовикской системы - силурийская система

Балбаньюский рифовый массив (O3-S2bl). Рифогенные отложения закартированы в нижнем течении р.Балбанью, где на правобережье наблюдаются отдельные коренные выходы, а на левом берегу – высыпки. В структурном отношении они слагают ядро Балбаньюской синклинали, восточное крыло которой сорвано и рифогенные образования по серии разрывных нарушений сбросового типа граничат с отложениями саледской и кожимской свит, находясь в относительно опущенном блоке. Низы видимой части комплекса рифогенных отложений представлены тёмносерыми мраморизованными известняками, содержащими конодонтовую фауну с видами, характерными для раннего силура, – Trichonodella cf. inconstans Wall., Plectospathodus ex gr. extensus Rhod., Ligonodina sp., Neoprioniodus planus (?) Wall., при этом, по заключению Л.С. Колесник [216], не исключается и позднеордовикский возраст вмещающих пород. Указанные отложения узкой полосой окаймляют выходы вышележащих массивных рифогенных образований и сопоставляются нами с пачкой тёмно-серых слоистых вторичных доломитов лландоверийского возраста из разреза р.Кожим [155]. Основная часть рифового массива представлена серыми массивными доломитизированными органогенно-обломочными, водорослевыми известняками, брекчиевидными вторичными доломитами, пятнистая окраска которых меняется от светло-серой до чёрной. Отмечается отсутствие слоистости и широкое развитие инкрустационных структур. Основными рифостроителями являлись строматопоры, мшанки, кораллы, криноидеи, водоросли Fistulella, в тесной ассоциации с ними существовали брахиоподы и остракоды. В нижней части найдены криноидеи Crotalocrinites (?) ex gr. rugosus Miller, характерные для венлокского яруса; верхний возрастной предел формирования комплекса определяется находками верхнесилурийских криноидей Syndetocrinus sp., Salairocrinus cf. textus J. Dubat, брахиопод Atrypella sp. (ex gr. scheii Holt.), Atrypa ex gr .

granulifera Barr., Cypridina sp. и конодонтов Spathognathodus inclinatus (Rhod.), Paltodus unicostatus Br. et Mehl., Trichonodella excavata Br. et Mehl. [216] .

Видимая мощность рифогенных отложений до 800 м .

Нижняя граница рифогенного комплекса и часть его, соответствующая верхнеордовикскому уровню осадконакопления, на территории не обнажены. Верхняя граница, с образованиями девонской системы, находится за пределами района. Детально Балбаньюский рифовый массив изучен непосредственно за северной рамкой листа в разрезе р.Кожим, где в районе устья р.Балбанью установлено, что формирование массива началось с сурьинского времени, а расцвет рифостроения приходится на венлок – лудлов [155] .

Под микроскопом породы обнаруживают неравномернозернистую, с реликтами органогенной, структуру, пятнистую, псевдобрекчиевую текстуры; состоят из разновеликих зёрен доломита, развитых как по органогенным остаткам, так и по цементирующей массе. Выделяются разности, нацело сложенные доломитом, и перекристаллизованные доломитистые известняки с остатками фауны. Породы содержат в незначительном количестве углистое вещество, пирит, лейкоксен .

Дешифрируемость рифогенного комплекса из-за мощного чехла четвертичных отложений, перекрывающих долину р.Балбанью, неудовлетворительная, однако тело рифа трассируется лесными массивами и положительными формами рельефа .

–  –  –

Верхний отдел кембрийской-нижний отдел ордовикской систем Восточно-Лемвинская подзона на территории листа представлена осадками погурейской свиты, слагающей фрагменты Лемвинского аллохтона .

Погурейская свита (Є3-O1pg) выделена В.Н. Гессе в 1961 г. На территории листа закартирована на двух изолированных участках и выделяется условно в связи с недостаточной обнаженностью и некоторым несоответствием стратотипическому разрезу. Возможно разрез свиты в данном районе отвечает более глубоководным фациальным условиям осадконакопления. Свита в целом сложена парасланцами, алевритистыми сланцами, алевролитами, песчаниками с прослоями зеленых аповулканогенных сланцев, в низах разреза отмечаются линзы мраморов и прослои аркозовых кварцитопесчаников. В юго-восточном углу территории, в низовьях р. Народа, ранее, при ГС-50 [162], описываемые отложения относились к нижнеордовикским саранхапнерской и хомасьинской свитам, при первом издании листа рассматривались в составе щекурьинской, пуйвинской, саранхапнерской и хомасьинской свит [5], при ГДП-50 отнесены к образованиям пуйвинской свиты [202]. Структурно отложения свиты приурочены к южной части Грубеинского покрова. Степень обнаженности слабая, коренные выходы разрозненные, хороших разрезов в пределах листа нет .

Свита имеет однообразный облик и представлена серыми, зеленовато-серыми слюдяными альбиткварцевыми, кварц-альбитовыми парасланцами (метаморфизованные алевро-псаммиты) и зелёными аповулканогенными эпидот-альбит-хлоритовыми, хлорит-эпидот-актинолитовыми и эпидотальбит-актинолитовыми сланцами с подчиненными пачками серых слюдистых кварцитовидных песчаников и прослоями известковистых сланцев. К нижней части разреза подсвиты, по аналогии с более северным районом Лемвинской зоны, относятся пачки субаркозовых кварцитопесчаников, переслаивающихся с зеленовато-серыми хлорит-кварцевыми сланцами, залегающие на водоразделе руч. Рудашор - Вангуляншор, правобережье р.Народа и руч. Омрасьшор. В районе верховьев руч.Сараншор, примерно в этой же части разреза, присутствуют линзы мраморов, в которых, по устному сообщению В.А Нефедова, установлена фауна кембрийского возраста. Границы подсвиты повсеместно тектонические .

В нижнем течении р.Саранседаю отложения свиты, представленные однородной алевролитосланцевой толщей, слагают аллохтонную пластину того же Грубеинского покрова, надвинутую на мороинскую свиту. Предыдущими исследователями рассматриваемые отложения трактовались также неоднозначно. На изданном листе Госгеолкарты-200 [5] они показаны в составе хыдейской и мороинской свит, при ГДП-50 отнесены к образованиям маньинской серии и саблегорской свиты [132, 216] .

Под микроскопом слюдяные апоалевритовые сланцы представляют собой метаморфизованные алевро-псаммиты с лепидогранобластовой структурой, с реликтами бластоалевропсаммитовой или бластоалевритовой структуры, полосчато-сланцеватой текстурой. Состоят из кварца (30альбита (20-30%), хлорита (5-15%), серицита или мусковита (5-15%), эпидота (до 10%). Величина зерен 0,01-0,4 мм, отдельных зерен альбита – до 1,7 мм, узких пластинок серицита до 4 мм .

Наряду с хлоритом иногда присутствует кальцит. В качестве акцессорных минералов присутствуют циркон, апатит, лейкоксен, турмалин, пирит .

Филлитовидные сланцы отличаются более тонкозернистой структурой и увеличением количества серицита в составе пород до 30 %. Структура – бластоалевропелитовая, иногда в сочетании с микролепидогранобластовой, текстура – сланцевато-слоистая. Состав свиты определяют мельчайшие (0,01, редко до 0,04 мм) изометричные зерна кварца, альбита, тонкочешуйчатый серицит, изотропный хлорит, зернышки эпидота .

Кварцитопесчаники при сходном со сланцами минеральном составе отличаются размером зёрен (0,2–0,5 мм). Состоят из кварца (30-40%), округлых или таблитчатых зерен альбитолигоклаза (25-40%), мелкочешуйчатого мусковита, хлорита. Структура лепидогранобластовая с реликтовой бластопсаммитовой, текстура массивная или неясносланцеватая .

Зелёные аповулканогенные (?) сланцы образовались, по-видимому, за счёт метаморфизма вулканитов основного состава. Под микроскопом характеризуются плойчато-сланцеватой и, реже, массивной текстурой, микрозернистой структурой в сочетании с фибробластовой, иногда лепидогранобластовой и реликтовой офитовой. Содержание альбита, актинолита, эпидота достигает 30хлорита до 5-20% .

Породы подсвиты метаморфизованы в условиях эпидот-мусковит-хлоритовой субфации зелёносланцевой фации .

На АФС полям развития свиты отвечает серый фототон, осложнёный структурными линеаментами .

Магнитное поле над отложениями свиты однородное и имеет преимущественно отрицательные значения – - 200-300 нТл. Фронтальная юго-восточная часть покрова трассируется цепочкой положительных аномалий интенсивностью до 100 нТл, обусловленных развитием магнетитовой минерализации в зоне надвига. Магнитные свойства пород дифференцированны. Парасланцы характеризуются магнитной восприимчивостью от 0 до 62,810-5 ед. СИ, со средним значением 16,310-5 ед. СИ, аповулканогенные сланцы соответственно – (0-182,1)10-5 ед. СИ, среднее значение – 71,610-5 ед. СИ. Гравитационное поле неоднородное. Юго-восточной чешуе отвечает положительное поле силы тяжести с возрастанием в юго-восточных румбах от 0 до 48 мГал, северозападной – отрицательное, с убыванием к северо-западу от 0 до - 10 мГал. Плотность парапород колеблется в пределах 2,57-2,79 г/см3 со средним значением 2,68 г/см3, аповулканогенных соответсвенно – 2,77-3,22 г/см3, среднее значение – 2,94 г/см3 .

Породы погурейской свиты характеризуются повышенными содержаниями бария, в среднем 0,03%. На приграничной с северо-востока площади в бассейне р. Кожим.в аналогичных отложениях выявлены признаки баритового оруденения [132] .

Возраст свиты принимается позднекембрийско-раннеордовикский (тремадок) по аналогии с другими районами Лемвинской зоны [155, 243, 244] .

Ориентировочная мощность свиты 1650-1800 м .

–  –  –

Юрская система – палеогеновая система Образования представлены корами выветривания (J-Pkv) каолинит-гидрослюдистого профиля. На территории листа они развиты фрагментарно и встречены в пределах высоких (900м) поверхностей выравнивания в горной части [192, 216]. Один из сохранившихся фрагментов площадной коры выветривания наблюдается [192] в сводовой части хребта Россомаха. Линейные коры зафиксированы в районе истоков р.Сюразьрузьвож [192]. Соответствующие образования представлены пёстроокрашенными глинами и алевритами с различной долей примеси песка, дресвы и щебня кварца, слюдисто-кварцеваых сланцев. Нижний возрастной предел определен как юрский, на основе корреляции с аналогичными отложениями соседних к северу территорий, где, в ряде случаев, наблюдается захоронение кор под меловыми породами [250]. Верхний возрастной предел определён как олигоценовый, так как наиболее молодыми отложениями, переработанными процессами выветривания каолинит-гидрослюдистого профиля, в регионе являются осадки малдинской толщи олигоценового возраста [219]. Мощность по данным бурения [192] до 150 м .

–  –  –

Палеогеновая система. Олигоцен Малдинская толща (P3ml) встречена во фрагментах палеодолин и эрозионно-карстовых западин в Малдинской ЭСД [105, 219] по обоим бортам р.Балбанью, где они тяготеют к присклоновым частям и приподняты над современным урезом на 17-20м [216], 40-45м [219]. Сложены выветрелыми (часто до трухи) мелковалунными галечниками глинистыми ярко-оранжевого цвета. В обломках преобладает хорошо окатанный грубообломочный материал, предcтавленный кварцем, кварцитами, эффузивами основных и кислых пород. В составе глин: каолинит – 75% и гидрослюда

- 18% [219]. Образования толщи золотоносны. Галечники не только формировались за счет размыва верхних, наиболее «зрелых» горизонтов коры выветривания, но и сами подвергались процессам постседиментационного выветривания каолиново-гидрослюдистого профиля. Последний, по данным [69, 70], характерен для олигоценового этапа формирования кор выветривания на Урале. Возраст толщи принят олигоценовым. Мощность до 10-20м .

Неогеновая система. Плиоцен

Санавожская толща. Аллювиальные отложения (aN2sn) установлена бурением в палеотальвегах р. Балбанью, верховьев р. Кожим, р. Сюрасьрузьвож [168] и руч. Южного. Представлены осадки галечным, иногда щебнистым валунником с песком, супесью, глиной в заполнителе .

Среди грубообломочного материала встречаются как выветрелые, так и неизмененные граниты, кварциты, габбро, гравеллиты. Характерны споро-пыльцевые спектры [219] соответствующие растительности падимейского времени. Отложения золотоносны. Мощность аллювия - до 30м [219] .

Неогеновая система – четвертичная система

Ввиду тесной структурной связи и вещественного сходства, образования неогеновой и четвертичной систем, представленные в пределах площади, рассматриваются совместно. Мощность неоген-четвертичных отложений крайне неравномерна – от первых до десятков метров. Все картируемые неоген-четвертичные подразделения относятся к западной и восточной подзонам Уральской СФЗ. Картируемые выходы донеогеновых образований приурочены к вершинам отдельных гребневидных водоразделов, стенкам каров и троговых долин в горной части, а также к эрозионным бортам долин. Покровные образования перекрывают субаквальные и ледниковые образования в северной и южной частях территории, характеризуются малой (до 1 м) мощностью и самостоятельно не рассматриваются .

Элювиальные образования (eN-Q) развиты на вершинах горных хребтов и массивов в пределах уплощенных площадок – фрагментов древних уровней выравнивания. Являются продуктом физической дезинтеграции коренных пород. Представлены глыбово-щебнистым материалом с суглинисто-супесчаным или глинисто-суглинистым цементом. В рамках работ ГДП-200, на хр.Росомаха, г.Лапча (абс.отм. 1130 - 1330м) и водоразделе р.р.Карпиншор и Сюрасьрузьвож (абс.отм. 1200 - 1250м) из данных образований выделены, по заключению Н.Ю. Аникиной, споропыльцевые спектры, характеризующие лесной тип растительности позднего миоцена с преобладанием семейств Pinaceae (Picea tobolica - 8-27%, Pinus sibirica – 2-13%, P. silvestris - 1-9%), Betulaceae (Betula ex. sect. Albae) - 16-30%, Alnus -1-6%, Corylus - 5-15%), при участии широколиственных – это Carpinus - 1-3%, Quercus - 2%, Castanea - 1-3%, Castanopsis - 1-2%, Carya - 1-3%, Myrica

–1-3%, единично Juglans, Engelhardtia, Platycarya, Pterocarya, Hamamelis, Acer, Comptonia, Taxodiaceae. Травянистиые представлены разнотравьем – 2-16%, маревыми сем. Chenopodiaceae - 1-3%, сложноцветными сем. Сompositae- 1%, гвоздичными сем. Carуophylaceae – единично гречишными сем. Polygonaceae – 2-10%, зонтичными сем. Umbeliferae - 1-2%. Cпоры - папоротники сем .

Polypodiaceae – 4-13%, сфагновыми мхами сем. Sphagnaceae – 1-8% и плаунами сем .

Lycopodiaceae - 2-5% и единичными баранцовыми сем. Hyperciaceae. Подобные спорово - пыльцевые спектры описаны для средне-верхнемиоценовых отложений таволжанского горизонта Западной Сибири. Поэтому нижний возрастной предел формирования элювия определяется как миоценовый, а возраст образований в целом – неоген-четвертичный. Мощность – до 3-5 м [192] Элювиальные и делювиальные образования (e,dN-Q) развиты на полого наклонных фрагментах древних поверхностей выравнивания, аналогично описанным выше. Состав преимущественно глыбово-щебнисто-суглинистый, супесчаный. В рамках работ ГДП-200, на хр.Малдынырд (район оз.Грубепендиты, отметки 1190-1200м) и хр.Россомаха (перевал Николайшор – Караванный) из данных образований во многих случаях по заключению Н.Ю. Аникиной, выделены споропыльцевые спектры аналогичные вышеописанным и определенные как спектры миоценового времени. По региону, для аналогичных образований имеется серия определений «теплых» палинологических спектров плейстоценового времени. Возраст образований принимается как неогенчетвертичный. Мощность до 4-5 м [192] .

Неоген – нижнее звено неоплейстоцена

Элювиальные и делювиальные образования (e,dN-I) развиты по бортам древних погребенных долин и депрессий, где выявлены бурением. Залегают на коренных породах под полигенетическими осадками северо-сосьвинского комплекса в восточной подзоне Уральской СФЗ и под нерасчлененными аллювиальными, аллювиально-морскими и ледово-морскими отложениями в западной подзоне Уральской СФЗ. Состав глыбово-щебнисто-суглинистый, супесчаный. По положению в разрезе под осадками плиоцен-нижненеоплейстоценового времени, возраст образований принят как неоген-нижненеоплейстоценовый. Образования золотоносны. Мощность до 2-4 м .

Плиоцен – нижнее звено неоплейстоцена

Аллювиальные, аллювиально-морские и ледово-морские отложения нерасчлененные (a,am,gm N2-I) прослежены в западной подзоне Уральской СФЗ в межгорных депрессиях – Малдинской, Лимбекской, Верхнекожимской. Залегают на палеозойских, палеогеновых и элювиальных и делювиальных (e,dN-I) образованиях. Перекрываются преимущественно ледниковыми (gIIvn; gIIIhn) и водно-ледниковыми (fIIIhn) отложениями вангерьюского и ханмейского оледенений, а также аллювиальными осадками современного долинного комплекса .

В межгорных депрессиях они выполняют переуглубленные врезы долин р.р.Кожим, Балбанью, Пелингичей, Сюрасьрузьвож и др., а также составляют значительный объём кайнозойского чехла «террасоувалов» на их бортах. По данным бурения, в долине р.р.Балбанью, Сюразьрузьвож мощности осадков в таких долинах достигают 40-50 метров [125, 168]. При этом фиксируется до двух разобщенных врезов, отвечающих балбаньюскому и санавожскому этапам формирования долин [125, 107], которым отвечают одноименные осадочные толщи .

Балбаньюская толща изучена и прослежена в ходе поисковых и разведочных работ в пределах Малдинской межгорной депрессии от северной рамки листа до устья р.Пелингичей [219] .

Осадки представлены валунными галечниками светло-серой, светло-желтой окраски с глинистопесчано-гравийным заполнителем. Среди грубообломочного материала встречаются как выветрелые, так и неизмененные граниты, кварциты, габбро, гравелиты. Характерны таёжные споропыльцевые спектры со значительным участием широколиственных [219]. По заключению Л.Г. Деревянко (в рамках работ ГДП-200), они соответствуют комплексам «с лесным типом растительности колвинского времени». В этих спектрах из отложений толщи преобладает пыльца древесных растений – до 80%. Доминирует пыльца Pinus silvestris и Betula sect. Alb., в небольших количествах присутствуют Alnus, Alnaster, теплолюбивые – Corylus, Carpinus, Tilia. Травы: Graminea, Chenopodiaceae, Artemisia, разнотравье. Споры: Polypodiaceae, Licopodium, Selaginella. Возраст толщи – плиоцен, колвинское время .

Санавожская толща прослежена бурением в пределах Малдинской и Верхнекожимской межгорных депрессий. Представлены осадки как галечниками слабо выветрелыми с гравийнопесчаным заполнителем, так и песками с включениями гравия, гальки, отдельных валунов существенно кварцевого состава [219]. Споро-пыльцевые спектры [219] соответствуют растительности падимейского времени. По заключению Л.Г. Деревянко (в рамках работ ГДП-200), палинокомплексы из серии обнажений валунно-гравийных песков на правом берегу р. Пелингичей (абс.отм .

460-475 м) отражают лесостепной тип растительности. Древестные-мелколиственные растения здесь представлены Betula sect. Albae, - 10-21%, Alnus – 1-5%, Salix – 1-6%, хвойные - Pinus sibirica

– 3-6%, P.silvestris – единично, Picea tobolica – 1-5%, Abies – 1-5%. Из теплолюбивых определены:

Corylus – 6-15%, Carya – 1-4%, Platicarya - 1-3%, Myrica – 1-4%, единично – Quecus, Castanea, Castanopsis, Yuglan, Hamamelis, Taxodiaceae. Травы: разнотравье 8-17%, Chenopodiaceae 1-4%, спорадически - Artemisia 7%, Erycaceae 2-6%, Compositae 1-2%, Cperaceae 1-2%, Careophyllaceae 1-9%, Polygonaceae 1%, Graminea 4%. Среди споровых растений: сем. Sphaqnaceae 2-9%, Polypodiaceae 7-16%, Lycopodium 3-8%. Переотложенных форм мезозойского и палеозойского возраста 0-19%. Присутствуют спикулы губок, центрические диатомовые водоросли. На основании палеонтологических данных возраст толщи – плиоцен .

В долине р.Пелингичей на отметках 460 м установлены ледово-морские осадки глинистой толщи, которая погребает образования санавожских врезов. В рамках работ ГДП-200, в алевритистых супесях и глинах с различной примесью гальки, валунов, глыб по методу Стадникова определена морская среда формирования данных осадков и единичные фораминиферы: Cassidulina subacuta (Gud.), Quinqueloculina sp.ind, Irochammina sp. (?), Psamosphaera sp. (определение Л.А .

Тверской ). Палинологические комплексы (заключение Л.Г. Деревянко, в рамках работ ГДП-200), из глинистых разрезов долины р.Пелингичей отражают типичный для позднего плиоцена лесостепной тип растительности. Древестные-мелколиственные растения здесь представлены Betula sect. Albae, – 13-20%, Alnus – 4-5%, Salix – 1-6%, хвойные - Pinus sibirica – 4%, Picea tobolica – 4Abies – 0-5%. Из теплолюбивых определены: Corylus – 10%, Carya – 3-4%, Platicarya – 1-3%, Myrica – 1-4%, единично – Hamamelis, Taxodiaceae. Травы: разнотравье 1-17%, Erycaceae 2-6%, спорадически - Compositae 2%, Careophyllaceae 1%. Среди споровых растений: сем. Sphaqnaceae 2-30%, Polypodiaceae 7-10%, Lycopodium 0-8%. Первичная намагниченность пород, по заключению В.П.Родионова (ВНИГРИ), представлена как прямой, так и обратной полярностью .

Данная толща, по нашему мнению, отвечает этапу максимальных трансгрессий в пределах Тимано-Печорского региона. До находок морских остатков в образованиях межгорных депрессий данной и соседних площадей [12, 25, 132], превалирующими являлись представления о их циклично-гляциальном и циклично-аллювиальном генезисе. Биостратиграфическая и химическая характеристика рассматриваемых осадков указывает на одновозрастность и преемственность их генезиса с осадками большеземельской серии. Соответствующее время формирования – плиоцен нижний неоплейстоцен. В то же время, для картирования отдельных толщ недостаточно фактического материала и в масштабе карты они показаны в составе нерасчлененного комплекса аллювиальных, аллювиально-морских и ледово-морских отложений плиоцен-ранненеоплейстоценового возраста. Верхняя возрастная граница определяется как нижненеоплейстоценовая на основе корреляции с сопряжённым с запада районом р.Косью и р.Манарага, где верхняя часть разреза субаквальных образований, выполняющих аналогичные переуглубленные депрессии, охарактеризована морскими остатками и стабильной прямой намагниченностью соответствующей ортохрону Брюнесс [25]. Отложения золотоносны. При этом характерно наличие как приплотиковых, так и подвесных пластов. Мощность осадков для территории листа – до 49 м [125] .

Северо-сосьвинский комплекс. Аллювиально-морские и ледово-морские отложения нерасчленённые (a,am,gm N2-Iss) прослеживаются в предгорной части и межгорных долинах восточной подзоны Уральской СФЗ, где выполняют переуглубленные долины р.р.Хобею, Народа, Манья и фрагменты водораздельных пространств ниже 450 м. Фиордовые плиоцен - нижненеоплейстоценовые отложения комплекса выделяются с 70-х годов от р.Манья до верховьев р.Хобею в составе североcосьвинского комплекса. Комплекс (выделен П.П. Генераловым [12] в 70-х г.г.) расчленяется на маньняйскую толщу, малососьвинскую свиту, устьхобеинскую толщу и иутхуринские слои (некартируемые в масштабе 1:200 000) .

В рамках работ ГДП-200, на территории листа опорный разрез маньняйской толщи описан в береговом обрыве руч.Ошкавож в верховьях р.Хобею. Он сложен пликативно дислоцированными тонкопереслаивающимися алевритами и алевритистыми глинами с прослоями сцементированных окислами железа песчано-гравийных и гравийных отложений. По заключению Л.А. Тверской, в этих осадках выявлены единичные интенсивно ожелезненные органические остатки, возможно, раковины фораминифер Psamosphaera sp. (?), редкие геммулы и спикулы губок .

В междуречье Мал. и Бол. Тынаготы [12] восточнее территории листа для маньняйских осадков описаны комплексы морских диатомей и споро-пыльцевые спектры, которые, по заключению Л.Г.Деревянко, характерны для лесостепного и лесного типов растительности (с участием широколиственных) либо падимейского, либо колвинского времени Тимано-Уральского региона. Для данных отложений, по заключению В.В. Кочегуры (ВСЕГЕИ), характерна стабильная прямая намагниченность ортозоны Гаусс .

Малососьвинская свита обнажается в верховьях р.Хобею (ниже устья руч.Базового), где сложена неравномерноглинистыми песками с примесью гальки, валунов и глыб и глинами песчанистыми и песчанисто-алевритистыми с рассеяными включениями гравия, гальки, редких валунов ([12] и в рамках работ ГДП-200). Глинам сопутствуют валуносодержащие пески, замещая их как в горизонтальном направлении, так и вверх по разрезу. Споровопыльцевые спектры свиты, как правило, бедны. По определению Н.Б. Дрожащих и Р.Е. Рубиной [12], они отвечают плиоцену - нижнему неоплейстоцену. По заключению Л.Г. Деревянко, данные спектры характеризуют лесостепной тип растительности, типичный для падимейской серии Тимано-Уральского региона. Для трех разрезов малососьвинских глин и песков, вскрытых нами горными выработками в верховьях р.Хобею на отметках 430-460 м, была получена палеомагнитная характеристика. Во всех случаях, по заключению В.В. Кочегуры (ВСЕГЕИ), породы были сформированы до ортохрона обратной полярности Матуяма. Нижние части этих разрезов биостратиграфически немые, для верхних Н.Ю .

Аникиной определены палинокомплексы, характеризующие растительность горных склонов и спектры тундрово-лесотундрового типа .

Устьхобеинская толща вскрыта шурфами под аллювием низких аккумулятивных террас непосредственно за южной рамкой листа в приустьевой части р.Хобею и в ее верховьях, где толща перекрывает глины и алевриты маньняйской толщи ([12] и в рамках работ ГДП-200). В последнем случае, низы изученного разреза устьхобеинской толщи дислоцированы аналогично ниже залегающим осадкам. В предгорьях алевритово-тонкопесчаный состав устьхобеинской толщи вверх по долинам постепенно грубеет и в ее составе начинают преобладать галечники разной крупности с песчанистым или глинисто-песчанистым заполнителем .

Возраст отложений северо-сосьвинского комплекса по совокупности данных принят плиоцен-нижненеоплейстоценовым. Мощность – до 120 м в долине р.Народа [190] .

–  –  –

Отложения четвертичного возраста имеют широкое распространение и континентальный генезис. Представлены склоновыми, ледниковыми, флювиогляциальными, аллювиальными и флювиогляциально-аллювиальными образованиями .

Среднее звено неоплейстоцена Вангеръюская морена (gIIvn). Прослеживается прерывистым чехлом в предгорьях, на склонах долин и понижениях рельефа на водоразделах р.р.Кожим и М. Тынагота, Хальмеръю и Народа, Народа – Манья. Является основной преимущественно нормально-пластовой мореной вангерьюского горно-покровного оледенения. Ярко выраженные в рельефе вангеръюские морены – береговые и конечные (абляционно-насыпные, абляционно-сплывные), закартированы и выделяются на территориях смежных с запада и востока. На данной площади морена представлена буровато-серыми супесями и суглинками, неравномерно песчанистыми, с глыбами (до 20%), щебнем (15-25%), реже галькой и валунами местных метаморфических, магматических и осадочных пород. Перекрывает аллювиально-морские и ледово-морские отложения плиоценнижненеплейстоценового возраста. На основании геоморфологического положения и литологофациального сходства с мореной смежных районов, где наблюдается вложение в вангеръюскую морену комплекса из четырех надпойменных террас, возраст морены устанавливается как средненеоплейстоценовый (вильгортовско-леплинский). Мощность морены – от первых метров до 10 м .

Верхнее звено неоплейстоцена Ханмейский горизонт Ханмейская морена (gIIIhn) широко развита в долинах р.р.Лимбекою, Балбанъю и прерывистым чехлом в пределах горной части листа. Сложена буровато-коричневыми, сероватокоричневыми слабопесчанистыми вязкими суглинками с преимущественно полуокатанными валунами (до30-40%). Петрографический состав последних отвечает областям питания конкретных ледников [113]. В палинологических спектрах [132] преобладают споры кочедыжниковых папоротников, плаунов, сфагновых мхов. В незначительных количествах присутствует пыльца травянистых и кустарничковых берез. Ханмейский возраст морены принимается на основании вложения в поля её развития двух уровней аллювиальных надпойменных террас. Мощность ханмейской морены – 3-5, местами (р.Лимбекою) более 12 м .

Ханмейский флювиогляциал (fIIIhn) выделен локально в долине р.Лимбекою у северной рамки листа и на правобережье р.Кожим. Типичный разрез представлен [132] несортированными галечно-щебнистыми дресвянниками с включениями валунов и песчаным, супесчаным, супесчаносуглинистым заполнителем светло-серого, желтовато-коричневого цвета. Валунно-галечный материал плохо и угловато окатан; в петрографическом составе последнего преобладают местные породы. На сопредельном листе Q-41-ХХХ [25] прослежены фациальные переходы флювиогляциала в ханмейские флювиогляциально-аллювиальные отложения. Мощность до 9 м [132] .

Ханмейские флювиогляциально-аллювиальные отложения (faIIIhn) фрагментарно развиты в долинах р.р.Николайшор, Кузьпуаю, Кожим-вож, истоках р.Кожим. Выполняют аномально терассовидные уровни – долинные зандры относительной высотой 18-25 м в верховьях р.р.Николайшор, Кузьпуаю и высотой 20-35 м в истоках р.Кожим. Аналогичные образования на территории соседнего листа [25] значительно развиты в долинах крупных рек, где выполняют широкие пологонаклонные террасовидные уровни высотой 10-25 м, 20-35 м, до 25-40 м. На данной территории формирование ханмейских флювиогляциально-аллювиальных отложений происходило на этапе деградации ханмейского оледенения при локализации вод тающих ледовых полей в нешироких межгорных долинах. Представлены они глыбово-щебнистым обломочным материалом с валунами и галькой (до 30%) с песком в заполнителе. Петрографический состав обломков – местные породы. Отложения одновозрастны с осадками ханмейского флювиогляциала. Мощность – до 15м .

Невьянский горизонт Лодминский аллювий (а2IIIld) слагает аккумулятивную часть вторых надпойменных террас высотой 8-12 м в пределах западной подзоны Уральской СФЗ. Прослеживается по долинам главных водотоков – р.р.Кожим, Балбанью, Лимбекою вне пределов развития полярноуральского оледенения. В долине р.Кожим наблюдаются вложение террас, сложенных лодминским аллювием, в высокие террасовидные уровни, выполненные ханмейскими флювиогляциально-аллювиальными образованиями. Аллювий представлен валунно-гравийными песками и песчаными гравийниками с валунами (до 30%). По региональным данным отнесен к невьянскому горизонту верхнего неоплейстоцена. Аллювий золотоносен в долинах р.р.Балбанью и Кожим, где характеризуется наличием промышленного пласта песков средней мощности (1-3 м) [216]. Мощность аллювия - до 6-9 м .

Тынаготский аллювий (a2IIItn) слагает аккумулятивную часть второй надпойменной террасы с относительной высотой 9-11 м в восточной подзоне Уральской СФЗ. Закартирован в долинах р.р.Народа, Манья, Хобею и др. Русловые фации аллювия сложены галечниками с валунами и с линзами песков. Перекрывающая пачка слоистых супесей пойменной фации развита фрагментарно. По аналогии со смежными площадями возраст образований отвечает невьянскому горизонту позднего неоплейстоцена. Мощность - до 5 м .

Полярноуральский горизонт Аллювий первой надпойменной террасы (a1IIIpu) развит в долинах всех крупных водотоков западной подзоны. Слагает аккумулятивную часть I надпойменной террасы высотой 4-6 м. В верхней части сложен песками мелко-, среднезернстыми, глинистыми с гравием в основании; в нижней - валунно-галечно-гравийными песками. Валунно-галечный материал хорошо окатан. Отложения золотоносны [132]. Палинологические спектры из нижней части разреза свидетельствуют о распространении березово-лесных ландшафтов; из верхней – о развитии тундрово-степных ландшафтов эпохи похолодания [231]. Геоморфологическая позиция, в соответствии с серийной легендой [156], позволяет отнести возраст данных образований к полярноуральскому горизонту .

Мощность аллювия - до 7 м .

Хулгинский аллювий (a1IIIhg) слагает аккумулятивный чехол первой надпойменной террасы высотой 5-7 м в пределах восточной подзоны Уральской СФЗ. Прослеживается по долинам всех крупных рек восточного склона. Русловая фация сложена галечниками с палеопочвенным горизонтом в кровле. Пойменная – песками, алевритами, супесями с единичными валунами и галькой .

Возраст, на основании геоморфологического положения, - полярноуральский горизонт позднего неоплейстоцена. Мощность до 7 м .

Полярноуральская морена (gIIIpu) является мореной карово-долинного оледенения, с локальным очагом проявления оледенения горно-покровного типа (хребет Малды). Широко развита в зоне гор и в ряде межгорных долин (р.р.Лимбекою, Балбанъю, Хобею, Народа) выше абс. отм .

500 м. Характерен западинно-холмистый и грядово-холмистый рельеф с ярко выраженными конечными и боковыми моренными грядами. Отложения представлены щебнистыми суглинками и супесями с большим количеством (до 45%) валунов и глыб. Размер последних иногда достигает 5м. Состав обломочного материала отвечает таковому в областях питания ледников. Полярноуральская морена перекрывает ханмейскую морену. На основании геоморфологического положения и развития в пределах моренных полей только одного надпойменного аллювиального уровня возраст морены принят соответствующим полярноуральскому горизонту позднего неоплейстоцена. Мощность – до 18 м .

Полярноуральский флювиогляциал (fIIIpu) широко развит в верхних и средних отрезках горных долин и во многих случаях слагает конуса выноса из устьев каров, нивальноэкзарационных ниш полярноуральского времени формирования. Фациально переходит в аллювий первой надпойменной террасы, относительно которой нередко выполняет аномально высокие, часто террасированные поверхности. Представлен плохо сортированным, плохо окатанным щебнисто-дресвяным материалом с песчано-глинистым заполнителем. В петрографическом составе обломочного материала преобладают местные породы. На сопредельном с запада листе Q-40-XXX содержит палиноспектры холодных каменистых тундр или арктических горных пустынь [Иванов, 2001]. Для отложений характерна знаковая золотоносность [132]. Мощность до 19 м .

Среднее звено неоплейстоцена – голоцен

Образования среднего неоплейстоцена - голоцена представлены коллювиальными, десерпционными и делювиальнo-десерпционными отложениями развитыми на активных склонах территории сформировавшихся в результате активизации экзарационных и эрозионных процессов в ходе становления и деградации вангерьюского горно покровного оледенения .

Коллювиальные и десерпционные отложения объединенные (c,drII+H) развиты на крутых склонах горных хребтов моделированных экзарационной деятельностью неоплейстоценовых ледников территории. Нижняя возрастная граница определяется началом экзарационной деятельности вангерьюских ледников среднего неоплейстоцена. Формирование отложений продолжается в настоящее время. Представлены глыбами, щебнем, дресвой с суглинистым, супесчаным заполнителем. Мощность до 5 м .

Делювиальные и десерпционные отложения (d,dr II-H) развиты на пологих и средней крутизны склонах древних поверхностей выравнивания горных хребтов моделированных экзарационными и эрозионными процессами в течение среднего неоплейстоцена-голоцена. Представлены глыбами, щебнем, дресвой с суглинистым, супесчаным заполнителем. Мощность – до 6 м .

Верхнее звено неоплейстоцена – голоцен

Делювиальные и десерпционные отложения (d,dr III-H) верхненеоплейстоценголоценового возраста выделены на склонах долины р. Пелингичей. Сформированны боковой и глубинной эрозией в результате речного перехвата р. Пелингичей большей части долин р.Суразь и руч.Суразьрузьвож. Представлены глыбами, щебнем, дресвой с суглинистым, супесчаным заполнителем. Нижний возрастной предел определяется временем речного перехвата, который произошел до формирования полярноуральской морены, перекрывающей аллювиальные отложения неоплейстоцена в урочище Деля-Гладь. Мощность до 5 м .

Голоцен

Морена карового (реликтового) оледенения (gH). Располагается выше отметки 700 м. Приурочена к днищам и приустьевым частям каров и нивально-экзарационным нишам. Сложена глыбами и щебнем (60-70%) с суглинистым заполнителем. Характерна свежесть форм рельефа. Накопление осадков происходит и в настоящее время (ледники Манси, Юрга, Второй МПГ, Балбан и др.). Мощность морены – до10-15 м .

Флювиогляциал карового оледенения (fH) слагает шлейфы вблизи морен современных ледников. Отложения представлены глыбами, щебнем с супесчаным и песчаным заполнителем. Осадки продолжают формироваться и в настоящее время. Мощность – до 5-10 м .

Аллювий русел и пойм (aH) развит повсеместно в долинах рек и ручьев. Русловая фация сложена валунно-галечными отложениями, пойменная – песчано-гравийными, песчано-гравийногалечными. Характерны следующие относительные превышения над урезом воды: верхняя пойма

– от 1 до 2,5 м, нижняя – до 0,5 м. Формирование отложений продолжается в настоящее время .

Мощность – до 5м .

3. ИНТРУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ И МЕТАМОРФИЗМ

Интрузивные и метаморфические образования, представленные в пределах территории листа Q-41-XXV, имеют возраст от раннерифейского до раннесилурийского и сформированы в байкальский и каледоно-герцинский тектоно-магматический этапы. Интрузивные и метаморфические образования байкальского этапа локализованы в пределах Хобеизской подзоны Ляпинской СФЗ Центральноуральской мегазоны. Среди них выделяются раннерифейские няртинские, среднерифейские щокурьинские и пуйвинские, а также позднерифейско-ранневендские саблегорские субвулканические образования, ранневендский парнукский комплекс диорит-габбровый гипабиссальный, вендский верхнекожимский комплекс метаморфический, поздневендско-раннекембрийский сальнерско-маньхамбовский комплекс гранит-лейкогранитовый. Интрузивные образования каледоно-герцинского этапа локализованы в пределах Сакмаро-Лемвинской и Салатимской СФЗ, за исключением позднекембрийского сивьягинского комплекса пикритового гипабиссального, тела которого пространственно размещены в Хобеизской подзоне Ляпинской СФЗ. В пределах Верхнелемвинской подзоны Сакмаро-Лемвинской СФЗ выделяется ранне-позднеордовикский орангъюганско-лемвинский комплекс габбродолеритовый гипабиссальный, в Салатимской подзоне Западнотагильской СФЗ Тагило-Магнитогорской мегазоны – ранне-среднеордовикский салатимский дунит-гарцбургитовый и раннесилурийский тагилокытлымский габброноритовый комплексы плутонические .

–  –  –

Раннерифейские интрузии Няртинские субвулканические образования (’R1 nr). К ним отнесены дайкообразные тела амфиболитов, реже габбро-амфиболитов, развитые в пределах няртинской свиты. Предыдущими исследователями их формационная принадлежность и генезис трактовались неоднозначно. Впервые из состава няртинского метаморфического комплекса дайки амфиболитов и габброамфиболитов были выделены В.Н. Охотниковым и отнесены к раннепротерозойскому николайшорскому комплексу [35]. Позднее А.М. Пыстиным из состава последнего эти образования были выделены в самостоятельный хобеизский амфиболитовый комплекс того же возраста [216]. В серийную Легенду [156] они включались как раннепртерозойский хобеизский метагабброидный гипабиссальный комплекс. Наличие, в отдельных случаях, реликтовых минералов и структур позволяет установить их первично магматическую (интрузивную) природу .

В разрезе няртинской свиты присутствуют амфиболиты и амфиболовые гнейсы, первичная природа которых также восстанавливается далеко не всегда, но они обычно рассматриваются в составе свиты, как покровные образования, синхронные рассматриваемым здесь субвулканическим дайкам .

Тела амфиболитов и габбро-амфиболитов имеют мощность от долей метра до первых метров и протяжённость от десятков до сотен метров. Отмечаются единичные крупные тела, достигающие по мощности первых сотен метров, при протяжённости в первые километры .

Амфиболиты представлены мелко-, средне-, крупнозернистыми разностями тёмно-зелёного или чёрного цвета, характеризуются массивной, сланцеватой, полосчатой и линзовиднополосчатой текстурами, гранонематобластовой и нематогранобластовой структурами .

Некоторыми исследователями, занимавшимися изучением метаморфизма в пределах Няртинской купольной структуры (НКС) [217], выделяются две разновозрастных генерации амфиболитов, различающихся структурами и характером метасоматических преобразований, при этом отмечается, что разделить их не всегда возможно .

Породы претерпели диафторез в условиях зеленосланцевой фации, преимущественное развитие которого отмечается в зонах тектонических нарушений. Минеральные преобразования в амфиболитах заключаются в замещении граната хлоритом и эпидотом, роговой обманки актинолитом, хлоритом, кальцитом, плагиоклаза альбитом и эпидотом, в результате чего они обычно представляют собой актинолит-хлорит-альбит-эпидотовые магнетитсодержащие породы .

Фигуративные точки составов амфиболитов на диаграмме SiO2 – (Na2O+K2O) для вулканических пород образуют два обособленных ареала, первый из которых размещается в полях семейств базальтов и трахибазальтов, а второй только базальтов. Средние составы двух петрохимических разновидностей амфиболитов приведены в прил. 7 .

Амфиболиты, средний состав которых отвечает собственно базальтам (SiO2 – 50,76%, Na2O+K2O – 2,57%), принадлежат натриевой серии (Na2O/K2O – 4,4), относятся к низкоглинозёмистым (al’ – 0,72), меланократовым (f’ – 21, 1) разностям, характеризуются высоким содержанием суммарного железа и низким содержанием магния и по величине коэффициента фракционирования (Кф – 74) отвечают ферробазальтам. На диаграмме A – S они располагаются в пределах полей толеитовых и оливиновых толеитовых базальтов .

Амфиболиты, средний состав которых в наибольшей степени отвечает трахибазальтам (SiO2

– 46,33%, Na2O+K2O – 3,50%), принадлежат калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 2,5), характеризуются как умеренно-глинозёмистые (al’ – 0,76), меланократовые (f’ – 21,6) разности, характеризуются высоким содержанием суммарного железа и низким – магния, по величине коэффициента фракционирования (Кф – 66) приближаются к ферробазальтам .

Рассмотренные выше две петрохимически обособленные разновидности амфиболитов отвечают двум петрографическим разновидностям, выделенным А.М. Пыстиным [216, 217] .

Сравнительный анализ составов диафторитов и амфиболитов указывает на то, что в результате низкотемпературного метаморфизма происходит увеличение содержаний SiO2, Na2O, уменьшение TiO2, Feобщ, MnO, в наибольшей степени уменьшаются содержания CaO и MgO .

Геохимическая характеристика амфиболитов основана на данных полуколичественного спектрального анализа [217] и является приблизительной. Породы характеризуются повышенными по отношению к кларкам содержаниями таких элементов как Co, V, Mo, Sn, Be (1,1-2,5), пониженными – Ni, Cr, Cu, Pb, Zn, Sr, Ba, Zr (0,3-0,7) .

На дискриминационной диаграмме (Fe2O3+FeO) – SiO2 фигуративные точки составов амфиболитов размещаются в пределах поля толеитовых базальтов. На диаграмме Дж. Пирса для пород базальтового состава F1–F2 они располагаются в полях внутриплитных и островодужных базальтоидов, часть точек амфиболитов, по химическому составу приближающихся к трахибазальтам, размещается в поле шошонитовых серий, что, возможно, обусловлено более поздней гранитизацией. По совокупности данных субстратом амфиболитов комплекса являлись малоглубинные габброиды, отвечающие континентальным толеитовым сериям, в том числе и с повышенной щёлочностью. Согласно классификации [40], няртинские субвулканические образования в наибольшей степени отвечают базальт-долеритовой формации. По классификации Ю.А. Кузнецова [38] они относятся к трапповой (толеит-базальтовой) формации .

Металлогеническая характеристика субвулканических интрузий в достаточной мере не проявлена .

Возраст субвулканических интрузий определяется на том основании, что однотипные с ними покровные образования входят в состав няртинской свиты нижнего рифея .

Среднерифейские интрузии

Щокурьинские субвулканические образования ('R2?c) вместе с вулканогенными и осадочными породами щокурьинской свиты входят в состав одноимённой вулканогенно-осадочной ассоциации. Ранее вулканиты рассматривались в составе верхнекожимского ранне- среднерифейского вулканического метабазальтового комплекса, первоначально выделенного М.В. Фишманом и Б.А. Голдиным в ранге формации [93] .

Субвулканические образования представлены дайками метадолеритов, развитых в полях щокурьинской и подстилающей её маньхобеинской свит. Размеры тел колеблются в пределах от первых метров до первых десятков метров по мощности и от первых десятков метров до первых сотен метров по протяжённости. Отмечается значительная степень изменения вулканогенных пород, входящих в состав щокурьинской свиты, а также развитых среди её отложений, вплоть до образования типичных «зелёных сланцев», что не позволяет в большинстве случаев произвести их фациальное расчленение .

Субвулканические образования, вместе с вмещающими их отложениями щокурьинской и маньхобеинской свит, включая вулканиты в составе первой, метаморфизованы в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций и претерпели, в последнем случае, диафторез уровня зеленосланцевой фации, проявившийся в зонах тектоническх нарушений западного и северозападного обрамления НКС .

Первичный минеральный состав и структуры пород практически не сохранились. Минеральный состав представлен типичной для зеленосланцевой фации ассоциацией: хлорит, актинолит, альбит, эпидот, цоизит, карбонат, кварц, лейкоксен. В отдельных случаях отмечаются реликтовый проксен – авгит и роговая обманка. Основной плагиоклаз распознаётся по псевдоморфозам альбита с центральными частями, сложенными агрегатом эпидота. Породы характеризуются пойкилобластовой и лепидогранобластовой структурами с реликтовыми офитовой и пойкилоофитовой структурами, сланцеватыми текстурами .

По имеющимся петрохимическим данным [26, 45] щокурьинские субвулканические и покровные образованиия относятся к семействам базальтов и андезибазальтов, реже к семейству умеренно-щелочных базальтов. Средние их составы, а также средний состав щокурьинских вулканитов в целом, приведены в прил. 7 .

Средний химический состав вулканитов щокурьинской свиты (SiO2 – 50,73%; Na2O+K2O – 2,73%) отвечает собственно базальту, характеризуется калиево-натриевым типом щёлочности (Na2O/K2O – 2,10), относится к умеренно-глинозёмистым разностям (al – 0,88). Величина коэффициента фемичности (f – 19) соответствует базальту. По отношению K2O/TiO2 – 0,48 отвечает толеитовым базальтам, а по параметрам A (24,8) и S (29,5) в наибольшей степени отвечает оливиновому базальту .

По имеющимся геохимическим данным [26], щокурьинские субвулканические и покровные образования характеризуются повышенными по отношению к кларку содержаниями элементов группы железа, меди, цинка, циркония, галлия, стронция, бария. Металлогеническая специализация комплекса не проявлена .

Фигуративные точки составов щокурьинских субвулканических и покровных образований на диаграмме SiO2 – (FeOобщ/MgO) располагаются примущественно в поле толеитовых серий. Известково-щелочной уклон характерен для части андезибазальтов. На диаграмме K2O – TiO2 фигуративные точки составов образуют довольно чёткий тренд, в наибольшей степени отвечающий трендам базальтов континентальных рифтов, с некоторым смещением в сторону базальтов островодужных серий. В то же время, щокурьинские вулканиты отличаются от океанических толеитов, что позволяет уверенно относить их к группе континентальных формаций. Согласно классификации [40], щокурьинские субвулканические и покровные образования отвечают базальтдолеритовой формации. Согласно классификации Ю.А. Кузнецова [38] – относятся к трапповой (толеит-базальтовой) формации .

Возраст субвулканических интрузий определяется как среднерифейский (?) на том основании, что отвечающие им покровные образования входят в состав щокурьинской свиты среднего (?) рифея .

Пуйвинские субвулканические образования ('R2pv) вместе с вулканогенными и осадочными породами пуйвинской свиты входят в состав одноимённой вулканогенно-осадочной ассоциации. Ранее вулканиты рассматривались в составе верхнекожимского ранне- среднерифейского вулканического метабазальтового комплекса, вместе с щокурьинскими субвулканическими и покровными образованиями [93] .

Субвулканические тела представлены маломощными дайками метадолеритов, развитых в поле пуйвинской свиты, размеры их колеблются в пределах от первых метров до первых десятков метров по мощности и от первых десятков метров до первых сотен метров по протяжённости .

Вулканогенные породы, развитые в составе пуйвинской свиты и среди её отложений, характеризуются значительной степенью изменений и представлены обычно типичными «зелёными сланцами». В то же время, пуйвинские вулканиты в ряде случаев удаётся разделить на субвулканические и покровные .

Субвулканические образования, вместе с вмещающими их отложениями пуйвинской свиты, а также вулканиты в её составе, претерпели метаморфизм в условиях зеленосланцевой и эпидотамфиболитовой фаций. В последнем случае они были в значительной степени подвергнуты диафторезу уровня зеленосланцевой фации, проявившемуся в тектонических зонах западного и северо-западного обрамления НКС .

Породы основного и среднего состава сложены хлоритом, роговой обманкой, актинолитом, альбитом, эпидотом, цоизитом, карбонатом, кварцем, лейкоксеном и различаются соотношением этих минералов. Редко отмечается реликтовый пироксен. Основной плагиоклаз замещён агрегатом альбита, эпидота и мусковита. Для пород характерны пойкилобластовые, лепидогранобластовые с реликтовыми офитовой и пойкилоофитовой структуры, сланцеватая текстура .

Пуйвинские субвулканические образования по петрохимической классификации относятся к семейству базальтов, в меньшей степени – андезибазальтов. Некотрое число фигуративных точек составов на классификационной диаграмме SiO2 – (Na2O+K2O) располагается в полях трахибазальтов и пикробазальтов, но по содержанию ряда петрогенных оксидов им не соответствует .

Средние составы пород, а также средний состав субвулканических образований в целом, приведены в прил. 7 .

Средний состав субвулканических образований отвечает базальту (SiO2 – 48,30%, Na2O+K2O

– 3,10%), относится к калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 1,9), принадлежит к умеренноглинозёмистым (al’ – 0,88), умеренно-низкотитанистым (TiO2 – 1,28% без летучих) мезократовым (f’ – 19) разностям. По параметрам А (28) и S (29) он попадает в поле собственно толеитовых базальтов, вблизи области перекрытия с полем оливиновых толеитовых базальтов, по степени фракционирования железа (Кф – 57,5) отвечает базальтам .

Фигуративные точки составов пуйвинских покровных образований на диаграмме SiO2 – (Na2O+K2O) размещаются в полях семейств базальтов, реже трахибазальтов, незначительная часть относится к андезибазальтам и андезитам. Средние составы вулканитов пуйвинской свиты приведены в прил. 6. По параметрам А-S частные составы пород семейства базальтов попадают в поля оливиновых толеитовых базальтов и собственно толеитовых базальтов .

Средний состав покровных образований (SiO2 – 48,80%, Na2O+K2O – 2,80%) отвечает базальту, характеризуется калиево-натриевым типом щёлочности (Na2O/K2O – 3,66), отвечает умеренно-глинозёмистым (al’– 0,87), мезократовым (f’ – 17,3) разностям базальтов. По имеющимся геохимическим данным [26], пуйвинские субвулканические и покровные образования характеризуются повышенными по отношению к кларку содержаниями элементов группы железа, меди, цинка, циркония, галлия, стронция, бария .

На основании петрогеохимической характеристики покровных образований можно сделать вывод о присутствии в их составе пород основного и среднего составов нормальной и повышенной щёлочности, при значительной роли калия и титана в меланократовых разностях петрогенетической серии .

На диаграмме (Fe*O/MgO) – SiO2 подавляющее число фигуративных точек составов покровных образований попадает в пограничную область между толеитовыми и известково-щелочными сериями. На диаграмме K2O – TiO2 фигуративные точки образуют широкое поле, ограниченное трендами островодужных базальтов и базальтов континентальных рифтов .

Субвулканические образования располагаются вблизи тренда островодужных базальтов, образуя параллельный ему тренд, обусловленный слабой дифференциацией составов по содержанию TiO2 и значительной по K2O .

Сходство пуйвинских вулканитов с островодужными толеитами не указывает на существование в пуйвинское время островных дуг, так как известково-щелочные серии характерны и для внутриконтинентальных зон. Явное же отличие пуйвинских базальтов от океанических толеитов, а также сходство части из них с толеитами внутриконтинентальных геодинамических обстановок, позволяет отнести их к ряду континентальных формаций. Эволюция составов базальтов шла в направлении образования известково-щелочных серий .

Согласно одной из наиболее распространённых классификаций [40], пуйвинские субвулканические и покровные образования отвечают базальт-долеритовой формации. Согласно классификации Ю.А. Кузнецова [38], – трапповой (толеит-базальтовой) формации .

Металлогеническая специализация пуйвинских вулканитов не проявлена .

Возраст пуйвинских субвулканических образований соответствует среднерифейскому на том основании, что отвечающие им покровные образования входят в состав пуйвинской свиты среднего рифея, обоснование возраста которой приведено в главе «Стратиграфия» .

Позднерифейско-ранневендские интрузии

Саблегорские субвулканические образования (R3-V1sb) представляют собой субвулканическую фацию одноимённого базальт-риолитового вулканического комплекса, покровная фация которого входит в состав саблегорской свиты. Раньше эти вулканиты рассматривались в составе малдинского риодацит-риолитового [10] и саблегорского базальт-трахибазальтового вулканических комплексов [163] .

Вулканиты основного и кислого состава комплекса не являются членами одной петрогенетической серии, вследствие чего не могут рассматриваться как контрастная серия. Вулканиты юговосточного обрамления Лапчавожского гранитоидного массива, образующие породный ряд от андезибазальтов до дацитов, представляют гибридную петрогенетическую серию. Ареал развития этих пород, вместе с отвечающими им субвулканическими образованиями, нами рассматривается далее как Лапчавожский вулканический массив в составе саблегорского комплекса .

В пределах рассматриваемой площади саблегорская свита не расчленена на подсвиты, в связи с чем в составе комплекса не выделены фазы. Субвулканические образования комплекса представлены главным образом породами основного и кислого состава, присутствующие в подчинённом количестве субвулканические интрузии среднего состава, наибольшее развитие получили в пределах Лапчавожского вулканического массива .

Субвулканические образования основного состава в пределах рассматриваемой территории развиты крайне ограниченно. Они размещаются либо в полях саблегорской свиты, либо в подстилающих её отложениях. Один из районов их развития – поле саблегорской свиты, примыкающее с юго-востока к Лапчавожскому гранодиоритовому массиву, где они представлены маломощными дайками долеритов протяжённостью в первые сотни метров, ориентированных согласно с простиранием вмещающих пород. Второй район – северо-западное крыло Росомахинской антиклинали, где в поле хобеинской свиты отмечается несколько маломощных тел долеритов протяжённостью от первых сотен метров до 1 км, а также небольшое тело с размерами 0,6х0,3 км. Отдельные маломощные дайки долеритов представлены на северо-востоке площади, в пределах мороинской свиты. Большая часть тел метадолеритов, развитых среди вулканитов основного состава саблегорской свиты, обычно в значительной степени изменённых, при картировании пропускается .

По петрохимической классификации субвулканические образования основного состава относятся к семействам базальтов и трахибазальтов. Средние их составы приведены в прил. 7 .

Средний состав субвулканических образований (без Лапчавожского вулканического масива) (SiO2 – 48,61%, Na2O+K2O – 3,58%) отвечает семейству базальтов, относится к умеренноглинозёмистым (al – 0,79), переходным от мезократовых к меланократовым (f – 21) разностям, характеризуется довольно низким отношением K2O/TiO2 – 0,33. По отношению щелочей (Na2O/K2O – 4,0) попадает на границу раздела петрохимических разностей с натриевым и калиевонатриевым типом щёлочности. По ряду петрохимических параметров субвулканические образования основного состава отличаются от отвечающих им покровных образований более низкой щёлочностью и значительно меньшей долей Na2О в составе щелочей, большей величиной коэффициента фемичности и более высокими содержаниями CaO .

Геохимическая характеристика субвулканических образований основного состава основана на количественных определениях ряда редких элементов. Средние содержания их приведены в прил. 6, а результаты нормирования по кларкам по А.П. Виноградову [7] – в прил. 8. Породы характеризуются низкими содержаниями Sr, Ba, Rb (0,34-0,67 кларка), несколько превышающими кларк содержаниями суммы редких земель (1,11). Значительно превышают кларки содержания As, Hf, Ta, выше кларков – U, Sc, Zr (1,15-1,78). Резко превышают кларки содержания Se (в 122 раза) .

Пониженными являются содержания Cr, Co, Ni, Zn, Th, Sb, Cs (0,32-0,82), на крайне низком уровне находятся содержания Br (0,01) .

Среди покровных образований выделяются вулканиты основного, реже среднего состава, фигуративные точки которых на диаграмме SiO2 – (Na2O+K2O) располагаются в полях семейств базальтов, трахибазальтов, редко андезибазальтов и трахиандезибазальтов .

Средний состав покровных образований (без Лапчавожского вулканического масива) приведён в прил. 6. Он отвечает семейству трахибазальтов (SiO2 – 49,91%, Na2O+K2O – 4,34%), характеризуется натриевым типом щёлочности (Na2O/K2O – 8,5), относится к преходным от умеренно- к высокоглинозёмистым (al – 0,98), мезократовым (f – 18) разностям с низким отношением K2O/TiO2 (0,21). В составе щелочей, особенно для умеренно-щелочного ряда вулканитов основного и среднего составов, отмечается резкое преобладание Na2O над K2O. По минеральному составу и структурно- текстурным особенностям эти породы представлены преимущественно «зелёными ортосланцами» .

Геохимическая характеристика вулканитов покровной фации основана на количественных определениях ряда редких элементов, средние содержания которых (без Лапчавожского вулканического массива) и результаты нормирования по кларкам для базальтов приведены в прил. 8. Породы характеризуются низкими содержаниями Sr (0,5 кларка), равными кларку – Ba (1,0), очень высокими – Rb (4,6), превышающими кларки содержаниями редких земель по их сумме (TR – 1,2). Отмечается значительное превышение кларков для содержаний As, Hf (4,8-6,8), выше кларков находятся содержания Sb, U, Sc, Zr (1,25-2,1), резко превышают кларки содержания Cs (в 9,8 раз) и Se (в 260 раз). Пониженными являются содержания Cr, Co, Ni, Zn, Th, Ta (0,6-0,8), крайне низкими – Br (0,01) .

Сравнительный анализ содержаний редких элементов в покровных и субвулканических образованиях основного состава указывает на их сходство как по спектру редких земель, так и по ряду других элементов. Различия заключаются в значительно более низких содержаниях в породах субвулканической фации Rb и Cs, пониженных Sb, более высоких Ta .

К западу от Лапчавожского гранодиоритового массива покровные образования, входящие в состав саблегорской свиты (Лапчавожский вулканический массив), представлены преимущественно вулканитами среднего состава семейств андезитов (собственно андезиты и дациандезиты), реже андезибазальтов, дацитов.Средний состав пород семейства андезитов (SiO2 – 60,39%, Na2O+K2O – 5,38%) Лапчавожского вулканического массива приведён в прил. 7. Он характеризуется калиевонатриевым типом щёлочности (Na2O/K2O – 1,17), относится к высокоглинозёмистым (al – 1,81), мезократовым (f – 10,2) разностям. Средние содержания редких элементов в вулканитах смейства андезитов покровной фации Лапчавожского вулканического массива, а также результаты нормирования их по кларкам для пород среднего состава приведены в прил. 8. Породы характеризуются резко понижеными содержаниями Sr (0,3 кларка), околокларковыми Ba и Rb (1,0-1,1). Отмечается значительное превышение над кларками содержаний As, Sb, Sc, Hf, Ta (1,9-6,4), выше кларков находятся содержания Th, V, Co, Be, Zn, U (1,2-1,7), резко превышают кларк содержания Se (в 40 раз), пониженными являются содержания Cr, Pb, Ga (0,9), значительно ниже – Ni, Cu, Zr (0,6-0,7), очень низкими – Br (0,2) .

Субвулканические интрузии кислого состава саблегорского комплекса представлены риолитами и умеренно-щелочными риолитами с порфировой и фельзитовой структурами. Риолиты с порфировой структурой являются наиболее распространённой петрографической разностью, ими сложены наиболее крупные субвулканические интрузии, такие как Малдынырдская, расположенная на левобережье р.Балбанъю и слагающая одноимённый хребет, а также КаталамбаВорапендишорская .

Малдынырдская субинтрузия представляет собой вытянутое в северо-восточном направлении тело площадью более 30 км2, длиной 17 км и шириной около 3 км. Характер контактов с вмещающими отложениями саблегорской свиты интрузивный .

Основной объём субинтрузии слагают риолиты порфировой структуры. Структура основной массы фельзитовая, микроаплитовая, гиалопилитовая, фельзито-сферолитовая, для изменённых разностей характерны лепидогранобластовая и гранобластовая структуры. Текстура пород массивная, в приконтактовых частях флюидальная .

Порфировые выделения представлены кварцем, плагиоклазом, калишпатом, темноцветные минералы среди них практически отсутствуют или присутствуют в незначительном количестве и обычно полностью замещены агрегатом хлорита, кальцита, кварца, магнетита. Вкрапленники кварца имеют округлую форму, отмечаются выделения с кристаллографическими очертаниями .

Размеры вкрапленников колеблются от 0,5 до 5 мм. Плагиоклаз во вкрапленниках представлен олигоклазом, реже андезином [132], последний обычно замещён альбитом. Калиевый полевой шпат во вкрапленниках представлен микроклином, размер выделений до 5 мм .

Основная масса риолитов сложена агрегатом кварца, калишпата, альбита .

Вторичные минералы представлены кварцем, серицитом, эпидотом, кальцитом, реже хлоритом, акцессории – цирконом, сфеном, ортитом, рутилом, турмалином, апатитом .

Средние химические составы покровных и субвулканических образований кислого состава приведены в прил. 9 .

Фигуративные точки составов субвулканических образований кислого состава на диаграмме SiO2 – (Na2O+K2O) располагаются в полях семейств риолитов, трахириолитов, значительно реже риодацитов, трахириодацитов. Средний состав (SiO2 – 75,20%, Na2O+K2O – 7,94%) отвечает семейству риолитов, располагаясь вблизи поля трахириолитов, принадлежит калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 0,5), приближаясь по этому параметру к разностям с калиевым типом щёлочности, относится к весьма высокоглинозёмистым породам (al – 4,8) .

Фигуративные точки составов покровных образований кислого состава на диаграмме SiO2 – (Na2O+K2O) располагаются в полях семейств риолитов, трахириолитов, значительно реже риодацитов, трахириодацитов. Средний состав (SiO2 – 74,32%, Na2O+K2O – 7,75%) попадает в поле семейства риолитов, отвечает калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 0,57), принадлежит весьма высокоглинозёмистым породам (al – 4,6) .

Средние содержания редких элементов в субвулканических и покровных образованиях кислого состава приведены в прил. 8, результаты нормирования их по кларкам – в прил. 10 .

Породы субвулканической фации характеризуются в целом пониженными по отношению к кларку содержаниями редких земель (TR – 0,76), значительно пониженными – Ba (0,57), резко понижеными – Sr (0,12), равными кларку – Rb (1,0). Отмечается превышение над кларками содержаний Th, Cu, Cr, Cs (1,2-1,5), значительно превышают кларки содержания Hf, Au, Sb, Ni, Yb, U, Sc, Y (1,8-8,9), резко выше кларков содержания As ( в 21 раз). На уровне кларков находятся содержания Zr, Ta, Ga (0,9-1,1). Пониженными являются содержания Be, Pb (0,7), значительно пониженными – Mn, Co, V (0,5-0,66), крайне низкими – Br (0,03) .

Породы покровной фации характеризуются в целом повышенными содержаниями редких земель (TR – 1,24 кларка), значительно пониженными – Ba (0,49), резко понижеными – Sr (0,12) .

Отмечается значительное превышение над кларками содержаний Ni, Yb,Y (1,9-2,8), на уровне кларков или несколько ниже – Cr, Ga (0,9-0,95). Пониженными являются содержания Pb, Be, Cu, Mn, V (0,45-0,77) .

Сравнительный анализ содержаний редкоземельных элементов в вулканитах кислого состава покровной и субвулканической фаций показал, что уровень их содержания в покровной фации выше, чем в субвулканической практически по всем элементам. Содержания этих элементов в покровных образованиях обычно выше кларков, а в субвулканических – ниже (содержания Eu в вулканитах обеих фаций ниже кларка .

Для вулканитов кислого состава отмечается ярко выраженная геохимическая специализация в отношении As, Sb, Hf, достаточно чётко проявленная – в отношении Y, Yb, U, Ni и, с некоторой долей условности, Cr .

Сравнительный анализ содержаний редких элементов в вулканитах кислого состава саблегорского и гранитах сальнерско-маньхамбовского (Малдинский массив) комплексов показал их сходство по поведению большинства элементов. Наибольшее сходство отмечается между гранитами и субвулканическими образованиями прежде всего по распределению редкоземельных элементов. Для тех и других характерно пониженные их содержания по отношению к кларкам. Граниты характеризуются менее ярко выраженным дефицитом Eu .

В распределении ряда других редких элементов в гранитах и риолитах прослеживается одна тенденция. Для них почти в равной мере характерны повышенные и высокие содержания Ni, As, Sb, Th, U, Sc, Y, Au, содержания Cr, Ga, Zr, Rb, Cs и в тех и других находятся на околокларковом уровне. Отличия заключаются в значительно более высоких, но также ниже кларка, содержаниях в гранитах Sr .

На диаграмме Fe*O/MgO – SiO2 для разделения толеитовых и известково-щелочных серий, значительное число фигуративных точек составов покровных и субвулканических образований основного состава попадает в пограничную область между толеитовыми и известково-щелочными сериями, располагаясь в пределах поля толеитов. На диаграмме K2O – TiO2 отмечается полное перекрытие полей покровных и субвулканических образований. Максимальная концентрация точек отмечается вдоль линии тренда базальтов континентальных рифтов, часть из них размещается вдоль океанического тренда, что объясняется присутствием среди саблегорских покровных и субвулканических базальтов высокотитанистых разностей, характеризующихся, при высоком уровне содержания TiO2, значительными вариациями содержаний K2O. Высококалиевые разности отвечают тренду базальтов континентальных рифтов, низкокалиевые приближаются к океаническому .

На основании анализа имеющихся общегеологических и петрогеохимических данных можно говорить о принадлежности саблегорских вулканитов основного состава к континентальным толеитам .

Анализ петрохимических и геохимических данных, с учётом геологической позиции вулканитов кислого состава, а также характер взаимоотношения субвулканических тел с вмещающими стратифицированными и интрузивными образованиями позднерифейско-ранневендского возраста и с палеозойскими отложениями, позволяет сделать выводы относительно формационной принадлежности и возрасте проявления риолитового магматизма .

Предыдущими исследованиями [10, 17, 163] была установлена или подтверждена пространственная связь вулканитов кислого состава с рядом гранитных массивов сальнерскоманьхамбовского комплекса, имеющими близкие петро- и геохимические характеристики. Проявление кислого магматизма этого типа характерно для областей с корой высокой степени зрелости .

При этом следует отметить, что вулканиты кислого и основного составов, объединяемые в саблегорский базальт-риолитовый вулканический комплекс, представляют собой разные генетические серии. Их объединяют только близкий геологический возраст и тесная пространственная ассоциация на уровне становления тел, обусловленная наличием общих магмоподводящих структур .

Вулканиты первой фазы саблегорского комплекса по целому ряду признаков наиболее близки к базальт-трахибазальтовой формации, риолиты второй фазы – к риолитовой. Их следует рассматривать в составе контрастной базальт-риолитовой ассоциации. Присутствие вулканитов среднего состава указывает на латеральную неоднородность саблегорского комплекса, обусловленную, помимо тектонического фактора, гибридизмом расплавов .

Субвулканические и покровные образования кислого состава саблегорского комплекса имеют достаточно выраженный металлогенический облик, определяемый повышенными содержаниями Y и Yb, а также Au, что следует как из их геохимической специализации, так и связью с ними проявлений золота и иттрия .

Возраст субвулканических образований саблегорского комплекса определяется положением отвечающих им покровных образований в составе саблегорской свиты, обоснование возраста которой приведено при её характеристике .

Петрофизические характеристики пород имеются только для риолитов Малдынырдской субинтрузии [132]: плотность – 2,59 (2,53-2,72) г/см3, удельное электрическое сопротивление – 4403 (1751-9797) Ом·м, магнитная восприимчивость – 102 (0-258). 10-6 ед. СИ .

Ранневендские интрузии

Парнукский комплекс диорит-габбровый гипабиссальный (V1p). Наиболее крупное тело, сложенное породами комплекса, имеет площадь около 50 км2 и расположено в пределах Народинского массива. Два тела габброидов располагаются на левобережье р. Кузьпуаю – левого притока р. Кожим. Одно из них, площадью 4,3 км2, размещается в пределах Кожимского массива, другое, площадью 7,5 км2, расположено между Хаталамба-Лапчинским и Кожимским массивами .

Несколько более мелких тел находятся в пределах Малдинского массива. Большинство из них представляют собой останцы кровли гранитных интрузий, ксенолиты или интрудированные более поздними гранитами тела. Парнукский комплекс проявлен в одной фазе. Петротипом его является Парнукский массив, расположенный к западу от рассматриваемой территории, в истоках р.Парнук .

Характеристика комплекса даётся на основе наиболее крупного тела, расположенного в пределах Народинского массива. Тело сложено серыми, тёмно-серыми, реже зеленовато-серыми мелкокристаллическими породами, отвечающими по минеральному составу диоритам, кварцевым диоритам, габбро. Оно вмещает интрузии лейкогранитов второй фазы сальнерскоманьхамбовского комплекса, иньекции гранитного состава и тела гранодиоритов первой фазы последнего, а также жилы кварц-полевошпатового состава. Породы в значительной степени изменены в результате воздействия интрузий обеих фаз. Габбро и диориты имеют интрузивный контакт с отложениями мороинской свиты и, в восточной части массива, перекрываются отложениями обеизской свиты .

В восточной части Народинского массива, в зоне Восточного Народинского разлома, в породах комплекса, широко проявились процессы рассланцевания и катаклаза .

Габбро (V1p) представляют собой плотные мелкокристаллические породы тёмно-серого цветас микрогаббровой, пойкилитовой, пойкилоофитовой структурами. Роговая обманка образует изометричные выделения кристаллов размерм до 1-1,5 мм. Редко отмечается кварц, составляя обычно менее 1% .

Кварцевые диориты (V1p) – среднекристаллические породы с преобладающей гнейсовидной текстурой. Состоят из плагиоклаза среднего-основного состава с размером кристаллов до 1-4 мм (50-55%), биотита и роговой обманки (около 35%), кварца (до 10%). Биотит развивается в виде линзовидных агрегатов по роговой обманке параллельно рассланцеванию .

Диориты – мелкокристаллические породы серого, до тёмно-серого цвета, массивной текстуры, внешне отличаются от габбро только присутствием биотита. В незначительном количестве присутствует кварц, представленный в виде угловатых зёрен размером до 1-1,5 мм, в некоторых случаях объединяющихся в цепочки агрегатов длиной до 3-3,5 мм с одновременным погасанием .

Фигуративные точки составов пород на диаграмме SiO2 – (Na2O+K2O) размещаются преимущественно в полях семейств диоритов (в основном это кварцевые диориты, собственно диориты развиты крайне ограниченно), монцонитов (монцодиориты, кварцевые монцониты), монцогаббро, габброидов (собственно габбро). Между указанными породами наблюдаются постепенные переходы, границы носят фациальный характер, обусловленный широким развитием процессов гибридизма. Наиболее распространёнными породами являются кварцевые диориты и монцогаббро, средние химические составы их приведены в прил.7 .

Средний состав кварцевого диорита (SiO2 – 59,37%, Na2O+K2O – 5,28%) принадлежит калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 2,08), относится к высокоглинозёмистым (al’ – 1,78), мезократовым (f’ – 10,1) разностям. По величине коэффициента агпаитности (Ka – 0,47) отличается от семейства диоритов, в большей степени отвечая умеренно-щелочным разностям семейства монцонитов .

Средний состав второго по распространённости вида – монцогаббро (SiO2 – 50,56%, Na2O+K2O – 5,26%) принадлежит калиевой серии (Na2O/K2O – 0,94), относится к умеренноглинозёмистым (al’ – 0,87), мезократовым (f’ – 19) разностям, по величине коэффициента агпаитности (Ka – 0,47) отвечает монцогаббро и эссекситу .

Средний химический состав пород комплекса, слагающих тело в пределах Народинского массива отвечает диориту (SiO2 – 56,01%, Na2O+K2O – 5,19%), принадлежит калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 1,68), относится к высокоглинозёмистым (al’ – 1,33), мезократовым (f’ – 13,3) разностям .

Геохимическая характеристика пород комплекса основана на количественных определениях содержаний ряда редких элементов. В достаточной мере имеются данные для кварцевых диоритов и монцодиоритов. Средние содержания элементов и результаты нормирования их по кларкам приведены в прил. 8. Породы характеризуются низкими содержаниями Sr, Rb, Zr, U (0,35-0,65), пониженными - Th (0,8), равными кларку – Ba и Zn (1,0), превышающими кларк в различной степени – Se (21,8), Sc (8,4), Hf, Ni, As, Co, Cr (1,7-3,7) .

Парнукский комплекс относится к группе континентальных рифтогенных формаций, по геотектонической позиции и ассоциации с комплексами трахиабазальтовой формации его можно отнести к базальт-долеритовой (трапповой) формации [40] .

Глубина формирования массивов комплекса незначительна, по текстурно-структурным особенностям пород, слагающих массивы, можно говорить о гипабиссальных условиях .

Породы комплекса имеют геохимическую специализацию в отношении ряда элементов, что следует из их устойчиво высоких содержаний, превышающих кларки в несколько раз. Это такие элементы как Sc, Hf, Ni, As, Co, Cr (1.7-8.4), а также Se (22) .

Металлогеническая специализация не проявлена. В других районах с породами комплекса связаны незначительные проявления вкрапленных титаномагнетитовых руд, практически неизученных [159] .

Возраст комплекса определяется по геологическим данным как ранневендский. Верхняя возрастная граница обусловлена тем, что породы комплекса подвергнуты воздействию гранитов сальнерско-маньхамбовского комплекса поздневендско-раннекембрийского возраста, а нижняя тем, что его интрузии прорывают риолиты саблегорского комплекса [163] позднего рифея - раннего венда .

Петрофизические характеристики имеются только для габбродолеритов комплекса [132] .

Плотность – 2,92 (2,87-3,00) г/см3, удельное электрическое сопротивление – 5280 (2250-6830) Ом·м, магнитная восприимчивость – 43,0 (34-49) 10-6 ед. СИ .

Поздневендско-раннекембрийские интрузии

Сальнерско-маньхамбовский комплекс гранит-лейкогранитовый (lV2-Є1sl). Выделен М.В. Фишманом и Б.А. Голдиным как гранит-гранодиоритовый комплекс [92], с 1968 года упоминается как сальнерско-маньхамбовский [48]. Проявлен в двух фазах. Первая представлена преимущественно гранитами, гранодиоритами, тоналитами, плагиогранитами, гнейсо-гранитами и имеет поздневенский возраст. Вторая – лейкократовыми гранитами, гранитами, умереннощелочными лейкогранитами, гранодиоритами, гранит-порфирами и имеет поздневендскораннекембрийский возраст .

Массивы комплекса достаточно чётко разделяются на пять групп, каждая из которых характеризуется определённым набором петрогеохимических, петрографических, текстурноструктурных особенностей, внутренним сторением представленных в ней массивов, характером их взаимоотношения с вмещающими породами, приуроченностью к определённым тектоническим структурам. Массивы каждой из этих групп, за редким исключением, образуют также достаточно чётко пространственно обособленные ареалы .

Первая группа представлена массивами, обычно тесно ассоциирующими в пространстве с вулканитами саблегорского комплекса и имеющими сложное строение. В их строении, кроме гранитоидов первой фазы (V2-Є1sl1), участвуют породы более раннего парнукского комплекса и, в подчинённом количестве, небольшие интрузии второй фазы (Народинский (6), Малдинский (5), Лапчавожский (2) массивы) .

Во вторую группу объединяются массивы преимущественно тоналитов и плагиогранитов первой фазы (Панэчаизский (8), Гранитный (9), Лиственичный (14), Лысогорский (21) и др. массивы) .

К третьей группе принадлежат массивы преимущественно гнейсо-гранитов, расположенные в центральной части Хобеизской антиклинали и принадлежащие первой фазе (Николайшорский (10), Хальмеръюский (13), Амбаршорский (12), Балашовский (20), Базисный (11), Западносвободненский (16), Устьняртинский (22) массивы) .

К четвёртой группе относятся массивы умеренно-щелочных лейкогранитов, также образующие ареал в центральной части Хобеизской антиклинали, пространственно ассоциирующие с массивами гнейсо-гранитов и рассматриваемые в составе второй фазы комплекса (Лавкашорский (19), Маньсаранъизский (15), Свободненский (17) массивы) .

Пятую группу представляют самостоятельные массивы лейкогранитов второй фазы, размещающиеся в северном обрамлении НКС (Хаталамба-Лапчинский (3) и Кожимский (7) массивы) .

Массивы комплекса в пределах площади прорывают все досреднекембрийские образования .

Первая группа массивов локализована в западном крыле Хобеизской антиклинали, образована массивами сложного строения, в которых, кроме гранитоидов первой фазы, присутствуют габбро и диориты более раннего парнукского комплекса, подчинённую роль играют граниты второй фазы (Народинский и Малдинский массивы). Положение массивов определяется приуроченностью их к зоне Народинских разломов (зона Народо-Юбрышкинского разлома).Массивы этой группы протягиваются и на юг, за пределы рассматриваемой площади. Особое место занимает Лапчавожский гранитоидный массив, расположенный вне этой зоны, также относящийся к первой фазе комплекса .

Народинский массив имеет вытянутую в плане форму и ориентирован длинной осью на северо-восток. Ширина выходов достигает 4-5 км в северной и средней частях массива, уменьшаясь в южной части до 1 км. Площадь массива составляет 140 км2. Гранитоидная часть его в разрезе имеет пластообразную форму, площадь выходов составляет 80 км2 .

Первая фаза комплекса, представлена в массиве крупно- среднезернистыми, преимущественно порфировидными светло-серыми, с зеленоватым или розоватым оттенком, мусковитбиотитовыми гранитами лейкократового облика. В южной части массива, в значительной мере сложенной диоритами и габбро более раннего парнукского комплекса, широко развиты гранитоиды гибридного происхождения, состав пород здесь меняется от лейкократовых гранитов до гранодиоритов. Переходы между разновидностями постепенные, границы нечёткие и носят фациальный характер, в связи с чем, а также с учётом масштаба карты, на ней нашло отражение одно тело гранодиоритов площадью около 0,5 км2. Кроме того, маломощные тела гранодиоритов дайкообразной формы широко распространены в пределах полей диоритов парнукского комплекса .

В северной части массива обнажены преимущественно мусковитовые граниты, в которых мусковит развивается по биотиту. Здесь же отмечаются участки, сложенные биотитовыми гранитами, иногда в гранитах отмечается появление роговой обманки .

Биотит-мусковитовые, мусковитовые и биотитовые граниты первой фазы характеризуются довольно узким набором структурных разновидностей. Преимущественно это порфировидные крупно- среднезернистые породы с гранитной, реже бластокатакластической структурой. Текстура массивная, реже гнейсовидная. Порфировидные выделения имеют размеры от 1 до 3 см и представлены микроклином. Последний, включая минералы основной массы, составляет от 20 до 40% объёма породы. Олигоклаз образует идиоморфне лейстовидные выделения длиной до 10 мм. Содержания его колеблются в пределах от 30 до 45%. Биотит, представленный высокожелезистой разностью, составляет от 1 до 5-7%, в завимисости от степени замещения его мусковитом и хлоритом, в биотитовых гранитах содержание его увеличивается до 10%. Мусковит составляет 0-10% объёма породы.. Вторичные минералы представлены клиноцоизитом и эпидотом, развивающимися по плагиоклазу, карбонатом, серицитом, хлоритом; акцессорные – цирконом, апатитом, ортитом, гранатом, магнетитом, гематитом, ильменитом, отмечаются касситерит, флюорит. В бластокатаклазитах по гранитам, развитых в зонах тектонических нарушений, присутствуют молибденит, галенит, сфалерит, халькопирит .

Гранодиориты макроскопически отличаются от гранитов зеленовато-серой окраской, обусловленной более высокими содержаниями частично хлоритизированного биотита. Характеризуются теми же текстурно-структурными особенностями, что и граниты. Для эндоконтактов характерно развитие мелкокристаллических структур .

Характер экзоконтактовых изменений зависит от состава вмещающих пород. В юговосточном экзоконтакте массива отмечается ороговикование сланцев и развитие скарнов и скарноидов по прослоям известняков и известковистым сланцам мороинской свиты. На контакте с габбро и диоритами парнукского комплекса в последних развиваются наложенные микроклин, кварц, биотит .

Вторая фаза массива представлена многочисленными телами лейкогранитов, гранитов, гранит-порфиров, аплитовидных гранитов и риолитов, развитых в пределах массива преимущественно в полях диоритов и габбро, останцах кровли, реже в гранитах первой фазы. Мощность тел составляет от долей метра до первых метров, протяжённость от первых десятков метров до первых сотен метров. Три наиболее крупных тела неправильной вытянутой формы локализованы в южной части массива, где они прорывают диориты парнукского комплекса и останец кровли, сложенный мороинской свитой. Тела имеют размеры от 2,5 – 3,5 до 7 км по длинной оси и шириной от 0,5 до 2 км, площадью от 1 – 2 до 3,5 км2, ориентированы длинными осями согласно простиранию массива, сложены гранитами и лейкогранитами, и имеют аплитовидный облик, мелкокристаллическое строение, порфировидные структуры. Слюдистые минералы представлены мелкочешуйчатыми биотитом и мусковитом .

По петрохимической классификации породы первой фазы принадлежат нормальному и умеренно-щелочному петрохимическим рядам. На диаграмме SiO2 – (Na2O+K2O) фигуративные точки их составов располагаются в полях семейств лейкогранитов и умеренно-щелочных лейкогранитов, в меньшей степени гранитов, редко умеренно-щелочных гранитов и гранодиоритов .

Средний состав пород первой фазы массива приведён в прил. 9, отвечает лейкограниту (SiO2

– 74,61%, Na2O+K2O – 7,55%), принадлежит калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 1,0), весьма высокоглинозёмистым породам (al’ – 4,73). Агпаитовый индекс равняется – 0,80. Средний состав южной части массива отвечает собственно граниту, северной – лейкограниту (прил. 9) .

Граниты второй фазы принадлежат нормальному и умеренно-щелочному петрохимическим рядам, собственно лейкогранитам, умеренно-щелочным лейкогранитам и гранитам. Средний состав второй фазы приведён в прил. 9, отвечает лейкограниту (SiO2 – 73,98%, Na2O – 3,64%, K2O – 4,21%, Na2O+K2O – 7,85%), относится к калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 0,9), к весьма высокоглинозёмистым породам (al’ – 4,74). Агпаитовый индекс составляет 0,82 .

Геохимическая характеристика пород массива дана в прил. 9, 10 .

Средний состав гранитов южной части массива характеризуется повышенными содержаниями Cr, Sb, Zr (1,4-1,8 кларка), значительно превышают кларки содержания Au, As, Hf, Ss (3,3-5,4), наиболее резко – Se (больше 28) и Ni (больше 21). На околокларковом уровне находятся содержания Th и Co (0,9), ниже кларков – Zn и Ba (0,8), значительно ниже – Br, Ta, Cs, Sr, U, Rb, F (0,2-05) .

Отношение Rb/Sr составляет 0,68 .

Граниты северной части массива характеризуются повышенными содержаниями Nb, Th, U, Ga (1,2-1,6), значительно превышают кларки содержания Au, Sc, Hf, As, Pb, Sb, Cr (2,2-6,9), наиболее резко – Мо (17,1), Ni (16,3), Se (60,0), ниже кларков содержания Zn, Co, Cu, Y, Ba, Zr (0,6-0,8), значительно ниже – Br, Rb, Ta, Cs, Sr (0,2-0,5). Отношение Rb/Sr равняется 0,48 .

Малдинский массив расположен в юго-западной части одноимённого хребта. Интрузия имеет округло-вытянутую форму, размеры 7х15 км и площадь более 80 км2, ориентирована длинной осью в меридиональном направлении. Вмещающими являются отложения мороинской свиты, а также вулканиты саблегорской свиты и отвечающие им субвулканические образования кислого состава .

Восточный контакт интрузии с обеизской и саледской свитами тектонический, с крутым западным падением. Параллельно контакту отмечаются зоны катаклаза и милонитизации. Массив сложен преимущественно крупно- и среднекристаллическими порфировидными биотитовыми и мусковит-биотитовыми гранитами светло-серого, до почти белого, с кремовым и розоватым оттенком, цвета [115, 132]. Преобладают биотитовые граниты. Вкрапленники представлены субидиоморфными таблитчатыми или брусковидными кристаллами микроклина размером до 4-5 см.В направлении с запада на восток уменьшается величина вкрапленников, а также зернистость матрикса (от 3-5 мм до долей мм), вплоть до появления типичных краевых фаций, представленных мелкозернистыми порфировидными гранитами с гранофировой структурой. Матрикс сложен кварцем, плагиоклазом, микроклином, биотитом. Граниты с массивной текстурой слагают блоки размером от долей метра до первых метров, которые отделяются разностями с гнейсовидной текстурой. Граниты состоят из кварца (30-45%), микроклина (27-32%), плагиоклаза (18-20%), биотита (4-6%), мусковита (3-4%), акцессорные минералы представлены цирконом, турмалином, ортитом, апатитом. Структура пород гранитная, бластогранитная, бластокатакластическая, катакластическая, гранит-порфировая [132]. В северо-восточной части массива в составе гранитов отмечается появление роговой обманки .

Экзокнтактовые изменения выражены в ороговиковании, окварцевании, серицитизации вмещающих пород. Ширина ореола не превышает первых десятков метров. Автометасоматические изменения гранитов представлены альбитизацией, калишпатизацией, окварцеванием .

Массив является одним из наиболее меланократовых среди всех гранитных массивов площади. Средний химический состав его (прил. 9) (SiO2 – 71,95%, Na2O+K2O – 7,84%), относится к граниту калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 0,83), с весьма высокой глинозёмистостью (al’ – 4,57) .

Породы массива принадлежат нормальному и умеренно-щелочному петрохимическим рядам. В составе нормального ряда преобладают граниты, реже отмечаются лейкограниты, незначительно представлены гранодиориты. В составе умеренно-щелочного ряда преобладают умереннощелочные граниты, подчинённое значение имеют умеренно-щелочные лейкограниты .

Геохимическая характеристика пород массива приведена в прил. 9, 10. Для них характерны повышенные содержания Th, Cu, Y, Cr, Zn, Nb, Cs, Pb (1,1-1,7), в значительной степени превышают кларки содержания Sb, Hf, Ni, Au, Sc, U (2,0-5,4), наиболее резко выражено превышение над кларками содержаний As (13,1). На околокларковом уровне находятся содержания Ga, Co, Zr, Rb (0,9-1,0), ниже кларков – V, Ta, Ba (0,7-0,8), значительно ниже – Mn, Be, Sr (0,5-0,6), резко пониженными являются содержания Br (0,1). Содержания большинства редкоземельных элементов в среднем составе массива находятся на низком уровне, составляя от 0,4 до 0,8 кларка. На околокларковом уровне находятся содержания Ce, Pr, Dy, Er (0,9-1,0), превышают кларк содержания Tm (1,7). Отношение Rb/Sr равняется 1,17 .

Лапчавожский массив расположен в водораздельной части р.Пелингичей и руч.Лапчавож .

Представлен двумя телами, вытянутыми в северо-восточном направлении. Массив имееет размеры 13,5х0,5-3 км и площадь – 17 км2, неправильную форму с извилистыми контактами, представляет собой субсогласное пластообразное тело. Вмещающими служат отложения мороинской и саблегорской свит, габбро парнукского комплекса. В строении массива участвуют гранодиориты, кварцевые диориты, граниты, наибольшее развитие получили гранодиориты. Краевые фации представлены гранодиорит-порфирами, кварцевыми диорит-порфиритами, диорит-порфиритами. Экзоконтактовые изменения выражаются в ороговиковании вмещающих пород. Ширина ореола у северозападного контакта достигает 1 км. Доломитизированные мраморы мороинской свиты скарнированы, серпентинизированы .

Гранодиориты – среднезернистые породы от тёмно-серого до светло-серого цвета с массивной, реже сланцеватой текстурами, гипидиоморфнозернистой, катакластической, нередко с элементами бластокатакластической структурами. Средний минеральный состав: кварц – 35%, плагиоклаз (олигоклаз-андезина) – 35%, микроклин – 10%, мусковит – 5-7%, биотит – 4-5%, амфибол – 2%, другие минералы – 5%. Вторичные минералы представлены мусковитом, хлоритом, кальцитом, эпидотом, цоизитом, лейкоксеном, серицитом. Акцессорные – гранатом, ортитом, цирконом, апатитом, рутилом, пиритом, халькопиритом, молибденитом, галенитом, флюоритом .

Согласно петрохимической классификации породы в основном представлены гранодиоритами, в меньшей степени гранитами, отмечаются кварцевые диориты, лейкограниты. Средние составы пород приведены в прил. 9 .

Средний состав гранодиорита (SiO2 – 65,53%, Na2O+K2O – 6,25%) отвечает калиевонатриевой серии (Na2O/K2O – 1,4), относится к весьма высокоглинозёмистым породам (al – 2,5) .

Средний состав гранита (SiO2 – 70,70%, Na2O+K2O – 6,20%) принадлежит калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 1,4), относится к весьма высокоглинозёмистым разностям (al – 3,3) .

Средний состав кварцевого диорита (SiO2 – 59,12%, Na2O+K2O – 5,26%) отвечает калиевонатриевой серии (Na2O/K2O – 1,4), относится к высокоглинозёмистым (al – 1,6), мезократовым (f’

– 10,9) разностям. По величине коэффициента агпаитности (Ка – 0,44) средний состав незначительно превышает верхнее значение для кварцевых диоритов .

Геохимическая характеристика пород массива основана на данных А.А. Соболевой [78, 229] (прил.9, 10). Средний гранодиорит характеризуется повышенными содержаниями таких элементов как V, Co, As, Cr (1,2-1,9), значительно превышают кларки содержания Hf, Sc, Ni, Sb, Au (2,2-4,2), наиболее резко это выражено для Se (18,0). На околокларковом уровне находятся содержания Y, Ga,Zr (0,9-1,0). Ниже кларков находятся содержания Ba, Sr, Cs, Br, Pb, Rb, U, Th, Ta (0,5-0,8), значительно ниже – Be, Cu, Zn (0,1-0,3), Rb/Sr отношение равно 0,5 .

Для среднего гранита характерно превышение над кларками содержаний Sc, Ni, As, Yb (1,2значительно превышают кларк содержания Hf (3,0), на уровне кларков находятся содержания Ba, Y, Co, Th (0,9-1,0), наибольшее превышение над кларком отмечается для Se (34,0). Ниже кларков находятся содержания целого ряда таких элементов как Ta, Au, Cr, Ga, V, Pb, Zr, Rb, Sr, Be, U, Br (0,5-0,7), значительно ниже кларков – Cs, Sb, Cu (0,2-0,4), Rb/Sr отношение равно 0,8 .

Cредний кварцевый диорит характеризуется повышенными по отношению к кларку содержаниями Ta, V, U, Zn, Th (1,1-1,7), значительно повышенными – As, Sc, Sb, Hf (4,1-9,5), резко повышенными – Se (12,0). На уровне кларков находятся содержания Be, Pb, Co (0,9-1,0), ниже кларков – Rb, Ga, Cr, Zr (0,6-0,8), значительно ниже – Sr, Ni, Cu, Ba (0,3-0,4), резко пониженные содержания характерны для Br (0,1), отношение Rb/Sr – 0,3 .

Группа массивов, сложенных преимущественно тоналитами и плагиогранитами. Массивы развиты в верховьях левых притоков р.Кожим – руч.Николайшор, Игнатийшор, Кожимвож, нижнем течении р.р.Сев. Народа и Парнук. Некоторыми исследователями данная группа массивов выделяется в самостоятельный диорит-тоналитовый комплекс. поздневендского возраста [37] .

Интрузии слагают полосу протяжённостью более пятидесяти километров и шириной 6-8 километров, приуроченную к зоне Восточного Народинского разлома. Вмещающими для них являются отложения пуйвинской, реже щокурьинской свит. Размеры отдельных тел составляют 0,5-4 км по длинной оси и 0,1- 0,5 км по ширине, вытянуты они в северо-восточном направлении, согласно с простиранием вмещающих пород, сложенных тоналитами, в меньшей степени диоритами, кварцевыми диоритами, плагиогранитами. Иногда фиксируются постепенные взаимопереходы между этими разновидностями. Наиболее крупным телом является Панэчаизский массив, имеющий размеры в плане 4х5 км и площадь около 11 км2. Для него, а также некоторых других массивов, характерны ореолы изменённых вмещающих пород шириной до 5 метров .

Следует отметить значительную разницу во взглядах различных авторов, проводивших геологическое картирование территории, на природу этих пород. Так, интрузии к югу от Панэчаизского массива и южная часть самого массива были закартированы как кварциты пуйвинской свиты [158], а северная часть массива как диориты парнукского комплекса [132, 171, 216]. Всё это не позволяло в достаточной мере представить масштабы развития этих пород .

В результате неодноактного метаморфизма интрузии, как и вмещающие их породы, претерпели изменения, вследствие чего частично или полностью утратили первичные текстуры и структуры. Для них характерны гнейсовидная, полосчатая, реже сланцеватая текстуры, лепидогранобластовая структура, иногда в сочетании с порфиробластовой и пойкилобластовой. В качестве реликтовой отмечается гипидиоморфнозернистая структура .

Состав пород однообразен и представлен минералами, развивающимися по первичным плагиоклазу и темноцветным минералам, соотношение которых меняется в довольно широких пределах. Наименее изменённые разности в крупных телах, состоят из псевдоморфоз по первичному плагиоклазу – 50-60%, кварца – 25-40%, мусковита – 5%, хлорита – 2%, эпидота – 5-10% .

Плагиоклаз нацело сложен альбитом с пойкилитовыми включениями в центральных частях зёрен клиноцоизита и мусковита, указывающих на его более основной первичный состав. В некоторых случаях сохраняются грани кристаллов первичного плагиоклаза и отмечаются две перпендикулярные системы полисинтетических двойников. Кварц образует линзовидные обособления длиной 1-6 мм, а также мелкие полигональные зёрна в основной ткани породы, часто в агрегатах с мусковитом, эпидот-клиноцоизитом и хлоритом. Эпидот, кроме того, представлен относительно крупными, до 1-2 мм, зёрнами наподобие пойкилоофитовых выделений (с включениями сфена) .

По форме они напоминают кристаллы роговой обманки или пироксена, что указывает на присутствие в первичном составе пород кальций-титансодержащего темноцветного минерала. Мусковит содержится в псевдоморфозах по плагиоклазу (до 25% от объёма последнего), а также присутствует в основной ткани породы. Хлорит часто образует агрегаты чешуек с мусковитом, развивающихся по биотиту. Акцессории представлены сфеном, цирконом, апатитом .

Средние химические составы пород плагиогранитного ряда приведены в прил. 9. Все они относятся к ряду нормальной щёлочности, образуя непрерывную серию от диоритов через тоналиты до плагиогранитов (трондьемитов). Особенностью последних является повышенное содержание оксида кальция, приближающее их к тоналитам. Возможно, часть плагиогранитов представляет собой изменённые тоналиты .

Диориты и кварцевые диориты слагают единые тела, внутри которых между этими разновидностями отсутствуют отчётливые границы. Средний состав интрузий, сложенных этими породами, отвечает кварцевому диориту (SiO2 – 58,97%, Na2O+K2O – 4,39%), принадлежит натриевой серии (Na2O/K2O – 5,09), относится к весьма высокоглинозёмистым (al’ – 2,2), лейкократовым (f’ – 8,1) разностям, по уровню агпаитности (Ка – 0,39) отвечает верхнему пределу для кварцевых диоритов .

Средний состав интрузий, сложенных тоналитами и плагиогранитами, отвечает тоналиту (SiO2 – 68,18%; Na2O – 4,25%, K2O – 1,05%, CaO – 4,43%, Na2O+K2O – 5,30%), занимает граничное положение между породами натриевой и калиево-натриевой серий (Na2O/K2O = 4,06), характеризуясь весьма высокой глинозёмистостью (al’ – 4,96) .

Геохимическая характеристика массивов, сложенных породами плагиоряда, основана на количественных определениях ряда редких элементов, средние содержания котрых приведены в прил. 8, а результаты нормирования их по кларкам – в прил. 10 .

Для диоритов и кварцевых диоритов характерны в значительной мере пониженные содержания Rb, Sr, F (0,55-0,6 кларка) и Ba (0,8), низкие отношения Rb/Sr (0,12). Кроме того, породы характеризуются околокларковыми содержаниями Cr и Zn (0,9-1,1), повышенными – Ni, Co (1,2значительно превышающими кларки – As, Sb, Sc, Hf, Se (2,4-18,4), пониженными – Zr, U, Th (0,8), очень низкими – Nb, Br (0,1-0,2) .

Тоналиты и плагиограниты характеризуются низкими содержаниями Rb и Ba (0,1-0,3), повышенными – Sr (1,2), крайне низким Rb/Sr отношением – 0,07. Кроме того, значительно превышают кларк содержания Se, Ni, Au, Sb, Sc (3,1-14,3), на околокларковом уровне находятся содержания Cr, Co, As, Hf, Y (0,9-1,1), ниже кларков содержания Zn, Sb (0,65-0,7), значительно ниже – U, Th, Cs, Zr, Nb, Br, Ta (0,05-0,25). Содержания всех без исключения редкоземельных элементов в среднем тоналите рассматриваемой группы массивов находятся на крайне низком уровне (0,03 – 0,23 кларка) .

Приведённая выше характеристика пород рассматриваемой группы массивов указывает на их магматическое происхождение, в связи с чем следует отметить ошибочность отнесения рассматриваемых диоритов, тоналитов и плагиогранитов к парнукскому комплексу. Диориты в его составе имеют тесную связь с габбро, являясь продуктами либо дифференциации базальтового расплава, либо кристаллизации расплава гибридного происхождения. Кроме того, в составе парнукского комплекса между диоритами и габброидами отмечаются постепенные переходы, а тоналиты и плагиограниты для него не характерны. В пределах полей развития диоритов рассматриваемой группы массивов, габброиды не представлены, для неё породный ряд ограничивается, с одной стороны, диоритами, а с другой – плагиогранитами .

Диориты рассматриваемого группы массивов по петрогенным элементам, при почти равных с парнукскими содержаниях в среднем составе SiO2, отличаются от последних значительно более низкими содержаниями TiO2, K2O, P2O5, суммарного железа, высокими CaO и повышенными Na2O и Al2O3. Они характеризуются резко повышенным содержанием Sr и более ярко выраженным дефицитом европия.Тоналиты этой группы массивов резко отличаются от гранодиоритов Лапчавожского массива более низкими содержаниями редких земель и целым рядом таких элементов как Th (в 13 раз), Cr, Ba, Zr, Rb, Cs, Co, Sc, As, Sb, Hf, Se (в 2,5 – 5,5 раз), Ni, U, Au (в 1,2-1,6 раза) .

В целом же геохимическая специализация рассматриваемой группы массивов проявлена в отношении Ni, Co, Sr .

Группа массивов гнейсо-гранитов представлена несколькими относительно крупными массивами и целым рядом мелких тел, развитых в ядерной части НКС, преимущественно в полях няртинской, реже маньхобеинской и щокурьинской свит, в зоне эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма. Во взаимоотношениях с вмещающими породами наблюдаются как резкие интрузивные контакты, так и постепенные переходы через зоны гранитизированных пород. Массивы отнесены к первой фазе сальнерско-маньхамбовского комплекса. Ранее они включались в состав николайшорского гранито-гнейсового комплекса [35]. Большинство исследователей гнейсо-граниты, а также небольшие интрузии умеренно-щелочных лейкогранитов, пространственно ассоциирущих с ними, включали в состав кожимского гранодиорит-гранитного комплекса [15, 177 и др.]. В.Г. Вигоровой [6] все они рассматривались как «водные» – глубинные граниты, в отличие от гранитов кожимского и сальнерско-маньхамбовского комплексов, производных «сухих» сиалических магм .

Другими геологами, в том числе и проводившими предшествующие ГСР-50, этот вывод оспаривается .

К описанной группе относятся Николайшорский, Хальмеръюский, Амбаршорский, Балашовский, Базисный, Няртинский, Устьняртинский массивы. Их размеры колеблются от 0,5х1 до 11х8 км, площади от 1,2 до 40 км2 .

Николайшорский массив. Расположен в районе верхнего течения р. Николай-Шор – левого притока р.Кожим. Представлен телом неправильной формы площадью 4,7 км2. Вмещающими породами служат образования няртинской, маньхобеинской и щокурьинской свит. Массив сложен мелко- и среднекристаллическими, реже крупнокристаллическими биотитовыми, мусковитовыми и биотит-мусковитовыми гнейсо-гранитами светло-серого, светло-розового цвета с катакластической структурой и гнейсовидной, нередко полосчатой текстурой. В породах отмечается тонкая рассеянная вкрапленность и гнездовидные выделения граната и тонкокристаллического магнетита .

В экзоконтактах количество граната иногда достигает 10%. Эндоконтакты характеризуются интенсивным развитием гнейсовидной текстуры .

В пределах массива отмечаются участки, сложенные гнейсо-плагиогранитами. Плагиоклаз в них представлен альбитом, развивающимся по первичному плагиоклазу, следы которого отмечаются в центральных частях кристаллов в виде ядер, сложенных эпидотом .

Хальмеръюский массив является наиболее крупным объектом комплекса. Как самостоятельное тело выделен из состава метаморфических пород няртинского метаморфического комплекса в процессе работ по ГДП-200 рассматриваемой территории. Расположен в верхнем течении р.Хальмеръю. Представляет собой тело неправильной формы с размерами 11 х 8 км, площадью около 40 км2, вытянутое в северо-западном направлении .

Массив сложен биотит-мусковитовыми мелко- среднезернистыми розоватыми, реже светлосерыми гнейсо-гранитами, в юго-восточной части, на левобережье р.Хальмеръю, в них отмечается широкое развитие порфиробластовой структуры. Порфиробласты представлены калиевым полевым шпатом, размер выделений до 3-4 мм. Зоны гранитизации, окружающие массив, характеризуются развитием в гнейсах и гнейсовидных кристаллических сланцах порфиробластов микроклина, а также прожилков кварц-полевошпатового состава, развивающихся в основном по плоскостям рассланцевания, совпадающим с осевыми плоскостями лежачих складок, параллельно которым ориентирована и гнейсовая текстура. Широко представлены пегматоидные образования аналогичного состава .

Остальные массивы этой группы имеют сходные строение и петрографический состав .

Петрохимическая характеристика массивов гнейсо-гранитов основана на данных по трём наиболее изученным в петрохимическом отношении массивам: Николайшорскому, Балашовскому и Амбаршорскому, средние их составы, а также средний состав гнейсо-гранитов приведены в прил. 9 .

По петрохимической классификации гнейсо-граниты относятся к умеренно-щелочному и нормальному петрохимическому ряду и принадлежат, в основном, семействам умереннощелочных гранитов, гранитов, умеренно-щелочных лейкогранитов, лейкогранитов. Средние составы Николайшорского и Амбаршорского массивов отвечают лейкограниту, а Балашовского – умеренно-щелочному лейкограниту. Для Николайшорского и Балашовского массивов в составе щелочей отмечается некоторое преобладание Na2O, для Амбаршорского – K2O. Средний состав пород отвечает лейкограниту (SiO2 – 74,42%, Na2O+K2O – 7,66%), относится к калиево-натриевой серии (Na2O/K2O – 1,27) с весьма высокой глинозёмистостью (al’ – 4,92). Агпаитовый индекс составляет 0,79 .



Pages:   || 2 | 3 |



Похожие работы:

«Психология. Журнал Высшей школы экономики, 2016. Т. 13. № 1. С. 27–39. ИЗОБРЕТЕНИЕ (ГОМО)СЕКСУАЛЬНОСТИ. ИСТОРИЧЕСКИЙ, СОЦИАЛЬНЫЙ И КУЛЬТУРНЫЙ АСПЕКТЫ И.С . АДМИРАЛЬСКАЯa a Университет штата Рио-де-Жанейро (EGeS/IMS/UERJ), R. So Francisco Xavier, 524, Maracana, Rio de Janeiro — RJ, Cep 20550-900, Бразилия Резюме В настоящем тексте п...»

«Местные практики и институциональные реформы водораспределения в бассейне реки Пяндж-Амударья, Афганистан Винсент Томас, Вамихулла Мумтаз и Мужиб Ахмад Азизи Ташкент 2013 2   Неофициальный перевод с английского Оригинал: Vincent Thomas, Wamiqullah Mumtaz and Mujib Ahmad Azizi. Mind the gap? Local practices and institutional reforms for water allocat...»

«34 Приложение 4 53.09.03 Искусство композиции Аннотации к программам дисциплин и практик учебного плана Б 1 Дисциплины (базовая часть) БЧ Раздел общекультурных дисциплин 1. История и философия искусства и культуры 2. Иностранный язык БЧ Раздел специальных дисциплин 3. Специальность (сочинение) 4. Методика преподавания специальност...»

«1 Муниципальное автономное дошкольное образовательное учреждение Центр развития ребенка-детский сад №2 МО Усть-Лабинский район ТЕМА: "Кладовая полезных штучек" или развитие любознательности и самостоятельности детей старшего дошкольного возраста в разных видах дея...»

«Историческая справка Кожно-гальваническая реакция (КГР) / Электрическая активность кожи (ЭАК) В 1849 году немецкий физиолог Дюбуа-Реймон (Dubois-Reymond) впервые заметил, что кожа человека имеет электрическую активность. Погружая конечности испытуемых в раствор сульфата цинка, он обнаружил, что движение электрического ток...»

«Детективные истории Аркхема Раздаточный материал Санкт-Петербург Студия 101 Детективные истории Аркхема Раздаточный материал: Похищение 12 АПРЕЛЯ: Дорогой дневник, ты станешь моим новым другом! Я буду писать поанглийски для практики. Сегодня был странный день. Э...»

«2012 · № 3 ОБЩЕСТВЕННЫЕ НАУКИ И СОВРЕМЕННОСТЬ В.М. ЛЕЙБИН Одиночество Игоря Кона Автор статьи, опираясь на автобиографические сведения из трудов И . Кона и опыт многолетнего личного знакомства, анализирует фе...»

«Федеральное государственное автономное учреждение высшего образования РОССИЙСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ ДРУЖБЫ НАРОДОВ ИНСТИТУТ ГОСТИНИЧНОГО БИЗНЕСА И ТУРИЗМА ОТЧЕТ ПО РЕЗУЛЬТАТАМ ИССЛЕДОВАНИЯ РОССИЙСКОГО УЧАСТКА ВЕЛИКОГО ШЁЛКОВОГО ПУТИ ВВЕ...»

«УЧЕНЫЕ ЗАПИСКИ КАЗАНСКОГО УНИВЕРСИТЕТА. СЕРИЯ ГУМАНИТАРНЫЕ НАУКИ 2016, Т. 158, кн. 1 ISSN 1815-6126 (Print) С. 14–26 ISSN 2500-2171 (Online) УДК 821.581+81'25 КИТАЙСКАЯ ЛИТЕРАТУРА В ИНТЕРПРЕТАЦИЯХ И ПЕРЕВОДАХ Л.З. ЭЙДЛИНА Р.Ф. Бекметов1, Шуцзюань Чжан2 Казанский (Пр...»

«В ПЛАМЕНИ ТРЕХ ВОЙН (история одной семьи) Нет в России ни одной семьи, которая не испытала бы на себе огонь войны. Нашу семью огненные годы коснулись трижды – Первая мировая, гражданская, Великая Отечественная война. История семьи Курченко начинается с тихого украинского села Глобино Полтавской облас...»

«92 маршрут запорожье расписание до кладбища full version Download: 92 маршрут запорожье расписание до кладбища full version Выполните вход в вашу сетевую учетную запись Rockstar Games Social Club The Sims СредневековьеРазработчик The Sims StudioИздатель Electronic Arts The Sims Medieval под названием " Пираты и знать ", в...»

«О.В. Гисем ИСТОРИЯ УКРАИНЫ УЧЕБНИК ДЛЯ 7 КЛАССА общеобразовательных учебных заведений Рекомендовано Министерством образования и науки Украины ТЕРНОПОЛЬ НАВЧАЛЬНА КНИГА — БОГДАН УДК 74.266.3 ББК 63.3 (4 Укр.) Г 46 Рекомендовано Мін...»

«ISSN 2227-61 65 А.С. Шувалова PhD, магистрант кафедры кино и современного искусства факультета истории искусства РГГУ anna.shuvalova@ymail.com ДЕМАТЕРИАЛИЗАЦИЯ АРТ-ОБЪЕКТА КОНЦЕПТУАЛЬНОГО ИСКУССТВА В СВИДЕТЕЛЬСТВАХ ЛЮСИ ЛИППАРД* В статье исследуются взгляды арт-критикаи куратораЛюси The art...»

«Переславская Краеведческая Инициатива. — Тема: музей. — № 5013. Торжественный митинг посвящённый открытию музея, увековечивающего пребывание В. И. Ленина в Горках Переславских в связи с печатанием...»

«АКАДЕМИЯ НАУК СССР ВОСТОЧНАЯ комиссия ГЕОГРАФИЧЕСКОГО ОБЩЕСТВА СССР СТРАНЫ И НАРОДЫ ВОСТОКА П од о б ще й р е д а к ц и е й члена-корреспондента АН СССР Д. А. О Л Ь Д Е Р О Г Г Е ВЫП. XVIII ГЕОГРАФИЯ. ЭТНОГРАФИЯ. ИСТОРИЯ ПАМЯТИ А. В. КОРОЛЕВА В ИЗДАТЕЛЬСТВО " НАУК А* Главная редакция восточной литературы. Москва 1976 Г. П. Михалевич ПЕ...»

«ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА 2009 История №2(6) УДК 93/94 (430).041 А.С. Вершинин ГРИММЕЛЬЗГАУЗЕН И НАЖИВА: ТРАДИЦИЯ И ЕЕ МЕНТАЛЬНЫЕ МУТАЦИИ НА ГЕРМАНСКОЙ ПОЧВЕ КАНУНА НОВОГО ВРЕМЕНИ Анализируются приведенные в романе Г.Я.К. Гриммельзгаузена "Симплициссимус" модели поведения, связанные с приобре...»

«МАРТ 2018 SOCIETE GENERALE В РОССИИ ПРИЗНАННЫЙ ЛИДЕР НА ФИНАНСОВОМ РЫНКЕ РОССИИ ГРУППА SOCIETE GENERALE ОБЩАЯ ИНФОРМАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТЫ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ СТРАТЕГИЧЕСКИЕ ПРИОРИТЕТЫ 2020 ИСТОРИЯ БИЗНЕСА В РОССИИ ЗАГОЛОВОК ПРЕЗЕНТАЦИИ Стр.2 ГРУППА SOCIETE GENERALE : ОБЩАЯ ИНФОРМАЦИЯ...»

«ГЕНДЕРНАЯ СОЦИОЛОГИЯ Н.Ю. Данилова СРОЧНИКИ, ПИДЖАКИ, ПРОФЕССИОНАЛЫ: МУЖЕСТВЕННОСТИ УЧАСТНИКОВ ПОСТСОВЕТСКИХ ВОЙН В статье проводится анализ типов мужественности разных социально-профессиональных категорий военнослужащих. Цель — представить разнообразие типов мужественности военнослужащих, проана...»

«ОСНОВНАЯ ПРОФЕССИОНАЛЬНАЯ ОБРАЗОВАТЕЛЬНАЯ ПРОГРАММА ПОДГОТОВКИ МАГИСТРА по направлению 46.03.01 История Магистерская программа Всеобщая история М. 1.1.2 Модуль Методология и методы исторического исследования. Актуальные проблемы истори...»

«ОБЩАЯ ЭТНОГРАФИЯ Этнос в доклассовом и раннеклассовом обществе/Под ред. Б р о м л е я Ю. В., Куббеля Л. е., Першица А. И. М.: Н а у к а, 1982. 253 с. З а последние два десятилетия отечественная историческая наука, з а н и м а ю щ а я с я изучением первичной ф...»




 
2019 www.mash.dobrota.biz - «Бесплатная электронная библиотека - онлайн публикации»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.