Курсовой по Структурной геологии. Записка Q-40-120. Территория, располагающаяся в пределах западного склона Урала, занимает центральную
 Скачать 61.82 Kb.
|
|
Арьяншорская толща (V1ar) слагает на крайней юго-западной части планшета Седъюскую синклиналь, расположенную в пределах Саблегорского палеограбена, Арьяншорскую, Вангыро-Патокскую, а также ряд более мелких синклиналей междуречья Вангыр – Войвож-Сыня, осложняющих Патоквожско-Косьюнский палеовыступ. Толща сложена в нижней части разреза переслаивающимися вишневыми и зелеными сланцами, алевросланцами с мелкими линзами кремнистых образований или пепловых туфов, линзовидными телами кремовых брекчиевидных рифогенных доломитов мощностью первые метры и конгломератов. Этот пестроцветный горизонт, мощностью от 20 до 200 м, вмещает марганцевое оруденение и является маркирующим. В юго-западном углу территории листа отложения арьяншорской толщи согласно перекрывают кислые вулканиты саблегорской свиты; в остальных случаях «пестроцветы» залегают с размы- вом на сланцах мороинской, либо на кварцитах хобеинской свиты, иногда с линзами конгломератов в основании (западный фланг Паток-Войвожской антиклинали). Вверх по разрезу пестрые сланцы сменяются серо-зелеными сланцами, алевросланцами, алевролитами, песчаниками и гравелитами. Наиболее полный разрез толщи находится в районе левобережья р. Седъю (восточное крыло Седъюской синклинали – западное крыло Паток-Войвожской антиклинали). Сланцы, алевритистые сланцы, кварц-хлорит-альбитового, альбит-хлорит-серицит-кварцевого, серицит-кварцевого состава, характеризуются лепидогранобластовой, бластоалевропелитовой структурой и слоистой (сланцеватой) текстурой. Состав: альбит – 10-60%, микрозернистый агрегат кварца – от 15-30% до 55-70%, микрочешуйчатый агрегат хлорита и гидро- слюд до 50%, эпидот, карбонат, гематит – 5%; содержание последнего в вишневых разностях достигает 30%. Алевролиты, песчаники, конгломераты характеризуются бластоалевритовыми и бластопсефитовыми структурами и сланцеватой, массивной, полосчатой, слоистой текстурами. Кластиче- ский материал составляет 50 – 95% и представлен обломками пород (кварциты, кислые эффузи- вы) и минералов (кварц, полевой шпат). Цемент– базальный, поровый, пленочно-поровый, сложен гранолепидобластовым хлорит-серицитовым агрегатом. По химическому и минерально-петрографическому составу песчаники относятся к вулканомиктовым полевошпатовым грау- ваккам. Площади развития арьяншорской толщи соответствует знакопеременное магнитное поле интенсивностью -50…-100 до +50…+100 нТл. На крайнем западе южной половины листа, вероятно, вследствие присутствия в подстилающем разрезе высокомагнитных образований саблегорской свиты, магнитное поле над терригенным разрезом арьяншорской толщи осложнено положительной аномалией интенсивностью до 250 нТл с цепочкой максимумов до 400 нТл. Магнитная восприимчивость пород в среднем составляет (3-49)·10-5 ед. СИ. В поле силы тяжести разрезу толщи отвечает знакопеременное поле интенсивностью –2…+4 мГал. Плотность пород колеблется в пределах 2,61-2,80 г/см3. В пределах Вангыро-Патокской синклинали (на руч. Безымянном) и в междуречье Вангыр – Войвож Сыня, а также на крайнем юго-западе площади, наблюдается залегание на сланцах арьяншорской толщи молассовых образований лаптопайской свиты. Нижняя граница последней проводится по смене серо-зеленых или пестроцветных алевросланцев, алевролитов черными углистыми сланцами, содержащими рассеянную гальку и прослои конгломератов. Возраст свиты – ранний венд, устанавливается на основании вендского комплекса микрофоссилий (данные авторов), определенных Л.Н. Ильченко из пестроцветных сланцев верховьев р. Надежд, а также прилегающей с юга территории, с руководящими формами: Spumosina rubiginosa (Andr.) emend. Jank. et Medved., Bavlinella faveolata Schep., Podolina minuta Herm. emend. Vidal., Botuobia wernadskii (Schep.). Baltisphaeridium (Sciagia) perrarum Jank., Leiosphaeridia atava (Naum.) Jank., L. laminarita (Tim.) Jank., и согласного залегания на кислых эффузивах саблегорской свиты, датируемых верхним рифеем–нижним вендом. Мощность отложений арьяншорской толщи до 900-1000 м. Ордовикская система Нижний отдел Нижнеордовикские отложения состоят из четырёх крупных трансгрессивных ритмоциклов. На Приполярно Урале нижние три выделяются в обеизскую свиту, четвертый – в саледскую. Обеизская свита (O1ob). Отложения свиты занимают около 30% территории листа, слагая водораздел рек Лимбекою - Нидысей и хр. Курсамбай, широко распространены в верховьях рек Вангыр, Харота, Ягиней. Изолированные участки отложений свиты следятся также на юго-востоке листа в бассейне р. Парнук. Свита с размывом и угловым несогласием залегает на обра- зованиях верхнего протерозоя-раннего кембрия. Сложена красноцветными терригенными породами всего гранулометрического спектра. Верхняя граница проводится в основании четвертого ритмо-цикла и на большей части территории совпадает со сменой окраски пород: красно- цветной на зеленоцветную. Непрерывные разрезы всей свиты на площади отсутствуют, но по отдельным фрагментам устанавливается, что она состоит из трех некартируемых на территории листа трансгрессивных ритмоциклов, которые рассматриваются в ранге подсвит. Нижняя подсвита имеет незначительное площадное распространение. Наиболее полные разрезы находятся на хребтах Лапапай и Курсамбай. Цвет пород - светло-серый, серый с зеленоватым или розоватым оттенком, сиреневато-серый. В нижней части широко развита псефито- вая ритмо-гамма, достигающая мощности 200 м [131]. Обломочный материал представлен галькой и гравием кварца и розовато-серых кварцитов. Выше разрез представлен разнозернистой песчаной ритмо-гаммой. Песчаники кварцевые, кварцитовидные, олигомиктово-кварцевые. Мощность подсвиты 400 -500 м. Средняя подсвита хорошо обнажена по всей площади развития свиты, лучшие ее разрезы находятся в верховьях р. Нидысей. В основании также содержит псефитовую ритмо-гамму (гравелиты, гравелитистые песчаники), но мощность ее незначительна, основная часть разреза сло- жена ритмично переслаивающимися песчаниками и алевролитами вишневого цвета, состав которых варьирует от кварцевого до полимиктового. В верхах появляются прослои малиновых филлитов. Мощность подсвиты 350-400 м. Верхняя подсвита имеет широкое площадное распространение, образуя протяженные разрезы. Наиболее представитель ный из них обнажается на западном склоне г. Сундук. Разрез подсвиты характеризуется светло-серым, розовато-серым цветом пород и существенно кварцевым их составом. В нижней части присутствует красноцветная псефитовая ритмо-гамма мощностью 70 м с галькой и гравием кварца и кварцитов; выше залегают преимущественно кварцевые пес- чаники, в верхах появляются прослои гематитовых сланцев. Мощность подсвиты до 110 м. Для всего разреза свиты характерна косая слоистость различных генетических типов, среди которых можно выделить слоистость дельт, кос, баров, дюн, пересыпей. Часто в основании косых серий наблюдаются окатанные обломки подстилающих пород, указывающие на наличие локальных перерывов в осадконакоплении. Диагональная и перекрестная слоистости характерны для грубозернистых псаммитовых разностей и псефитов; пологоволнистая, линзовидная, горизонтальная – для мелкозернистых и алеритовых разностей. Конгломераты, наиболее характерные для нижней подсвиты, представлены зеленовато-серыми, серыми, розоватыми или фиолетово-серыми массивными разностями с хорошо окатанными и полуокатанными гальками, сгруженность которых достигает 50-90%. Состав галек на 90-99% определяют жильный кварц и, реже, кварциты, встречаются обломки филлитовидных и кварц-хлоритовых сланцев. Цемент базальный серицит-кварцевый или гематит-серицит-кварцевый песчано-гравийной размерности, Гравелиты обеизской свиты в основном ква рцевые, реже олигомиктовые кварцевые. Гравий составляет 75-90% объема породы и на 70-90% представлен кварцем. Полевых шпатов содержится 5-20%, горных пород – до 5-10%. Последние представлены микрокварцитами, слюдисто- кварцевыми породами, гранитами и вулканитами кислого состава. Окатанность материала средняя, сортировка плохая. Цемент бластоалевропсаммитовый базально-поровый, в ассоциации с регенерационным слюдисто-кварцевым, с переменным количеством рудной пыли (гематит, лейкоксен), с редкими зернами циркона, апатита, турмалина и ортита. Песчаники по содержанию кварца в обломочной части подразделяются на кварцевые, олигомиктовые кварцевые, мезомиктовые кварцевые, полимиктовые. Кластический материал (до 85-90% от объема породы) представлен кварцем (50-80%), полевыми шпатами (5-25, реже до 40%), горными породами (5-15, редко до 45%) – микрокварцитами, обломками переменного кварц-серицит-хлоритового, слюдисто-кремнистого состава. Обломки полуокатаны, сортировка средняя и плохая. Цемент бластоалевритовый поровый, базально-поровый серицит-кварцевый, серицит-хлоритовый с тонкодисперсной примесью гематита. Алевролиты отличаются от песчаников размером обломочных зерен и значительно худшей сортировкой. Алевритистые сланцы и сланцы переменного кварц-серицит-гематитового состава состоят из смеси крупнозернистой массы гематита (15-30, редко до 70%), серицита (30-45, до 70%), кварца (15-20, до 40%), незначительного количества (5-10%) хлорита, единичных зерен турмалина, циркона, лейкоксена, апатита. Средняя плотность пород свиты – 2,65 г/см3, магнитная восприимчивость– 6.х10-5ед. СИ. Органических остатков в свите не обнаружено, и ее нижнеордовиксий возраст определяется согласным залеганием под фаунистически охарактеризованными породами саледской свиты аренигского возраста и над средне-верхнекембрийскими(?) образованиями кор выветривания и алькесвожской свиты. Мощность свиты достигает 850 - 1000 м. Интрузивный магматизм Ранневендские интрузии Парнукский комплекс диорит-габбровый гипабиссальный (νV1p, νδV1p, δV1p). В пределах рассматриваемой территории представлен довольно крупным (60 км2) Парнукским массивом, расположенными южнее небольшой (3,7 км2) интрузией и серией более мелких тел. Кроме того, образования его развиты в пределах Неройско-Патокского массива (2), который сложен преимущественно гранитами сальнерско-маньхамбовского комплекса. Парнукский комплекс проявлен в одной фазе. Петротип – Парнукский массив. Парнукский массив. Расположен в истоках рек Вангыр, Мань-Хобе-Ю, Парнук, имеет линзовидную форму, вытянут в северо-восточном направлении на 18 км, при ширине 6 км. Массив залегает преимущественно согласно с вмещающими отложениями пуйвинской и мороинской свит. Линия контакта в плане плавная, на отдельных участках слабоизвилистая, извилистая. Секущие контакты характерны для северо-восточного и юго-западного окончаний массива. Падение поверхности контакта крутое (60-80°) на восток, юго-восток. Массив пространственно совмещён с хорошо выраженной близизометричной, несколько вытянутой в северо-восточном направлении гравитационной аномалией с максимальными длятплощади значениями до +12 мГл и с не менее хорошо выраженной, на фоне отрицательноготмагнитного поля, резкоградиентной положительной аномалией до 150 нТл. Внутреннее строение массива сложное, характеризуется наличием фациального ряда габброт– габбродиорит – диорит (кварцевый диорит). Указанная смена пород происходит в направлении от центра интрузии к контакту с вмещающими породами и к гранитам более позднего сальнерско-маньхамбовского комплекса, представленного в пределах массива. Переходы между породами указанного ряда постепенные, что обусловлено метасоматическим преобразованием габбро под воздействием гранитных интрузий. Соотношение этих пород на современном эрозионном срезе следующее: габбро – 10%, габбродиориты – 40%, диориты (кварцевые диориты) – 50%. Кварцевые диориты развиты преимущественно в зоне контактов. В эндоконтактах габбро, габбродиориты и диориты часто интенсивно рассланцованы, хлоритизированы и амфиболизированы. В южной части массива габбро развиты в виде небольших участков среди амфиболизи- рованных диоритов и кварцевых диоритов. Диориты, кварцевые диориты и габбро этой части массива имеют такситовые, полосчатые текстуры, ярко выраженное непостоянство количест- венного сотношения минералов. Полосчатость обусловлена чередованием пород разного состава. Основываясь на этих данных, Б.А. Голдин и М.В. Фишман предположили инъекционно-метасоматическую природу кварцевых диоритов, образованных в результате воздействия более поздних гранитов на габброиды. В экзоконтакте во вмещающих породах проявлены ороговикование, амфиболизация, на контакте с доломитизированными мраморами – скарнирование. Габбро, габбродиориты, диориты представляют собой зеленовато-серые, серые, до тёмно-серых, породы массивной и гнейсовидной текстуры, мелкокристаллической, реже среднекри- сталлической структуры, состоят из плагиоклаза, роговой обманки, реже пироксена; для диоритов характерны: увеличение содержания биотита, что обусловлено воздействием более поздних гранитов и более кислый плагиоклаз. Акцессорные минералы представлены апатитом, сфеном,магнетитом, турмалином. Вторичные – актинолитом, хлоритом, биотитом, кварцем, серицитом, альбитом, кальцитом. По данным Б.А. Голдина и М.В. Фишмана, габбродиориты состоят из плагиоклаза (андезина и лабрадора) (65-70%), бурой и зелёной роговой обманки (25-30%), моноклинного пироксена (2-5%). Автометасоматические изменения пород основного состава выразились в амфиболизации пироксенов, сохранившихся в виде реликтов зёрен. Амфиболизация проходила в несколько стадий. На первой, самой высокотемпературной, стадии происходило замещение моноклинных пироксенов красновато-коричневым амфиболом (керсутитом), затем керсутит замещался зелёной роговой обманкой, а та, в свою очередь, – бледно-зелёным актинолитом. Замещение актинолита хлоритом – частое явление, связаное с более поздними метаморфическими и метасома- тическими процессами. Глубина формирования массивов комплекса незначительна, по текстурно-структурным особенностям пород, слагающих массивы, можно говорить о гипабиссальных условиях. Средний химический состав комплекса, отвечающий умеренно-щелочному габбродолериту или долериту, геохимически специализирован, по данным приближённо-количественного ана- лиза, на свинец (1,8 кларка), цинк (1,4), ванадий (1,2). Кроме того, по данным количественных определений, отмечается геохимическая специализация его на торий (1,7), рубидий (1,3), литий (1,3). Таким образом, отмечается явная литофильная геохимическая специализация комплекса (свинец, торий, рубидий, литий, цинк), сочетающаяся с явно пониженными содержаниями таких элементов как никель, титан, хром, медь. Такая нехарактерная геохимическая специализация габброидного комплекса отличает его от габброидных комплексов всех известных формаций, в том числе и трапповой (базальт-долеритовой), и является, по всей видимости, результатом воздействия гранитов сальнерско-маньхамбовского комплекса, с интрузиями которого тела габброидов парнукского комплекса пространственно совмещены, образуя, нередко, единые массивы. Это Неройско-Патокский, а также массивы, расположенные за пределами рассматриваемой площади – Малопатокский, Кулемшорский, Патоквожский и ряд других. Металлогеническая специализация комплекса не проявлена. Имеющиеся повышенные содержания некоторых элементов, отмеченные выше, имеют геохимический уровень и объясня- ются интрузиями гранитов, как и пространственно совмещённое с телами габброидов вольфрам-молибденовое грейзеново-гидротермальное оруденение штокверкового типа. Возраст комплекса определяется по геологическим данным как ранневендский. Верхняя возрастная граница обусловлена тем, что габброиды комплекса подвергнуты воздействию гра- нитов сальнерско-маньхамбовского комплекса, для которого имеются определения абсолютного возраста (V2-Є1), нижняя – тем, что габброиды прорывают риолиты саблегорской свиты (по- кровная фация одноимённого комплекса), возраст которых определён уран-свинцовым методом в 642 млн. лет. Сивъягинско-манарагский комплекс монцонит-габбровый гипабиссальный (μδ V1s). Выделен первоначально как габбро-сиенит-монцонитовый. В пределах площади представлен тремя небольшими (0,2-1,8 км2) телами монцодиоритов и диоритов, расположенных в верховьях р. Манараги (руч. Олений). Интрузии прорывают отложения мороинской свиты, представленные серицит-кварц-хлоритовыми и кварц-серицит-хлоритовыми сланцами с прослоями мраморов. В пределах рассматриваемой территории интрузии комплекса из-за малых размеров в физических полях не проявлены. Форма тел неправильная, общее направление их вытянутости субмеридиональное. Контакты с вмещающими породами резкие, последние ороговикованы, в них отмечаются апофизы мон- цодиоритов. На контактах с доломитизированными известняками – зоны эпидот-везувиановых и амфиболовых скарнов. Скарнирование наблюдается по северному контакту восточного тела. В связи с интрузиями отмечается эпидотизация, окварцевание. Ширина зоны контактовоизменённых пород не превышает 30-50 м. Строение интрузий простое, по направлению к контактам отмечается уменьшение зернистости. Дифференциации не наблюдается. Основность диоритов (монцодиоритов) увеличивается от ценра тел к краевым частям. Монцодиориты и диориты (кварцевые диориты) – светло- или тёмно-зелёные среднекристаллические породы массивной текстуры, гипидиоморфнозернистой структуры. Минеральный состав диоритов: олигоклаз-андезин (85-87%), кварц (5-7 %), биотит (2-3%), роговая обманка (1%). Биотит, как и роговая обманка, в значительной степени хлоритизирован. Акцессорные минералы представлены цирконом и апатитом. Химические составы диоритов приведены в Прил. 4. По параметру Na2O/K2O = 1,3 они относятся к калий-натриевой серии, по коэффициенту глинозёмистости (al′ = 1,94) характеризуются как высокоглинозёмистые. В междуречьи Косью и Ломесьвожа отмечается серия даек монцодиоритов, диоритов, сиенитов. Углы падения даек составляют 60-75°, падение восточное, юго-восточное. Диориты, слагающие дайки, состоят из плагиоклаза (77-80%), роговой обманки (20%), хлорита (1-3%). Акцессорные минералы представлены цирконом, сфеном. Сивъягинско-манарагский комплекс рассматривался выделившими его авторами [9] как гипабиссальный эквивалент лорцемпейского (саблегорского) комплекса, представленный серией пород от габбро до сиенитов и монцонитов. Отмечалось, что эта серия является результатом дифференциации базальтовой магмы. Формирование комплекса в различных районах происходило по-разному. В районе р. Сивяги (за пределами территории) сформировалась последовательно дифференцированная серия пород, а в районе р. Манараги – контрастная габбросиенитовая серия. Согласно одной из основных классификаций, комплекс относится к сиенит-габбровой формации. Согласно классификации Ю.А. Кузнецова, его следует рассматривать в составе формации дифференцированных габбровых и норитовых интрузий. Согласно авторам Карты магматических формаций СССР, комплекс принадлежит габбро-монцонит-сиенитовой формации. Геохимическая специализация комплекса ограничивается бериллием, иттрием, молибденом, серебром, стронцием, барием, цирконием, титаном. Возраст комплекса определяется по геологическим данным как ранневендский на том основании, что интрузии комплекса прорывают образования мороинской свиты позднерифейского возраста, а на сопредельных территориях – и вулканиты кислого состава саблегорской свиты. Взаимоотношений тел комплекса с геологическими образованиями более молодого возраста не отмечено. Сальнерско-маньхамбовский комплекс гранит-лейкогранитовый. Выделен М.В. Фишманом и Б.А. Голдиным как гранит-гранодиоритовый комплекс, с 1968 года упоминается как сальнерско-маньхамбовский. Проявлен в двух фазах. Первая представлена преимущественно гранитами, гранодиоритами. Вторая – лейкократовыми гранитами, гранитами, гранит-порфирами. В пределах рассматриваемой территории комплекс представлен Сальнерским, Вангырским, Неройско-Патокским, Няртинским, Водораздельным, Безымянным, Гранитным, Дорожным массивами. Сальнерский, Няртинский, и Неройско-Патокский массивы представлены на площади частично. Сальнерский массив представляет первую фазу ком- плекса, остальные – вторую. Первая фаза. Сальнерский массив (γV2-Є1sl1, γδV2-Є1sl1). Сальнерский массив, вернее егочасть, является единственным представителем первой фазы на площади. Расположен в истоках р.р. Бол. Паток, Манья, Парнук. Форма массива на значительном протяжении вытянутая, массив ориентирован в северо-восточном направлении, прорывая породы мороинской свиты, и представляет собой, по сути, серию цепочкой вытянутых тел, являющихся, несомненно, единым целым, ширина выходов меняется от 0,5-1 до 2 км. Лишь к юго-востоку и востоку от Парнукского массива, в истоках р.р. Парнук, Маньхобею отмечается резкое расширение площади массива, здесь же отмечается развитие широкой надынтрузивной зоны, представленной ороговикованными породами мороинской свиты. Поверхность контактов на субмеридионально вытянутом участке массива согласна с общим падением пород. Переход от гранитов к вмещающим породам резкий. Западный контакт характеризуется широким проявлением процессов гранитизации. Восточный – развитием процессов ороговикования во вмещающих породах с образованием граната и кианита. Ширина полосы ороговикованных пород колеблется в пределах 0,5-3 км. Площадь ороговикованных пород вдоль восточного контакта в пределах листа составляет около 30 км2. В целом площадь орого викованных пород в зоне влияния Сальнерского массива составляет 50 км2. С учётом этого площадь массива может составить около 100 км2. Основная часть массива сложена крупнозернистыми огнейсованными биотитовыми крупноочковыми гранитами с порфировой структурой. Только в центральной части – междуречье Няртаю и Щекурья – в оторочке крупноочковых гранитов отмечаются более равномернозернистые среднезернистые малослюдистые граниты. В северной части массив (истоки Парнука и Маньхобею) сложен крупно- и среднезернистыми биотитовыми гранитами. В эндоконтактах отмечается развитие пород с непостоянным соотношением минералов, изменяющихся от гранитов до гранодиоритов, кварцевых диоритов и тоналитов. Наибольшее развитие эти породы получили в зоне контакта гранитов и габброидов Парнукского массива. По направлению к парнукскому массиву отмечается увеличение основности гранитов, увеличивается количество биотита и роговой обманки, по трещинкам в гранитах и гранодиоритах развивается турмалин. Граниты содержат большое количество ксенолитов, в различной степени гранитизированных, в них часто отмечаются порфиробласты микроклина. Ксенолиты габброидов небольшой величины имеют остроугольную, округлую и эллипсоидальную форму, отмечается появление небулитов («теневых» ксенолитов). Микроскопически граниты разделяются на микроклин-пертитовые и плагиограниты. Последние, при этом, имеют подчинённое значение и отмечены в северной и южной оконечностях массива. В составе массива преобладают граниты, представляющие собой породы с гипидиоморфнозернистой структурой, катакластической и бластогранитовой, реже порфировидной. По данным минералогического анализа микроклин-пертитовые граниты состоят (объёмные %) из плагиоклаза (27-30), микроклина (32-34), кварца (27-30), биотита (4-5), мусковита (2-3), хлорита (до 5), эпидота (до 5), циркона (до 3). Вторичные минералы представлены мусковитом, эпидотом, гранатом, альбитом, кальцитом, хлоритом и лейкоксеном, акцессорные – магнетитом, ильменитом, турмалином, апатитом, монацитом, сфеном, рутилом, цирконом, ксенотимом, ортитом, шпинелью. Контактовые изменения. Для гранитов характерно появление гнейсовидной текстуры. Кварцито-песчаники, расположенные внутри массива в виде полосообразных тел, осветлены. Осветление наблюдается и в гранитах, в зоне шириной до нескольких метров от контакта, сопровож- дающееся уменьшением количества слюд и зернистости породы. На удалении от контакта 5-10 м обычный очковый облик гранитов восстанавливается. Сланцы даже на значительном растоянии от контакта гранитизированы, мигматизированы, ороговикованы и окварцованы. Мощность всей зоны перехода 200-220 м. В приконтактовой зоне часто наблюдается развитие граната. Этот процесс захватывает и граниты и вмещающие породы. В последних его развитие иногда приводит к образованию пород, близких к гранатовым скарнам. Гранат у контакта крупный, с удалением от него уменьшается размер зёрен и их количество. Зоны изменения сланцев имеют мощность 10-50 м. Иногда приконтактовые изменения оказываются на значительном удалении от гнранитов – в обн. 966, 418 на расстоянии 250-500 м от контакта с гранитами обнажаются андалузитовые сланцы и роговики. Граниты внедрялись по ослабленной зоне согласно с простиранием пород и приурочены к узкому антиклинальному поднятию. Есть факты, указывающие на межпластовый характер залегания тела на некоторых участках. Широкое развитие получила альбитизация. Петрохимическая характеристика пород массива приведена в Прил. 6. Граниты характеризуются повышенными содержаниями олова и пониженными – бария. Вторая фаза. Вангырский массив (lγV2-Є1sl2, γπV2-Є1sl2). Расположен нены в бассейне р. Юж. Вангыр. Форма массива в плане неправильная, с извилистыми и заливообразными контурами. Ориентирован длинной осью в широтном направлении. По длинной оси достигает 9 км, в поперечнике – до 5 км. Вмещающие породы – отложения пуйвинской, хобеинской и мороинской свит. В южной и северной частях массива чётко устанавливается рвущий контакт. На восточном контакте можно наблюдать согласное залегание его с вмещающими породами. Плоскость контакта падает под углом 75-80° на северо-восток. Массив сложен преимущественно среднезернистыми порфировидными гранитами. В эндоконтактовых зонах встречаются более мелкозернистые разности. Порфировидность ярче проявляется вблизи ксенолитов, особенно габбродолеритовых. Цвет пород светло-серый, зеленовато и желтовато-серый. Общий тип гранитов лейкократовый. В восточной части массива получили развитие гнейсовидные граниты. Ксенолиты имеют размеры от долей сантиметра до сотен метров. Форма ксенолитов неправильная, границы нечёткие. Вблизи ксенолитов основного состава граниты обогащаются биотитом, гранатом, ортитом. В восточной части массива, где широко распространены останцы кровли габброидов и известковистых пород, граниты имеют переменный количественно-минеральный состав, структуру. С увеличением количества плагиоклаза и уменьшением калишпата, наблюдается постепенный переход от гранитов к гранодиоритам и кварцевым диоритам. Внешне это серые или зеленовато-серые среднезернистые породы. Непостоянство количественно-минеральных соотношений и структур позволяют считать их гибридными образованиями. Их появление связано с ассимиляцией гранитным расплавом известковистых пород и габброидов. С гранитами генетически связаны жильные породы, представленные мелкозернистыми аплитовидными гранитами, аплитами, кварцевыми диорит-порфиритами. Мелкозернистые аплитовидные граниты развиты, в основном, в восточной эндоконтактовой области. На контактах с гранитами в них отмечается некоторое уменьшение зернистости. Макроскопически они резко отличаются от вмещающих их гранитов. Мощность даек достигает 100-200 м. Структура их часто аллотриоморфнозернистая. Состоят из плагиоклаза, микроклина, кварца, биотита. Акцессорные минералы – апатит, циркон, ортит, сфен, ильменит. Вторичные – хлорит, мусковит, гранат, минералы эпидот-цоизитовой группы и лейкоксен. Они характеризуются незначительным преобладанием натрия над калием. Наиболее часто встречающиеся породы из жильных образований – аплиты. Преимущественно отмечаются в эндоконтактовых зонах массива. Мощность жил аплитов от 1 мм до 1,0 м. Макроскопически это розовые, розовато-красные мелкозернистые породы. Состоят, главным образом, из кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата. Присутствуют биотит и мусковит. Вторичные представлены хлоритом, серицитом, мусковитом и эпидотом, лейкоксеном. Акцессорные минералы – ильменитом, цирконом. Структура аплитовая, участками гипидиоморфнозернистая. В ряде случаев отмечаются микропегматитовая и гранофировая структуры. Количественно-минеральный состав (объёмные %): кварц – 44, микроклин – 35, плагиоклаз – 20, биотит – 0,5 и прочие – 0,5. Для аплитов характерно преобладание натрия над калием. Граниты редко сохраняют первичную гипидиоморфную структуру. Обычны вторичные структуры – бластогранитовая, катакластическая, милонитовая или бластомилонитовая. Некоторые разности гранитов имеют порфировидную структуру с бластогранулитовой основной массой. Породы состоят (объёмные %) из кварца (40), калишпата (26), плагиоклаза (30) и биотита (1), прочих (3). Акцессорные минералы представлены цирконом, ильменитом, турмалином, ортитом, апатитом, пиритом, флюоритом, молибденитом, рутилом. Вторичные – эпидотом, цоизитом, сфеном (лейкоксеном), альбитом, гранатом, серицитом (мусковитом), кварцем, хлоритом. Контактовые изменения характеризуются ороговикованием вмещающих сланцев, появлением граната, биотита, реже андалузита, послойных мигматитов. На контакте с габбро в гранитах развивается гранат, в габбро отмечаются развитие микроклина, альбитизация плагиоклаза, биотитизация амфибола, появление циркона и ортита. К контактовым изменениям следут отнести появление кварцевых диоритов и гранодиоритов на контакте с габбро. Гибридное происхождение первых подтверждается необычной ассоциацией акцессорных минералов, изменчивостью состава породообразующих минералов. Главные минералы этих порд – плагиоклаз, кварц, амфибол и биотит, в незначительных (до 6 %) количествах присутствует калишпат. Вторичные минералы представлены гранатом, хлоритом, альбитом, эпидотом, цоизитом, серицитом, кальцитом, лейкоксеном. Акцессорные представлены цирконом, апатитом, сфеном, турмалином, ильменитом, для гибридных порд типичны пирротин, халькопирит, ортит. По химическому составу граниты являются лейкократовыми, для них характерно преобладание натрия над калием. Автометасоматические изменения представлены альбитизацией, грейзенизацией. В затронутых этими процессами гранитах отмечается повышение содержания магнетита, появление молибденита, флюорита. Раннекембрийские интрузии Малопатокский комплекс долеритовый гипабиссальный (βЄ1 m). величине SiO2 = 47,58% и сумме щелочей (Na2O+K2O = 2,70%) он соответствует долериту, по величине коэффициента глинозёмистости al′=0,76, располагается на линии раздела умеренно-глинозёмистых и низкоглинозёмистых пород. Фигуративные точки составов располагаются в областях низкоглинозёмистых и умеренно-глинозёмистых пород. Коэффициент фемичности (f′ = 21) указывает на то, что долериты представляют собой породы, переходные от мезократовых к меланократовым. Для долеритов комплекса характерно низкое отношение K2O/TiO2 (0,3 для среднего состава), что вызвано в целом низкими содержаниями K2O. Фигуративные точки составов этих по- род на классификационной диаграмме SiO2 – Na2O+K2O располагаются, в подавляющем большинстве, в полях семейства долеритов, единичные анализы отвечают пикродолеритам, в которых содержание MgO достигает 15,72%. По отношению щелочей (Na2O/K2O = 5,3) средний состав комплекса имеет натриевый тип щёлочности. Отдельные анализы попадают в поле калийнатриевой серии, тяготея к границе раздела с натриевой серией. По данным спектрального полуколичественного анализа породы комплекса характеризуются очень низкими содержаниями Ba и Sr, кларк концентрации, соответственно, 0,5 и 0,1. Выше кларковых находятся содержания Rb (2,4) Be (2,2) Zr (2,0), Sn (1,2). Низкие содержания Ba и Sr и высокие Rb и Be, являются характерной чертой пород основного состава всех комплексов рассматриваемой территории. Возраст комплекса как раннекембрийский определяется на том основании, что долериты прорывают тела гранитов сальнерско-маньхамбовского комплекса поздневендско-раннекембрийского возраста. Наиболее характерные взаимоотношения долеритов комплекса с гранитами установлены в пределах Неройско-Патокского массива (руч.Патоквож – левый приток р.Б. Паток). С более молодыми образованиями взаимоотношений тел комплекса не наблюдается. Интрузии каледоно-герцинского тектоно-магматического этапа Позднекембрийские интрузии Сивъягинский комплекс пикритовый гипабиссальный (ωЄ3s). Назван по реке Сивъяга, в истоках которой был выделен в 1972 году, где и располагается петротип комплекса. На наличие ультраосновных пород в приосевой зоне Приполярного Урала указывалось ранее как самими авторами выделения комплекса, так и ещё раньше – их предшестенниками. Первоначально пикриты района р.Сивъяги рассматривались в составе парнукского габбро – диоритового комплекса вместе с габброидами. В пределах площади получил развитие в юго-восточной её части, в тесной ассоциации с интрузиями парнукского комплекса. Представлен мелкими дайкообразными телами пикритов мощностью от первых метров до десятков метров и протяжённостью от первых десятков метров до первых сотен метров. Автометасоматические изменения пикритов и пикритовых порфиритов комплекса представлены серпентинизацией, которой подвержены вкрапленники и стекловатый базис, сложенные оливином. По петрохимической классификации породы комплекса относятся к семейству пикритов и принадлежат к нормальному петрохимическому ряду с соотношением CaO/Al2O3 меньше 1, содержанием TiO2 не более 1 мас. % и постоянным преобладанием Na2O над K2O, и относятся к группе континентальных рифтогенных формаций, конкретно – к диабаз-пикритовой формации. Возраст комплекса основан на характере взаимоотношений его тел с другими стратифицированными и интрузивными образованиями. Так, отмечается тесная пространственная ассоциация тел комплекса с интрузиями сивъягинско-манарагского и парнукского комплексов. Тела пикритов секут интрузии этих копмлексов (сивъягинско-манарагского – за пределами площади), возраст которых определён как ранневендский. Нижняя возрастная граница комплекса определяется не только секущим положением его тел по отношению к ранневендским парнукскому и сивъягинско-манарагскому комплексам, но и данными о наличии проявлений интрузивного магматизма основного состава (малопатокский комплекс) после становления гранитов сальнерско-маньхамбовского комплекса. В то же время следует отметить, что интрузивных взаимоотношений пикритов сивъягинского комплекса с гранитами сальнерско-маньхамбовского комплекса не отмечено. Наиболее молодыми образованиями, возраст которых имеет абсолютную датировку и которые прорываются телами пикритов, являются вулканиты нижней подсвиты саблегорской свиты. Возраст комплекса как послегранитный принимается в соответствии с решениями Петрографических совещаний по магматизму Севера Урала. ТЕКТОНИКА Территория листа расположена в пределах двух надпорядковых субмеридиональных структур – Предуральского краевого прогиба и Уральской складчатой системы, осложненной Кожимским поперечным поднятием. Последнее вмещает антиклинорное сооружение (Ляпинский антиклинорий), представляющее собой ряд линейных антиклиналей и синклиналей северосеверо-восточного простирания. Байкальский структурный этаж (доуралиды) сложен дислоцированными метаморфизованными осадочными, вулканогенно-осадочными и интрузивными образованиями рифеянижнего кембрия, которые относятся к двум структурно-вещественным комплексам, отвечающим геодинамическим обстановкам континентального шельфа активизированной платформы (карбонатно- кварцито-сланцевая, сланцевая, фалаховая, карбонатно-сланцевая формация) и внутриконтинентального рифта (базальт-трахибазальтовая, риолитовая, пестроцветная сланцевая, базальт-долеритовая, сиенит-габбровая, молассовая, гранит-лейкогранитовая формации). Байкалиды обнажаются в пределах южной половины листа, а на севере перекрываются уралидами. Структурный план доуралид в значительной мере обусловлен верхнерифейско-вендским рифтогенезом. Основную роль при этом играли заложившиеся в позднем рифее две рифтовые ветви: западная – Патокско-Саблегорская, или Саблегорский грабен, и восточная – Тынаготская (Тынаготский грабен), и расположенный между ними межрифтовый блок. Тынаготская рифтовая палеодолина находится за пределами территории листа и большей частью перекрыта южным окончанием Лемвинского и Присалатимским аллохтонами. Сложнопостроенный Саблегорский палеорифт имеет в плане ломанную конфигурацию с обычным для рифтов изменением направления оси примерно под ∠120о. В пределах площади листа межрифтовый блок осложнен Патоквожско-Косьюнским выступом, контуры которого обусловлены изменением направления оси палеограбена. В районах стыка рифтовой зоны с межрифтовым блоком наблюдается сопряжение типа «притыкания» вулканогенных пород саблегорской свиты и осадочных – арьяншорской толщи Саблегорского грабена с более древними образованиями активизированной платформы. В заключительную стадию байкальского рифтогенеза доуралиды были дислоцированы с образованием пликативных структур типа открытых линейных или брахиформных, иногда телескопированных, складок. На крайнем западе листа в пределах рифтового грабена сформировалась линейная Седьюская синклиналь шириной до 4-5 км., субпараллельная меридионально ориентированной оси палеорифта. На крайнем западе Патоквожско-Косьюнского выступа, в районе его сопряжения с бортом Саблегорского грабена, располагается сжатая Патоквойвожская антиклиналь шириной до 1 км., выполненная кварцитами хобеинской свиты, с осью, суб- параллельной границе выступа. В пределах западной части межрифтового блока заложилась Вангыро-Патокская брахисинклиналь, замыкающаяся вблизи южной границы площади, имеющая ширину до 25 км., и так же, как и Паток-Войвожская, грубо повторяющая очертания вы- ступа. Ось структуры меняет ориентировку от северо-западной в южной части до меридиональной в средней, с некоторой тенденцией к развороту в северо-восточном направлении. В осевой части брахисинклинали находится одноименная синклиналь шириной до 5 км, образовавшаяся на месте впадины, носившей некоторые черты авлакогена. Ядерную часть ее слагают осадки лаптопайской молассы. На периферии Вангыро-Патокской брахиструктуры располагается серия осложняющих синклинальных и антиклинальных складок. Сводовые части антиклиналей: Светлинской, Водо раздельной и других, шириной от 1 до 4 км,. сложены породами хобеинской свиты. В ядрах синклиналей, наиболее крупной из которых является Арьяншорская (ширина до 4 км), залегают осадки мороинской свиты и арьяншорской толщи. В восточной части ПатоквожскоКосьюнского выступа размещается Вангырская брахиантиклиналь, сопоставимая по размерам (ширина 20-24 км) с Вангыро-Патокской брахисинклиналью и сопряженная с ней с запада, а с севера – с Юнковожско-Манарагской синклиналью. В ядерной части Вангырской брахиантиклинали заключены сланцы пуйвинской свиты, вмещаюшие одноименный структуре гранитный массив; купол сложен породами хобеинской и мороинской свит. Структура осложнена серией разрывных нарушений. Вблизи северного сопряжения Саблегорского рифта с Патоквожско-Косьюнским выступом проходит ось сжатой Правоманарагской антиклинали, сменяющей к северу Юнковожско-Манарагскую синклиналь. Падение северного крыла антиклинали (северные румбы), очевидно, субсогласно с падением борта рифтового грабена. Сводовая часть антиклинали сложена карбонатно-сланцевым разрезом мороинской свиты. Структуры, осложняющие Патоквожско-Косьюнский выступ, за исключением складок (Паток-Войвожской и Правоманарагской антиклиналей), трассирующих сопряжения межрифтово- го блока с бортами грабенов, в герцинскую фазу тектогенеза испытали опрокидывание к западу и имеют восточное падение осевых плоскостей и крыльев приблизительно под ∠40-55º. Осевые плоскости структур, располагающихся на границе выступа и рифтовых грабенов, имеют субвертикальное падение. Западное крыло Паток-Войвожской и северное Правоманарагской антиклиналей имеют падения, близкие к падению бортов рифтовых грабенов (западного и северного, соответственно), приблизительно под ∠60º. С востока Вангырская брахиантиклиналь окаймляется Народнинской синклиналью, сопрягаясь с последней по Западному Народнинскому разлому. Народнинская синклиналь имеет ширину от 2 до 5 км, образована породами мороинской свиты, шарнир ее воздымается в северо- восточном направлении. Осевая плоскость (как и крылья) запрокинута к юго-востоку. Крайний юго-восточный угол площади слагает фрагмент западного крыла крупной Хобеизской брахиантиклинали – структуры второго порядка, занимающей восточную часть межрифтового блока и сопряженной с его западной частью по зоне долгоживущего Народнинского раз- лома. Крыло Хобеизской структуры осложнено серией мелких складок, наиболее крупная из которых – Няртинская антиклиналь. Последняя сложена сланцевым разрезом пуйвинской свиты и вмещает одноименный структуре гранитный массив. Шарнир ее, предположительно, погружается в северо-восточном направлении. Все структуры западного крыла Хобеизской брахиантиклинали в пределах территории листа запрокинуты к востоку и характеризуются западным падением (приблизительно от 20 до 40º) осевых плоскостей и крыльев. Западные («неуральские») падения могут быть обусловлены тем, что в эпоху герцинского тектогенеза Хобеизская структура с некоторым обрамлением перемещалась на запад как единый Хобеизский блок с незначительными пликативными деформациями. Дизъюнктивные нарушения байкальского возраста развиты в юго-западной части территории листа (юго-западнее р. Вангыр). Они субпараллельны южному ограничению Патоквожско-Косьюнского выступа, имеющему северо-западное направление, и, возможно, являющимся трансформным разломом. Полезные ископаемые. Черные металлы Железо Оруденение Вангырского проявления представлено телами неправильной формы, ветвящимися прожилками, гнездами и вкрапленностью гематита, реже магнетита в доломитах мороинской свиты, прорванных маломощными телами гранит-порфиров сальнерско-маньхамбовского комплекса. Протяженность рудных тел колеблется от 2-3 м до нескольких десятков метров, мощность – от нескольких см до 3 м. Оруденение прослежено в бортах ручья Рудного на протяжении 3 км. Руды существенно гематитовые, количество магнетита изменяется от 10 до 40%, из второстепенных рудных минералов присутствует сидерит, халькопирит, пирит. Прогнозные ресурсы категории Р2 составляют 28-29 тыс. т руды, при среднем содержании железа 44%. Марганец Марганцевому оруденению сопутствует железорудная рассеянная и вкрапленная минерализация (гематит, в меньшей степени магнетит), иногда образующая не только маломощные (1-2 см) слойки, но и более крупные скопления (проявление Харотинское – III-2-2). Нередко в силикатных, карбонатно-силикатных рудах и во вмещающих породах рудо- носного горизонта присутствует убогая вкрапленность пирита, халькопирита, галенита. Процессами окисления, в значительной степени, затронуты лишь карбонатные руды. В отдельных случаях установлены собственно окисленные руды, где марганец на 75-100% находится в форме MnO2. Гипергенная минерализация марганца также при- сутствует в редких прослоях и линзах светло-серых песчаников существенно кварцевого состава, залегающих в марганценосном горизонте. В пространственном размещении минеральных типов марганцевых руд отмечается определенная закономерность. Руды, содержащие силикаты марганца, как правило, развиты в пределах зон влияния гранитов сальнерско-маньхамбовского комплекса. Тогда как на удалении от гранитных интрузий выявлены только карбонатный и окисный тип оруденения. По-видимому, силикаты марганца сформировались при метаморфизме первичных карбонатных руд под влиянием гранитов. Непосредственно на контактах с гранитами, где метаморфизм проявлен еще ярче, в силикатных рудах, кроме спессартина, формируются родонит, пьемонтит, розовый турмалин и гранат альмандин-спессартинового состава. В окисных рудах также появляется спессартин, а браунит частично замещается гематитом. Содержания марганца колеблются в широких пределах, от 3,2 до 32,9%, составляя в среднем 7-13%. Помимо марганца иногда присутствуют: Pb – до 0,25%, Cu – до 0,15%, Zn – до 0,08%, Au – до 0,45 г/т, Ag – до 3 г/т ( П. IV-3-7; ПМ. III-2-32; IV-3-10). Руды относятся к высококрем- нистым, убогим и весьма бедным. Проявление Надеждинское (IV-3-7) находится на правом борту р. Бол. Паток. Общая протяженность выходов марганценосного горизонта на проявлении составляет около 6 км. Суммарная мощность рудных интервалов колеблется от 3,0 до 15,0 м. Руды в подавляющей массе существенно силикатного состава. Прогнозные ресурсы категории Р2 оценены в 25 млн.т руды со средними содержаниями Mn – 7%, Fe – 6,16%, P – 0,06% и SiO2 – 59,8%. Из них прогнозные ресурсы окисных руд составляют 43 тыс. т. руды при содержании Mn –10-18%, Fe – 5-7%, P – 0,06-0,07%, SiO2 – 55% [91]. По содержанию марганца и по составу (преимущественно силикатный) руда является некондиционной. Проявление не представляет промышленного интереса. Цветные металлы Медь Пункты минерализации меди гидротермального генезиса можно разделить на двегруппы. Первая отнесена к оруденению медного кварцево-жильного рудноформационного типа. Сульфидная минерализация, представленная рассеянной и прожилково-гнездовой вкрапленность пирита, халькопирита или халькозина приурочена в основном к маломощным кварцевым жилам и прожилкам. |