авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 17 | 18 || 20 | 21 |   ...   | 30 |

«Федеральное агентство по образованию Государственное образовательное учреждение высшего профессионального об- разования Ухтинский государственный ...»

-- [ Страница 19 ] --

Исследовались цирконы из образца гранита (массив Большой Камешек) и образца сиенита (массив Крайний Камешек), рубидий-стронциевый возраст которых составляет 5976 и 6036 млн. лет соответственно (табл. 5). Для каждого образца проанализировано по четыре кристалла. Средневзвешенное значение возраста гранита составляет 621±3.5 млн. лет, а сиенита – 613±2 млн. лет. Полученные датировки достаточно хорошо совпадают с руби дий-стронциевыми, хотя и несколько древнее последних. Возможно, это связано с различ ным временем закрытия изотопных систем, или с влиянием не идентифицированных более древних унаследованных доменов, особенно в цирконах из гранита, но главное заключается в том, что датировки по цирконам подтверждают поздневендский возраст гранитов и сиенитов Северного Тимана. По-видимому, образование этих пород и гранитоидов фундамента Печор ской плиты происходило в разное время и в разных геодинамических обстановках, поэтому рас смотрение гранитогенеза на Тимане и Печорской плите как единого процесса нецелесообразно.

Завершается интрузивный магматизм внедрением дайковой серии щелочных габброи дов. Их рубидий-стронциевый возраст составляет 534 млн. лет, что соответствует раннему кембрию по современной шкале геологического времени (Odin, 1994).

Самые поздние преобразования магматических пород обусловлены процессами при разломного дислокационного метаморфизма, получившего широкое развитие в ордовике, на рубеже 455 млн. лет, который подтверждается многочисленными минеральными калий аргоновыми и рубидий-стронциевыми датировками (Андреичев, 1998).

Средний Тиман. Среди докембрийских осадочно-метаморфических образований фундамента Среднего Тимана выделяются обдырская, четласская, быстринская, кислоручей ская и вымская серии, выходящие на поверхность в пределах Обдырского поднятия, Четлас ского и Цильменского Камней, а также Вымской гряды. Геохронологически изучены весьма слабо. Целенаправленные исследования проводились лишь при калий-аргоновом датирова нии отложений обдырской (коллекция В. Г. Оловянишникова) и четласской (коллекция В. И. Степаненко) серий.

В первом случае исследовались глинистые сланцы, степень вторичных изменений ко торых не превышает стадии позднего (глубинного) катагенеза, обусловленного метаморфиз мом погружения (Гецен и др., 1985). Анализировалась глинистая фракция, состоящая из серицита, хлорита и гидрослюды типа иллита. В результате из 10 образцов только у одного возраст составляет 760 млн. лет, а остальные образуют компактную совокупность в интерва ле 990-945 млн. лет, интерпретируемую как время проявления катагенных преобразований.

Основанием для суждений о достоверности полученного возраста могут служить исследова ния С. Мурбата (1967), установившего, что метаморфизм низкой ступени, в процессе которо го тонкозернистые глинистые осадки превращаются в хорошо разлистованные аспидные сланцы и филлиты, достаточно интенсивен, чтобы обусловить удаление всего аргона, при Стратиграфия, литология и магматизм сутствовавшего ранее в обломочных зернах, и, следовательно, значения возраста в данном случае должны соответствовать возрасту метаморфизма.

Установленный возраст практически отвечает границе среднего и позднего рифея.

Для отложений обдырской серии он выполняет функцию верхнего возрастного предела, по скольку ограничивает время седиментации и, следовательно, ставит под сомнение правомер ность отнесения их к верхнему рифею (Верхний докембрий..., 1986;

Рифей..., 1987;

Гецен, 1987;

Оловянишников, 1998). На основании имеющихся геохронологических данных можно говорить, что отложение осадков обдырской серии могло происходить, по крайней мере, в среднем рифее.

Иной возраст установлен по серицитам и мусковитам (фракция -0.05 мм) из кварц серицитовых алевролитов, песчаников и сланцев визингской свиты четласской серии (верх няя часть толщи). Из девяти калий-аргоновых датировок семь варьируют в диапазоне 740 720 млн. лет (табл. 6). Не исключено, что они отражают время преобразования глинистого материала в слюды в условиях начального метагенеза или возраст зеленосланцевых измене ний. Геологический возраст четласской серии дискуссионен. Ранее она датировалась сред ним рифеем (Верхний докембрий..., 1986;

Рифей..., 1987;

Гецен, 1987). По современным представлениям В. Г. Оловянишникова (1998) она относится к верхнему рифею и нижнему венду(?), то есть моложе 700 млн. лет. Геохронологические данные это отчетливо опровер гают и свидетельствуют в пользу более древнего возраста четласской серии.

Докембрийский разрез Вымской гряды состоит из кислоручейской и вымской серий.

Калий-аргоновыми датировками по монофракциям новообразованного биотита охарактери зована лишь кислоручейская серия (табл.6).

Их возраст варьирует от 795 до 710 млн. лет и, по-видимому, отвечает времени прояв ления зонального метаморфизма в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фа ций (Гецен и др., 1985). Геохронологические данные не согласуются с принятым Межведомственным стратиграфическим комитетом возрастом этой серии на уровне кудаша раннего венда (Верхний докембрий..., 1986). Скорее всего, геологический возраст кислору чейской серии соответствует среднему рифею, а если учесть мнение В. Г. Гецена и В. А. Дедеева (1990) о коррелируемости кислоручейской серии с микулкинской п-ова Кани на, то не исключен и раннерифейский возраст. Среди магматических образований фундамен та Среднего Тимана известны диабазы и щелочные пикриты.

Диабазы локализованы вдоль зоны Центрально-Тиманского разлома. Они представ лены дайками и силлами северо-западного простирания незначительной (первые метры) мощности, прорывающими отложения четласской и быстринской серий. Возраст диабазов до настоящего времени остается предметом дискуссий.

Причина тому - большой разброс калий-аргоновых датировок как по породе в целом (1430-780 млн. лет), так и по отдельным минералам: амфибол – 1375-1010 млн. лет, биотит – 1060 млн. лет, плагиоклаз – 2710-1320 млн. лет. Особенно это характерно для диабазового силла, залегающего в сланцах паунской свиты (верхняя часть разреза быстринской серии) на р. Бобровой, который всегда был объектом повышенного внимания со стороны исследовате лей, скорее всего, по причине своей геохронологической аномальности. На протяжении дли тельного времени эти диабазы изучались Г. Н. Акимовой, В. Г. Геценом, Б. А. Мальковым, А. М. Плякиным, которые не пришли к единому мнению об их возрасте. Ситуация усугубляется еще и тем, что строго не определено стратиграфическое положение паунской свиты, объем и границы которой до сих пор точно не выяснены.

Б. А. Мальков (1971) считает, что ее возраст среднерифейский. Аналогичной точки зрения придерживается также Л. Т. Белякова (устное сообщение). По ее мнению, паунская свита по общему характеру толщи, присутствию в ней углеродистых сланцев напоминает среднерифейскую пуйвинскую свиту на Приполярном Урале. В то же время на возраст паун ской свиты имеется иная трактовка, выдвигаемая В. Г. Геценом и Н. Г. Пыховой (1977). На основании определений акритарх, строматолитов и онколитов возраст отложений паунской сви ты оценивается этими исследователями как верхнерифейский.

Таблица 6. Результаты калий-аргонового датирования метаморфических пород Среднего Тимана Источник, № № К, Возраст, Место взятия Название породы Минерал Arрад., автор п/п образца мас., % млн. лет коллекции Четласская серия 1 83а р. Бобровая сланец биотитовый биотит 6,73 373,6 665(680) Акимова, р. Косью, скв.155, инт. Алевролит кварц 2 1350-2 серицит 4,63 290,5 735± 114,5-123,4 м серицитовый р. Косью, скв.18, инт. Песчаник кварц 3 1231-1 мусковит 4,08 282,1 795± 101,3-102,6 м мусковитовый мусковит 4 1231-2 там же -»- 3,62 203 670± Геофизическая характеристика земной коры мусковит 5 1231-3 там же -»- 5,61 344,9 720± Степаненко сланец кварц р. Косью, скв.151 инт.

6 1301-1 серицитовый, фил- серицит 5,82 356,5 720± 206-218 м литовидный р. Косью, скв.161, инт.

7 1353а -»- серицит 6,86 128 730± 107,5-108 м р. Косью, скв.58, инт.

8 1363а -»- серицит 5,28 333,2 735± 188,2-193,5м р. Косью, скв.62, инт. сланец кварц 9 1368 серицит 6,23 391 740± 156,8-179,6 м серицитовый р. Косью, скв.165, гл.

10 1346а -»- серицит 1,16 259,3 730± 170 м Кислоручейская серия 11 10348 р. Печорская Пижма сланец биотит 5,98 408,55 785(807) 12 10348а там же -»- биотит 5,97 411,5 795(812) Акимова, 13 34 Кислоручейская гряда -»- биотит 3,2 169 635(652) 14 935 устье руч. Кислого кварцит биотит 6,3 379,5 710±18 Степаненко сланец кварц 15 284 Вымская гряда биотит 7,1 458,5 750±19 Оловянишников хлорит-биотитовый Таблица 7. Результаты калий-аргонового датирования пород четласского комплекса Источник, № № К, Возраст, Место взятия Минерал Arрад автор п/п образца мас., % млн. лет коллекции 1 292 р. Мезень Флогопит 2.06 107.1 625 (643) Ивенсен,1964 г.

Мальков, 2 6 р. Косью, скв. 18 Флогопит 1.14 55.2 590 (545) Мельников, 1965 г.

3 106/1С.4 р. Косью, скв. 106, гл. 10,4 м Флогопит 3.47 143.20 515 ±13 Степанченко 4 1308 р. Косью, скв. 101, инт. 35,5-37,5 м Флогопит 4.60 216.20 57б±14 Степанченко 5 1261 р.Косью, скв. 33, инт. 65,5-66,5 м Флогопит 5.00 294.10 597±15 Степанченко 6 1262 Там же;

инт. 66,5-68.2м Флогопит 5.62 306.55 655± 15 Степанченко 7 74/1 р. Косью, канава 112 Флогопит 2.90 130.3 554±1? Степанченко »

8 74/2 Флогопит 3.67 161.1 543±1? Степанченко Геофизическая характеристика земной коры 9 122 р. Косью, канава 1637 Флогопит 4.62 227.2 592±15 Степанченко 10 80-1 р. Косью, канава 15011 Флогопит 3.72 39.1 650±32 Степанченко 11 80-2 » Флогопит 3.49 195.5 665±23 Степанченко 12 87-1 р. Косью, канава 15012 Флогопит 1.40 62/ 550±25 Степанченко 13 87-2 » Флогоогг 2.70 125.3 570 ±2] Степанченко 14 123/1 р. Косью Флогопит 3.22 147 го 565±23 Степанченко 15 155 верховья р. Мезень Флогопит 3.28 177.3 645±23 Степанченко 16 153 р. Мезень, нижний участок Флогопит 1.92 526±24 Степанченко 17 347/3 р. Косью, канава 347 Флогопит 7.26 344.25 580±14 Черный Карбонатиты 18 328 р. Косью, скв. 4.10, гл.5.6 м Флогопит 7.65 379.3 600±15 Степанченко 19 - р. Косью Флогопит 7.57 360.5 582 (605) Черный и др., 1972 г.

20 - » Флогопит 11.14 546.1 597 (604} Черный и др., 1972 г.

Метасоматиты 21 437 р. Косью Флогопит 4.25 222.2 520±14 Степанченко 22 523 р. Косью, канава 105 Флогопит 3.09 132.7 533±1Р Степанченко 23 480 р. Косью, канава 62 Флогопит 4.30 212.5 600±15 Степанченко 24 491 р. Косью, шурф 69-С Флогопит 5.70 326.1 593±15 Степанченко Гидротермалиты 25 414 р. Косью кпш 4.25 620.25 615±15 Степанченко 26 535 р. Косью, шурф 15 кпш 3.09 621.2 572±14 Степанченко 27 532 » кпш 4.30 526.2 546±14 Степанченко 28 465 р. Косью, канава 67 кпш 5.70 572.7 565±14 Степанченко Стратиграфия, литология и магматизм Впоследствии эта точка зрения была отражена в стратиграфической схеме верхнего до кембрия (Верхний докембрий..., 1986) и сохраняется до сих пор (Оловянишников, 1998).

Взгляды исследователей расходятся и в отношении возраста диабазов. Б. А. Мальков (1971) считает, что они имеют возраст 1200 млн. лет. В. Г. Гецен (1975) полагает, что дати ровки по диабазовому силлу являются радиологической аномалией, а истинный возраст диа базов находится в пределах 660-525 млн. лет.

По мнению Г. Н. Акимовой (1980), возраст диабазов лучше всего характеризуют зна чения, полученные по биотиту и амфиболу, то есть в интервале от 1375 до 1010 млн. лет.

Наконец, В. И. Степаненко (Костюхин, Степаненко, 1987) по валовой пробе диабаза, вскрытого скв. 40 на р. Косью и хорошо сохранившего первичный минеральный состав, оп ределен возраст в 775±35 млн. лет (обр. №1356: К = 1.50%, 40Arрад = 100.55 нг/г), который ин терпретируется как наиболее близкий ко времени кристаллизации.

По нашему мнению, трудно отдать предпочтение какому-либо варианту интерпрета ции. По всей видимости, какая-то часть датировок завышена вследствие присутствия избы точного аргона, случаи его обнаружения в породах основного состава известны, но это предположение, и для убедительности необходимы дополнительные исследования. Обраща ет на себя внимание обособление датировок по породе в целом, плагиоклазу и амфиболу на уровне 1300 млн. лет. Если предположить, что он действительно соответствует времени формирования диабазов, то в этом случае отложения паунской свиты следует отнести к ниж нему рифею. Нельзя безоговорочно принять за истинный возраст диабазов и цифру, полу ченную В. И. Степаненко, поскольку она не подкреплена минеральными датировками. Пока что на основании имеющегося геохронологического материала можно лишь констатировать, что вопрос о возрасте среднетиманских диабазов остается открытым. По-видимому, опреде ленную ясность об их возрасте могли бы дать результаты рубидий-стронциевого датирова ния или свинец-свинцовые датировки по единичным кристаллам циркона.

Следующую группу магматических пород составляют щелочные пикриты, которые совместно с метасоматическими карбонатитами, щелочными метасоматитами (фенитами, флогопитовыми слюдитами, полевошпатовыми метасоматитами) и гидротермальными гетит полевошпатовыми и кварц-гетит-гематитовыми породами входят в состав четласского ком плекса (Ивенсен, 1964;

Степаненко, 1977, 1979, 1982;

Черный и др., 1972, Костюхин, Степа ненко, 1987). Породы комплекса, формирование которых происходило в тесной структурной и временной связи, прорывают образования четласской и быстринской серий, перекрывают ся отложениями девона и локализуются в единых зонах глубинных разломов северо восточного простирания.

Возрастной диапазон, в пределах которого происходило образование комплекса, дос таточно велик. Его можно ограничить “снизу” возрастом метагенеза, так как формирование комплекса происходило позже, о чем свидетельствует замещение серицита новообразован ными минералами при контактово-метаморфических преобразованиях вмещающих пород.

Это предположение подтверждается калий-аргоновыми датировками по флогопиту и калиевому полевому шпату, которые варьируют от 665 до 515 млн. лет (табл. 7). Преобла дающее количество возрастных определений приурочено к рубежу 600 млн. лет, который и принимается за возраст четласского комплекса щелочных пикритов, фенитов и карбонатитов (Андреичев, Степаненко, 1983).

Южный Тиман. Породы фундамента выходят на поверхность в районе Очпармы и Джежимпармы. Геохронологически изучены крайне слабо, минеральных калий-аргоновых датировок нет, а немногочисленные данные по валовым пробам сланцев (Разницын, 1965) с учетом международных констант скорости распада калия варьируют в пределах 760-660 млн.

лет и, по-видимому, отвечают времени метаморфических преобразований.

Таким образом, несмотря на разобщенность в пространстве выходов докембрийского фундамента Канино-Тиманского региона, суммируя имеющиеся геохронологические мате риалы по метаморфическим и магматическим объектам, можно наметить в его эволюции следующие вероятные возрастные рубежи и этапы.

Стратиграфия, литология и магматизм Наиболее отчетливо проявляется на п-ове Канине, Северном, Среднем и Южном Ти мане этап 800-700 млн. лет, который, вероятнее всего, соответствует времени проявления ре гионально-метаморфических преобразований. С ним же на п-ове Канине связано формирование ранней генерации пегматитов. Рубеж 1100 млн. лет зафиксирован пока лишь по магматическим породам основного состава Северного Тимана. По-видимому, это начало магматизма не только на данной территории, но и во всем регионе. В пользу такого предпо ложения свидетельствует то обстоятельство, что возраст регионального метаморфизма севе ротиманских базитов коррелируется с возрастом аналогичных преобра-зований канинских, а, возможно, и среднетиманских метадиабазов.

Следующие проявления магматизма приурочены к рубежу 600 млн. лет. Это пегмати ты и монцониты п-ова Канина, оливин-керсутитовые габбро, сиениты и граниты Северного Тимана, а также щелочные пикриты, фениты и карбонатиты Среднего Тимана.

Завершается интрузивный магматизм на уровне 530 млн. лет. Такой возраст имеют граниты и пегматиты п-ова Канина и щелочные габброиды Северного Тимана. Наиболее поздние ме таморфические изменения пород связаны с процессами приразломного дислокационного ме таморфизма, получившего широкое развитие на рубеже 455 млн. лет.

Установленная возрастная последовательность эндогенных событий в Канино Тиманском регионе не претендует на окончательное и однозначное решение сложнейшей проблемы. Она отражает современное состояние геохронологической изученности магмати ческих и метаморфических объектов и рассматривается как возможный вариант. Ее даль нейшая корректировка, особенно в части, касающейся возраста базитового магматизма, станет возможной при наличии изотопных датировок по единичным кристаллам циркона.

Кроме того, эти данные в немалой степени будут способствовать конкретизации геологиче ского возраста стратиграфических подразделений фундамета Канино-Тиманского региона.

1.7. Структурно-метаморфическая эволюция докембрийских образований Исследователями Канино-Тиманского региона давно замечено, что степень деформа ции пород и их метаморфизма взаимосвязаны, поэтому для воссоздания истории структурно метаморфических преобразований докембрийских отложений наибольший интерес пред ставляют разрезы микулкинской серии на восточном побережье полуострова Канина.

Кроме того, было бы интересно сравнить результаты структурно-метаморфических исследований пород микулкинской и тархановской серий, залегающих в пределах единой структуры – Канинского антиклинория, а также пород барминской серии (сопоставимой по возрасту с тархановской серией), отделенных от разрезов Микулкинского мыса всего лишь 50-ти километровым водным пространством Чешской губы.

Структурная эволюция отложений микулкинской серии Микулкинская серия обнажается по побережью Чешской губы от губы Красной на се вере до мыса Варусале на юго-западе, по рекам Большой и Малой Песчанке, Сидур-Яге, Ча ичьей, а также по склонам сопки Песчаной. По В. Г. Гецену (1987), породы серии слагают ядро Микулкинской куполовидной антиклинали. Нижняя граница серии не обнажена, а за верх нюю принят горизонт амфиболит-эпидот-цоизитовых пород («скарноидов»). Серия представле на гнейсами, гнейсовидными сланцами алевро-псаммитовой размерности, кристаллическими сланцами и амфиболитами. Видимая мощность серии составляет около 1500 м.

Вопрос о возрасте отложений микулкинской серии остается нерешенным. Органиче ские остатки в породах серии отсутствуют. Данные по абсолютному возрасту немногочис ленны. Максимальная калий-аргоновая датировка соответствует 970 млн. лет (Гецен и др., 1985). Рубидий-стронциевая изохронная датировка по пегматитам, прорывающим гнейсы, равна 80910 млн. лет (Андреичев, Ларионов, 2000). Учитывая высокую степень метамор Стратиграфия, литология и магматизм физма пород и их положение в ядре Микулкинской антиклинали, В. Г. Гецен (1987) относил микулкинскую серию к низам верхнедокембрийского разреза Канино-Тиманского региона, а именно к нижнему рифею. Позднее он же (Оловянишников, 1998), на наш взгляд, без каких либо оснований стал включать ее в разрез верхнего рифея. По мнению В. Л. Андреичева (2000), позднерифейский возраст микулкинской серии исключается;

возможно, эти образо вания являются фрагментами блока (террейна?) раннерифейского, или даже раннепротеро зойского возраста. Структурные исследования пород микулкинской серии выполнялись нами, в основном, в береговых обнажениях по побережью Чешской губы. Современный структурный облик серии здесь определяют пологозалегающие изоклинальные складки (рис. 32 (1-4). В свою очередь, изоклинально перемятые отложения серии осложнены асим метричными складками, запрокинутыми либо на северо-восток, либо на юго-запад (рис. (2). Фотография фрагмента одной из толщ складок, запрокинутых на северо-восток, приве дена на рис. 32 (3). Шарниры лежачих и пологозалегающих изоклинальных складок ориен тированы в направлениях: северо-запад (аз. прост. 295-320) юго-восток (аз. прост. 115 140). Угол погружения шарниров достигает 30. В призамковых частях изоклинальных складок иногда удается выявить замки более ранних, тоже изоклинальных, или тесно сжатых складок (рис. 32 (4-5), которые отличаются ориентировками шарниров. Так, в случае, пока занном на рис. 32 (5), шарнир ранней складки погружается по аз. 340 под углом 10. Ориен тировка шарнира поздней складки имеет аз. 300, уг. 15. Это является свидетельством того, что пологозалегающие изоклинальные складки являются не первичными;

они сформирова лись по породам, ранее смятым в изоклинальные или тесно сжатые складки.

Рис. 32. Морфология складок в породах микулкинской серии. Мыс Микулкин Стратиграфия, литология и магматизм В соответствии с эмпирически установленными закономерностями структурной эво люции метаморфических комплексов (Глебовицкий, 1973;

Казаков, 1976;

Эз, 1978) можно предполагать, что до времени формирования лежачих изоклинальных складок породы ми кулкинской серии испытали две стадии деформаций. В первую стадию под действием стати стической нагрузки в результате вертикального сплющивания возникла сланцеватость (S1), параллельная слоистости пород (S0). Во вторую стадию при тангенциальном сжатии образо валась система тесно сжатых и изоклинальных складок (F2) с субгоризонтальными шарнира ми и круто ориентированными осевыми поверхностями, параллельно которым формировалась сланцеватость S2. Именно ядра этих складок, сформированных во вторую стадию деформаций, встречаются в виде реликтов в пологозалегающих изоклинально смя тых отложениях микулкинской серии.

Появление круто ориентированных (субвертикальных) поверхностей (S2) предопреде лило в дальнейшем развитие лежачих изоклинальных складок (F3) и сланцеватости (S3), па раллельной осевым плоскостям складок F3. Образование этих структурных элементов связано с радиальным сплющиванием и выделяется в третью стадию деформаций.

В четвертую стадию деформаций образуются асимметричные, обычно запрокинутые складки (F4). Судя по обратной веерообразной ориентировке осевых поверхностей складок, их формирование, скорее всего, обусловлено всплыванием Микулкинского купола, который в настоящее время представляет собой антиформу, осложненную небольшими синформами.

По результатам наших наблюдений ось антиформы проходит примерно в 1 км к западу от метеостанции на мысе Микулкине. К востоку от этой «оси» асимметричные складки запро кинуты на юго-запад (аз. прост. осев. плоскости - 300-330, уг.30-70 ЮЗ;

аз. погр. шарн.

310-320 и 130-140 при углах погр. от 5 до 60). К западу от нее асимметричные складки за прокинуты на северо-восток. При этом простирание осевых поверхностей складок и шарни ров изменяется в тех же пределах, что и для описанных выше складок (запрокинутых на юго-запад). Отмеченная закономерность в характере запрокидывания асимметричных скла док нарушается на отдельных участках, что может быть связано как со сложной конфигура цией поверхности Микулкинского купола, так и с проявлением более поздних деформаций.

Вдоль осевых поверхностей складок (F4) развивается кливаж (S4), который в малокомпе тентных образованиях (амфиболитах, кристаллических сланцах) часто полностью затушевы вает проявление более ранних плоскостных элементов.

С пятой стадией деформации связано образование трещин преимущественно северо западного простирания (S5), к которым приурочены жилы пегматитов, а также полевошпат кварцевые и кварцевые жилы.

Жилы, в свою очередь, разбиты системами трещин северо-западного субмеридио нального и северо-восточного простираний, а также будинированы. Вопрос о корреляции этих разрывов с дислокациями во вмещающих метаморфических породах остается недоста точно изученным. Их формирование с определенной долей условности можно выделить в шестую стадию деформаций.

Имеющийся в нашем распоряжении материал (собственные наблюдения, публикации и отчеты) не позволяет корректно описать дальнейшую историю деформаций пород микул кинской серии, хотя несомненно, что поздние тектонические события так или иначе прояви лись в рассматриваемых породах.

Более надежно они зафиксированы в слабометаморфизованных верхнедокембрийских образованиях, а также отложениях палеозойского платформенного чехла.

Метаморфизм пород микулкинской серии Породы микулкинской серии испытали сложную историю метаморфических преобра зований. Об этом свидетельствуют следующие факты:

Наличие признаков реакционных взаимоотношений породообразующих метаморфи ческих минералов. Наиболее часто отмечается замещение ставролита мусковитом, граната Стратиграфия, литология и магматизм мусковитом и биотитом (в породах кислого ряда) или плагиоклазом (в метабазитах).

Гранат по оптическим признакам часто обнаруживает неоднородность. В. Г. Геценом (1987) были описаны идиоморфные зерна альмандина, окруженные регенерированными грана товыми каймами неправильной формы с включениями рудных минералов, кварца, слюд и дру гих минералов. Такая же картина наблюдалась и нами в шлифах из сланцев, отобранных в году в районе сопки Песчаной. Подобная структура минералов свидетельствует об их формиро вании в течение двух разорванных во времени процессов кристаллизации (Раст, 1967).

Таблитчатые и пластинчатые минералы (роговая обманка, биотит, мусковит) в поро дах имеют различную ориентировку. Они могут располагаться параллельно осевым поверх ностям складок F2, F3, F4 или образовывать порфиробласты, секущие сланцеватость.

Локально в породах микулкинской серии проявляется низкотемпературный диафто рез, который выражается в замещении железно-магнезиальных минералов (граната, роговой обманки, биотита) хлоритом и эпидотом, плагиоклаза - альбитом и серицитом.

На карте метаморфизма Канино-Тиманского региона, приведенной в монографии В. Г. Гецена (1987), микулкинская серия полностью расположена в поле нерасчлененной ам фиболитовой фации умеренных давлений.

Фациальная диагностика пород обосновывается развитием парагенезисов мусковит + биотит + альмандин + ставролит и мусковит + биотит + кварц + плагиоклаз + альмандин + кианит силлиманит.

На карте метаморфизма, составленной А. П. Казаком (Казак и др., 1989), микулкин ская серия представлена в виде зонального метаморфического комплекса. Внутренняя сил лиманитовая зона характеризуется развитием парагенезиса гранат + силлиманит + мусковит + биотит + ставролит (реликтовый) + ортоклаз + кварц.

Для внешней зоны типичным минералов в метапелитах является ставролит, который встречается в парагенезисах с гранатом, биотитом, кианитом и мусковитом.

В метабазитах почти постоянно присутствует гранат. Изограды силлиманита и став ролита, по А. П. Казаку, имеют субмеридиональную ориентировку. По оценке И. П. Новицкого (1976), на основе анализа сосуществующих минералов (граната и биотита) температура метаморфизма достигала 725 оС, а давление – 8 кбар.

По нашим данным, в пределах области развития пород микулкинской серии типич ными являются парагенезисы: гранат + биотит + плагиоклаз + кварц ставролит кианит мусковит и роговая обманка + гранат + плагиоклаз.

Используя результаты экспериментально изученных минеральных равновесий (Доб рецов и др., 1972, Добрецов и др., 1974), попытаемся оценить термодинамические парамет ры метаморфизма. Максимальная температура устойчивости ставролитсодержащих парагенезисов с мусковитом -660С.

Положение нижней температурной границы появления гранитных расплавов – 630С.

Учитывая постоянное присутствие ставролита в ассоциации с мусковитом в породах соот ветствующего состава и ограниченное проявление признаков гранитизации в метапелитах, можно считать, что температура метаморфизма не превышала 630С.Минимальное давление определяется линией устойчивости кианитсодержащих пород. При температуре 630С оно будет равно 7,3 кбар, при снижении температуры до 600С – 7 кбар.

Максимально возможное давление можно оценить по положению линии полной экло гитизации метабазитов. При температуре 630С давление соответствует 12 кбар. В нашем случае более реальными представляются минимальные значения давлений, так как, во первых, в породах отсутствуют признаки эклогитизации и, во-вторых, иногда отмечается силлиманит. С учетом вышесказанного давление можно оценить интервалом 7-8 кбар.

Новые оценки термодинамических параметров метаморфизма пород микулкинской серии были получены в последнее время на основе микрозондового анализа сосуществую щих гранатов и биотитов в гнейсах и кристаллических сланцах (H.Lorenz at all, 2001). При этом в центре Микулкинской брахиантиклинали рассчитанные температура (590-615С) и давление (6,8-7,6 кбар) оказались выше, чем на крыльях (соответственно 585-605С и 6,3 Стратиграфия, литология и магматизм 6,5 кбар). Как видно из вышеописанного, полученные нами значения температур и давлений близки рассчитанным по микрозондовым анализам минералов и несколько ниже приведен ных в работе И. П. Новицкого (1976).

Суммируя эти данные, можно констатировать, что условия метаморфизма отложений микулкинской серии отвечали средним ступеням фации дистеновых сланцев (t=580-630C и р=6-8 кбар), пограничным по давлению с эпидот-амфиболитовой фацией. Температура мета морфизма, рассчитанная И. П. Новицким, представляется нам завышенной.

Как уже отмечалось выше, в породах микулкинской серии встречаются оптически не однородные (зональные) гранаты. Характер неоднородности свидетельствует об их форми ровании в течение двух разорванных во времени процессов кристаллизации. Этот факт указывает на то, что охарактеризованный выше метаморфизм является не первым для рас сматриваемых образований. Более или менее точно определить условия ранее проявившего ся метаморфизма пока не представляется возможным. Можно лишь утверждать, что он был тоже относительно высокотемпературным. Во всяком случае, температура должна была быть не ниже 500С, выше которой устойчивы гранатсодержащие парагенезисы. Для более точной оценки термодинамических условий проявления этого эндогенного события необходимы до полнительные исследования.

Локально в породах серии проявляются метасоматические преобразования.

А. П. Казаком с соавторами (Казак и др., 1989) выделено три разновидности метасоматоза, которые подтверждаются и нашими наблюдениями. По мнению названных авторов, они про являются стадийно. В первую, щелочную, стадию породы претерпели гранитизацию. Вторая стадия (кислотного выщелачивания) характеризовалась широким развитием мусковита и кварца. В третью стадию проявился железо-магнезиальный метасоматоз. Одним из продук тов этого метасоматоза являются «скарноиды», представляющие собой амфиболизированные и эпидотизированные карбонатные породы. Описанная стадийность проявления метасоматоза ха рактерна для многих метаморфических комплексов и вряд ли может быть подвергнута сомне нию, хотя в целом процесс, по-видимому, был относительно кратковременным: все три стадии метасоматоза, судя по наблюдениям в обнажениях, связаны с четвертой стадией деформаций.

Структурная эволюция отложений тархановской и барминской серий Породы тархановской серии обнажаются на хр. Пае, а также по рекам Тарханову, Песцовке, Тавро-Яге, Песчанке, Мурсей-Яге и др. Серия состоит из трех толщ (свит): ниж ней - кварцито-сланцевой, средней существенно сланцевой и верхней флишоидной (Ге цен, 1987). Общая мощность серии до 4500 м. По данным В. Г. Гецена, отложения тархановской серии залегают согласно на породах микулкинской серии и, таким образом, относятся либо к среднему (Гецен, 1987), либо к верхнему (Оловянишников, 1998) рифею.

По данным В. Л. Андреичева, калий-аргоновый возраст метабазитов, прорывающих отложе ния тархановской серии, 670 млн. лет (колл. В. Г. Оловянишникова).

Барминская серия, являющаяся аналогом тархановской серии (Гецен, 1975), обнажа ется по восточному побережью Чешской губы, рекам Черной, Мал. Черной, Великой, руч. Болванскому. Серия включает три свиты: румяничную - песчано-алевро-сланцевую, ма лочернорецкую существенно сланцевую и ямбозерскую, отличающуюся от малочернорец кой свиты незначительным развитием вулканогенных образований. Мощность серии превышает 3500 м. Вопрос о возрасте отложений барминской серии, как и ее аналога - тар хановской серии, остается дискуссионным. Обосновывалась принадлежность серии к ранне му рифею (Гецен, 1975);

среднему рифею (Верхний докембрий..., 1986;

Гецен, 1987), верхнему рифею (Оловянишников, 2000) и венду (Акимова, 1996). В последние годы по габбро-диабазам, прорывающим отложения барминской серии, получена рубидий стронциевая изохрона 110039 млн. лет (Андреичев, 1998), что определяет возраст пород се рии не моложе среднего рифея.

По характеру структурной эволюции тархановская и барминская серии довольно Стратиграфия, литология и магматизм близки (Гецен, 1987). Структурный портрет обеих серий определяют моноклинально зале гающие пачки пород, осложненные мелкими складками, пространственно связанными, как правило, с дайками и жилами.

Формирование пологих моноклиналей В. Г. Гецен (1987) связывает со ступенчатым проседанием земной коры в условиях растяжения. Последующее тангенциальное сжатие приводит, по В. Г. Гецену, к трансформации ранних простых структурных форм в крутые изоклинальные складки, опрокинутые на юго-запад.

Проведенные нами структурные исследования отложений барминской серии в бас сейне р. Черной и на восточном побережье Чешской губы показывают, что действительно моноклинально залегающие толщи иногда осложнены тесно сжатыми складками. Это отчет ливо выявляется при анализе косой слоистости. Однако такие складки развиты локально. По мнению норвежских специалистов А. Седлецкой и Д. Робертса, природа этих складок не тек тоническая, а седиментационная, т. е. складки образовались в процессе осадконакопления. К такому выводу, который разделяется нами, они пришли на основе сопоставления описывае мых структур с подобными структурами, известными в позднедокембрийском разрезе полу островов Варангера и Рыбачьего.

Наиболее ранние интрузии, прорывающие отложения барминской серии, представле ны метагаббро-диабазами и метадиабазами. Они приурочены к разрывам северо-западной ориентировки. В свою очередь дайки будинированы, а вблизи контактов с ними вмещающие породы подвернуты (рис. 34).

Учитывая вышесказанное, стадийность развития структуры барминской серии выгля дит следующим образом:

Наличие сланцеватости (S1), параллельной слоистости (S0) в тонкообломочных поро дах серии, позволяет выделять в качестве первой стадии деформаций стадию вертикального сплющивания.

Со второй стадией деформаций связано образование моноклинали, осложненной флексурами (F2). Причиной образования этих структур явились, как это считает В. Г. Гецен, блоковые движения фундамента.

В третью стадию деформаций образовалась система трещин (S3) северо-западной ори ентировки, к которым были приурочены дайки габбродиабазов и диабазов.

Четвертая стадия характеризуется развитием резко асимметричных складок с круто погружающимися шарнирами (F4). Складки иногда приурочены к краевым частям даек, ко торые, вероятно, служили своеобразными «упорами» (рис. 34). Пликативная деформация сопровождается образованием сланцеватости (S4) и будинажем компетентных слоев и мета базитовых даек.

Позднее (пятая стадия деформаций) образовались трещины северо-восточного и суб меридионального простираний (S5). Они были «залечены» жилами кварцевого и карбонат кварцевого составов.

Описанная выше стадийность деформаций отложений барминской серии близка к ус тановленной ранее В. Г. Геценом (1987). Отличие в том, что нами не выделяется этап изо клинальной складчатости (F2, по В. Г. Гецену).

Метаморфизм пород тархановской и барминской серий Как и по характеру деформаций, породы тархановской и барминской серий близки по проявлению в них процессов метаморфизма.

Наиболее характерными для обеих серий являются парагенезисы высоких ступеней зеленосланцевой фации, и только в низах разреза тархановской серии встречаются гранатсо держащие ассоциации, определяющие условия, пограничные с эпидот-амфиболитовой фаци ей метаморфизма. Зональность, установленная в породах тархановской серии и, менее очевидно, в породах барминской серии, довольно отчетливо коррелируется со стратиграфи ческой последовательностью толщ, т.е. она не связана с локальным тепловым источником.

Учитывая, что отложения описываемых серий и прорывающих их даек базитов мета Стратиграфия, литология и магматизм морфизованы одинаково, можно считать, что этот процесс проявился позднее внедрения ос новных интрузий.

На основе анализа результатов экспериментально изученных минеральных равнове сий (Добрецов и др., 1972;

Добрецов и др., 1974) минимальная температура метаморфизма пород может быть определена значением 450С (нижняя граница устойчивости биотитсо держащих парагенезисов), максимальная - 520С (появление ставролита с кварцем при дав лении выше 3 кбар). Для оценки давления важное значение имеет факт находки в зеленосланцевых породах глаукофана (Казак и др., 1989). Даже если учитывать, что появле ние глаукофана связано с локальным повышением давления, то общее давление пород не должно быть меньше 5 кбар. Однако высокое содержание в гранатах спессартинового мина ла (16-35%, Казак и др., 1989) свидетельствует о том, что динамические условия метамор физма не достигали условий, пограничных с глаукофановой фацией, для которых характерны давления 7-10 кбар. Таким образом, температура метаморфизма пород тарханов ской и барминской серий отвечала интервалу 450-520С, давление – около 5-6 кбар.

Структурно-метаморфическая эволюция докембрийских образований Анализ структур и минеральных парагенезисов пород микулкинской, тархановской и барминской серий показывает, что общими для всех трех стратиграфических подразделений являются процессы формирования системы трещин северо-западной ориентировки (S5 – в породах микулкинской серии и S3 – в породах тархановской и барминской серий) и более поздних дизъюнктитов, а также процессы средне- и низкотемпературного изменения пород (диафтореза в породах микулкинской серии и прогрессивных изменений в породах тарханов ской и барминской серий).

На основании анализа проведенного выше материала структурно-метаморфическую эволюцию можно представить в следующем виде:

Радиальное сплющивание отложений микулкинской серии в результате статистиче ской нагрузки вышезалегающих толщ привело к формированию сланцеватости S1, парал лельной слоистости S0. Вероятно, деформация пород сопровождалась изо- метаморфизмом (метаморфизмом погружения), однако следы этого события не сохранились из-за более поздних неоднократных метаморфических преобразований. Можно предположить, что сте пень метаморфизма пород была относительно невысокой. Они не были сильно обезвожены, что способствовало в дальнейшем их смятию в сжатые и изоклинальные складки.

В результате тангенциального сжатия породы микулкинской серии были смяты в сис тему тесно сжатых и изоклинальных складок (F2) с субвертикальными осевыми поверхно стями и параллельно развитой им сланцеватостью (S2). При этом породы претерпели относительно высокотемпературный метаморфизм, о чем свидетельствует наличие ядер в зональных (неоднородных) кристаллах гранатов.

В результате радиального сплющивания была сформирована новая система изокли нальных складок (F3) с субгоризонтальными осевыми поверхностями и параллельно ориен тированной им сланцеватости (S3). Эта стадия деформаций, вероятно, связана с формированием гранито-гнейсового купола и коррелируется с метаморфизмом пород в условиях фации дистеновых сланцев, пограничных по давлению с эпидот-амфиболитовой фацией.

Дальнейшее развитие гранито-гнейсового купола и его перемещение на более высо кие гипсометрические уровни привело к образованию асимметричных запрокинутых складок (F4)и кливажа (S4). Метаморфические изменения пород в это время заключались в гранити зации, мусковитизации и базификации.

С четвертой стадией деформаций и связанными с ними относительно высокотемпера турными метаморфическими и метасоматическими изменениями пород микулкинской серии завершилось становление нижнего структурного яруса Канино-Тиманского региона.

Сравнение рассматриваемых образований с метаморфическими комплексами севера Урала позволяет считать их аналогами париквасьшорской свиты Харбейского выступа. По Стратиграфия, литология и магматизм роды париквасьшорской свиты по современным представлениям имеют раннепротерозой ский возраст (Стратиграфические схемы Урала, 1994). Скорее всего, породы чешской свиты Северного Тимана, вскрытые скв. 112, также относятся к этому возрастному уровню. Как из вестно, калий-аргоновый возраст биотитов из пород чешской свиты достигает 158555 млн.

лет (Данилов и др., 1978). Во время отложения пород тархановской и барминской серий ми кулкинская серия и чешская свита входили в состав жесткого фундамента, поэтому более поздние стадии деформаций (пятая, шестая и, возможно, более поздние) проявились в них в виде дизъюнктивов.

Ранние стадии структурной эволюции пород тархановской и барминской серий, с кото рыми связано образование сланцеватости под действием статистической нагрузки вышеле жащих толщ (S1) и моноклинали, осложненной флексурами (F2), в породах микулкинской серии не проявляются. Возможная корреляция структурных и метаморфических событий в рассматриваемых отложениях проявляется со стадии формирования системы трещин северо западной ориентировки (S3 – в породах тархановской и барминской серий и S5 – в породах микулкинской серии).

С последовавшей позднее деформацией, с формированием в отложениях тархановской и барминской серий асимметричных складок, кливажа осевой плоскости и параллельной ей сланцеватости связан метаморфизм пород названных двух серий в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций, а также низкотемпературный диафторез пород микулкин ской серии. Более поздние эндогенные события проявились локально и привели к формиро ванию дизъюнктивов в отложениях всех трех серий.

По уровню метаморфизма (наличие метаморфогенного граната) породы тархановской и барминской серий сопоставляются со среднерифейской пуйвинской свитой Приполярного Урала. Среднерифейскому возрасту не противоречат значения абсолютного возраста бази тов, прорывающих отложения барминской серии. Рубидий-стронциевый возраст этих пород 110039 млн. лет, калий-аргоновый достигает 105050 млн. лет (Андреичев, 1998).

1.8. Коры выветривания Коры выветривания представляют собой зонально сложенные толщи остаточных про дуктов химического разложения горных пород. Признаки выветривания различных пород на Тимане отмечались еще в 30-х годах минувшего века, однако специальные работы по выяв лению и изучению кор выветривания начались лишь спустя три с лишним десятилетия. Воз росший интерес к корам выветривания был вызван появившимися к тому времени представлениями о возможной генетической связи с ними Ярегской титановой россыпи и южнотиманских осадочных бокситов.

Первые же обобщения по корам выветривания позволили систематизировать разроз ненные сведения об их составе и возрасте и на этой основе более целенаправленно ориенти ровать последующие исследования. Открытие в начале 70-х годов среднетиманских месторождений латеритных бокситов послужило новым толчком для более широкомасштаб ных и разносторонних работ, проводившихся коллективами исследователей ряда организа ций и приведших к открытию новых месторождений и проявлений полезных ископаемых. На нынешней стадии изученности кор выветривания Тимана достоверно установлено, что с их остаточными и переотложенными продуктами связаны крупнейшие в России месторождения титановых и алюминиевых руд (бокситов), а также весьма крупные накопления осадочных каолинитовых глин, небольшие россыпные месторождения и проявления золота, редких ме таллов, редкоземельных элементов, алмазов, марганца, фосфатов и др.

О времени формирования кор выветривания на Тимане на разных этапах их изучения высказывались различные мнения.

В. Н. Демина (1977) выделила здесь коры выветривания «досреднедевонского и до нижнефранского» возраста, а В. В. Беляев (1974) в сводке по бокситам описывает коры вы ветривания на сланцах фундамента, основных породах, девонских глинисто-карбонатных Стратиграфия, литология и магматизм породах и их делювиальных продуктах. Позже (1987) вместе с соавторами он выделил три основные эпохи корообразования на Тимане: 1)венд-позднедевонскую, 2)позднедевонско раннекаменноугольную и 3)позднепермско-раннетриасовую или позднепермско-доюрскую.

В венд-позднедевонской эпохе им описаны досилурийская, доэйфельская, доживетская и дофранская коры выветривания на разных по составу и происхождению горных породах:

рифейских сланцах и кварцито-сланцевых породах, углистых сланцах, сланцево карбонатных породах и метасоматитах полевошпатово-карбонатного состава. Среди поздне девонско-раннекаменноугольных он характеризует коры выветривания на гранитах В. Чути и Н. Омры, по материалам Д. П. Сердюченко (1959), и на девонских базальтах Южного и Среднего Тимана, а также на осадочно-метаморфических сланцах рифейского возраста и глинисто-карбонатных породах фаменского яруса.

В настоящее время с достаточной уверенностью можно выделить, по меньшей мере, пять временных интервалов, с которыми связаны известные и изученные в той или иной сте пени продукты кор выветривания:

1) средне-позднерифейский – среднерифейские метаморфические породы перекрыва ются конгломератами и гравелитами позднерифейского возраста, содержащими продукты выветривания;

2) венд-среднедевонский – выветрелые докембрийские сланцы и карбонатные породы перекрываются среднедевонскими отложениями, включающими продукты выветривания, или нижними горизонтами нижнефранских отложений. Сюда же можно отнести коры вывет ривания на кимберлитах Среднего Тимана (Беляев, 1999);

3) средне-позднедевонский – выветрелые верхнедокембрийские породы, а также ниж нефранские вулканогенные образования перекрываются верхнедевонскими осадочными от ложениями;

4) позднедевонско-турнейский –верхнедевонские и другие породы коры выветрива ния перекрыты визейскими отложениями, в том числе и бокситоносными;

5) позднетриасово-раннеюрский – триасовые выветрелые породы покрываются сред неюрскими песками.

Ниже приводится краткая характеристика кор выветривания этих временных интервалов.

Средне-позднерифейский интервал выветривания в пределах Тимана проявился слабо. Непосредственно под позднерифейскими осадками аньюгской (джежимской) свиты коры выветривания не установлены. Косвенными признаками их былого существования яв ляется состав перекрывающих отложений, содержащих многочисленные зерна каолинизиро ванных калиевых полевых шпатов (Разницын, 1964;

Плякин и др., 1968;

Пачуковский и др., 1978 и др.). Неполная каолинизация полевых шпатов свидетельствует о слабой интенсивно сти химических процессов выветривания во время этого интервала. Однако физическое вы ветривание среднерифейских пород происходило, видимо, с достаточно высокой степенью их дезинтеграции, так как в аньюгских конгломератах и гравелитах устанавливаются много численные обломочные зерна монацита, куларита, ксенотима, ильменорутила, золота, вхо дящих в состав среднерифейской толщи или секущих ее кварцевых и других жильных образований. В базальных слоях аньюгской свиты по р. Нижней Пузле (Охотников, 1986) обнаружено 0,02-0,4 г/т золота. Изучены переотложенные продукты коры выветривания это го интервала пока еще недостаточно и заслуживают более системных исследований.

Венд-среднедевонский интервал выветривания оставил более глубокие следы гипер генного преобразования пород на разных участках Тимана. С этим интервалом связаны три наиболее изученные типа коры выветривания, связанные с этим интервалом: а) каолинит гидрослюдистый на позднепротерозойских сланцах;

б) охристо-кварц-слюдисто каолинитовый на кимберлитовых породах в северо-западной части Вымской гряды;

в) лате ритный на позднепротерозойских породах.

Эти типы кор выветривания перекрыты девонскими отложениями: на одних участках - среднего отдела, на других – нижними горизонтами верхнего. Провести четкую границу с бо лее поздним, средне- позднедевонским интервалом не представляется возможным, так как венд Стратиграфия, литология и магматизм среднедевонский во многих случаях последовательно и непрерывно сменяется средне- поздне девонским. На значительных площадях эти коры выветривания перекрыты только четвертич ными осадками и частично или полностью размыты. В полном объеме они сохранились лишь благодаря консервации их более молодыми осадочными и вулканогенными образованиями.

Кора выветривания на метаморфических сланцах Южного Тимана перекрыта эйфель скими или живетскими отложениями. Она изучалась В. А. Калюжным (1959) и В. Н. Деминой (1977). Описанные ими площадные коры имеют мощность до 2м, а линейные достигают глубины до 30 м. В районе пос. Яреги и Зеленца, а также ж. д. станции Тобысь они представлены каолинит-серицитовыми глинами с гидрослюдами и точечными включе ниями гематита. В обеленных породах верхней части профиля выветривания отмечено большое количество сферолитов сидерита. В выветрелых продуктах хорошо сохранилась сланцевая текстура исходных пород. В. Н. Демина (1977 г.) датирует эти коры выветривания как досреднедевонские. В. А. Калюжный впервые высказал предположение об образовании Ярегской титановой россыпи за счет переотложения продуктов выветривания метаморфиче ских сланцев, содержащих значительные концентрации лейкоксена и других минералов.

Каолинит-гидрослюдистый тип коры выветривания, развитой на позднепротерозой ских породах и перекрытой среднедевонскими осадками, установлен в среднем течении р. Печорской Пижмы, в бассейне р. Цильмы и на других участках. В пределах Четласского и Цилемского Камней, на Вольско-Вымской гряде и Очпарме аналогичный тип коры установ лен непосредственно под четвертичными отложениями.


На Цилемском Камне, по р. Коренной, выветриванию подверглись тонкопереслаи вающиеся кварцево-серицито-углистые и кварцево-серицитовые сланцы, преобразованные в светло-зеленые пластичные глины. О. С. Кочетков (1963) установил в самой верхней зоне выветривания присутствие каолинита, а в нижележащей – гидрослюд. Он же отметил каоли нитовые глины и гальку каолинизированных пород в перекрывающих среднедевонских от ложениях. Судя по незначительному количеству включений каолинита, мощность каолинитовой коры выветривания на сланцах была небольшой. Нами по р. Коренной наблю далась ожелезненная каолинит-гидрослюдистая кора выветривания мощностью 0,3 м. В све жих и выветрелых сланцах были отмечены в заметных количествах полупрозрачные агрегаты лейкоксена неправильной формы размером до 0,5 мм.

По данным О. С. Кочеткова и В. Г. Гецена (1963), мощность коры выветривания на сланцах вблизи р. Кониной, в бассейне Печорской Пижмы, достигает 8 м. Они выделили в профиле выветривания 3 зоны (снизу вверх): сероцветную (1 м), зеленоцветную (3 м) и крас ноцветную (4 м). Главное внимание этими исследователями уделялось изучению условий формирования эйфельской россыпи титановых минералов и был сделан вывод о переотло жении продуктов выветривания лейкоксенсодержащих сланцев, за счет чего и образовалась, по их мнению, Пижемская титановая россыпь. Маломощные коры выветривания на этом же участке были вскрыты также буровыми скважинами при поисковых работах, проведенных под руководством И. С. Сидоровой и Н. И. Матюхина (1963). Они отметили, что сохранилась от размыва только самая нижняя, слабо проработанная зона профиля коры, т. е. зона дезин теграции и начальной глинизации.

К выводу о глинизации метаморфических сланцев Пижемского участка в досреднеде вонское время пришел и Ф. Я. Волочаев (1968). Он выделил в профиле выветривания слан цев в районе руч. Кислого две зоны: нижнюю, в которой отметил присутствие гидрослюд и каолинита, и верхнюю – каолинит-гидрослюдистую. В породах верхней зоны, по его мне нию, происходило изменение гидрослюд с выносом из них части калия и образованием мон тмориллонита. Ф. Я. Волочаев считал, что верхние горизонты этих профилей эродированы, в связи с чем мощность остаточной коры выветривания не превышает 2 м. Наиболее мощная кора выветривания (до 37 м) описана им по скважине №18 Пижемского участка. Однако сте пень выветривания сланцев здесь также весьма низкая и достигла лишь стадии дезинтегра ции, окисления двухвалентного железа и выноса Na и Mg.

Аналогичные коры выветривания установлены и на Южном Тимане. В пределах Оч Стратиграфия, литология и магматизм парминского поднятия, по материалам Ф. Я. Волочаева (1968), развит гидрослюдисто каолинитовый тип выветривания. Он же описал гидрослюдисто-хлоритовый и гидрослюди сто-хлорито - каолинитовый типы кор выветривания на площади Ухтинской антиклинальной структуры (скв. 5-Т и 12-Т), где выветриванию подверглись серицито-хлорито-кварцевые, хлорито-биотитовые и хлорито-биотито-кварцевые сланцы. Мощность коры выветривания, по его данным, достигает на Очпарме 18 м, а на Ухтинской складке – 5,5 м.

На юго-западном склоне Очпармы В. К. Маханов (1974) установил железисто каолинит-гидрослюдистые коры выветривания мощностью 1,5-6,0 м, которые сложены крас новато-коричневыми аргиллитовидными глинами, содержащими (в %%) 18,5-24,0 Al2O3, 26,0-51,0 SiO2, 12,0-52,0 Fe2O3, 1,2-1,6 TiO2. Вскрыты они здесь одиночными скважинами.

На Вольско-Вымской гряде аналогичные коры выветривания изучались С. Н. Фадеичевым (1978), в Ухтинском районе – И. И. Дворецким (1976), на Цилемском Камне – А. Е. Цаплиным, Ю. К. Крыловым, Е. В. Беспаловым и И. В. Михайловым (1980), В. В. Лихачевым (1993) и др. Поскольку на Цилемском участке кора выветривания представ лена бокситами и фосфат-бокситовыми породами, то ее описание приводится ниже при ха рактеристике латеритного типа выветривания.

В пределах Джежимпармы на позднепротерозойских доломитах вскрыты красноцвет ные коры выветривания с повышенным содержанием оксидов железа. Они описаны А. И. Слуцким (1984-1985), который оценил продукты этих кор как минеральные краски.

Коры выветривания каолинит-гидрослюдистого состава на докембрийских сланцах широко развиты и в пределах Четласского Камня. Остаточные продукты сохраняются чаще на карбонатных породах, слагающих возвышенные участки или склоны древнего рельефа.

Почти всегда в таких корах выветривания верхняя зона сложена каолинитом с примесью гидрослюд. В профилях выветривания карбонатных пород часто наблюдаются коричнево черные сажистые продукты с повышенным содержанием MnO (до 5,38%) по сравнению со сланцами (до 0,05%). По всей видимости, именно с этим интервалом связано накопление марганца и образование марганцевоносного рудного горизонта в корах выветривания, развитых на карбонатных породах. В. Г. Оловянишников (1999) отметил в черных известняках и сланцах нижней части паунской свиты в бассейне р. Цильмы повышенные количества MnO (0,88-2,92%) и P2O5 (до 4,56-10,37%) при обычных для них содержаниях 0,02-0,05 и 0,02-0,06% соответствен но. Повышенными содержаниями марганца, по его данным, обладают и павьюгские карбонат ные породы Четласского Камня (до 0,12-0,14% при рядовых 0,01-0,02%).

Остаточная кора выветривания, вскрытая скважинами (№950 и др.) на сланцевых толщах докембрия, состоит из двух зон: нижней, представленной дезинтегрированными сланцами и доломитами зеленовато-светло-серого цвета, местами почти белыми;

и верхней красноцветной, сложенной каолинитом и гидрослюдами, содержащей в верхних горизонтах бемит. Для этой зоны характерно повышенное содержание Fe2O3 и пониженное FeO. Крас ноцветы вверх по разрезу постепенно переходят в структурные (латеритные) бокситы.

Переотложенные каолинит-гидрослюдистые продукты коры развиты гораздо шире остаточных. Они заполняют все понижения палеорельефа, отличаются полным отсутствием зональности и каолинитовых белых глин в верхней части толщи. Эти отложения в значи тельной мере сгладили расчлененный рельеф досреднедевонского времени. В дальнейшем продукты этого интервала выветривания местами явились субстратом для образования лате ритных бокситов средне-позднедевонского возраста. При этом по остаточным продуктам сформировалась зонально развитая кора выветривания с сохранением первичных текстур от метаморфических пород до бокситов, а по переотложенным каолинит-гидрослюдистым гли нам – часто без явно выраженной зональности в профиле коры и с отсутствием признаков изначальных текстур метаморфических пород.

Охристо-кварц-слюдисто-каолинитовый тип на кимберлитовых породах. Описание этого типа коры приводится по материалам В. В. Беляева (1999). Установлены они в резуль тате проверки магнитных аномалий в северо-западной части Вымской гряды в трех скважи нах, причем только в одной эти образования перекрыты среднедевонскими отложениями, в Стратиграфия, литология и магматизм остальных залегают непосредственно под четвертичными осадками. Неизмененные породы пока не вскрыты. Наиболее полный разрез коры изучен по скв. №451, вскрывшей Умбин скую кимберлитовую трубку. В. В. Беляевым в разрезе по этой скважине выделяется три зо ны (снизу вверх):

1) сапонитовая зона сложена сапонитом (до 80%), кальцитом и сидеритом, а также магнетитом. Сапонит представлен листоватыми агрегатами дисперсных частиц, замещаю щими все первичные минералы обломков глубинных пород. В породах отмечена примесь серпентина и гидрослюдизированного серицита. Сапонитизации подверглись и ксенолиты метаморфических сланцев в кимберлитах (до 51%). Хлорит сланцев почти полностью пре вращен в сапонит. В небольших количествах присутствует в ксенолитах шамозит. По скв. 414 сапонитовая зона прослежена на глубину до 239 м;

2) выше располагается охристо-каолинит-слюдистая зона, сложенная слюдами, сиде ритом, кварцем, каолинитом и магнетитом. Каолинит содержится в количестве до 10-15%.

Сапонит здесь разлагается, в нижних горизонтах зоны отмечаются высокие содержания си дерита (51-55%) и гетита (33-34%). В незначительных количествах присутствуют серпентин и хлорит. Мощность зоны составляет 4,5м;

3) верхняя охристо-кварц-слюдисто-каолинитовая зона имеет мощность 8,5 м. В ее составе установлены каолинит, слюдистые минералы, кварц, гетит и гематит. В нижних го ризонтах отмечены сидерит и магнетит, а в верхних – гетит и гематит. Содержание каолинита достигает 50%, из слюдистых минералов преобладает гидрослюда, присутствует и примесь се рицита. Содержание гетита в верхней части зоны составляет от 2,0 до 10,6. Для пород этой зоны характерно очень низкое содержание MgO (0,07-0,6%). Средняя и верхняя зоны соответствуют «желтой» и «ржавой» землям кор выветривания алмазоносных кимберлитов Южной Африки.

Латеритный тип коры на позднепротерозойских сланцах, перекрытый среднедевон скими осадками, установлен в северо-западной части среднетиманской бокситоносной пло щади, на Заостровском и Володинском месторождениях. Первоначально он был вскрыт скв. №11 и описан В. П. Абрамовым и Г. П. Гуляевым (1976) в бассейне верхнего течения р. Цильмы. На глубине 221,4-227,0 м его разрез представлен серыми и темно-серыми, места ми зеленовато-серыми аргиллитовидными породами, отнесенными этими авторами к силуру.

По их данным, прослоями породы содержат до 42,85% Al2O3 и 26,88-27,18% SiO2. В их со ставе термическим и рентгеноструктурным анализами были установлены каолинит, шамо зит, бемит, диаспор, монтмориллонит, иллит, гематит, гетит, сидерит и мусковит. Обращает на себя внимание полное отсутствие зональности в разрезе этой толщи, что свидетельствует о переотложенном характере слагающих ее пород. Тогда же до 13% бемита и диаспора было отмечено в составе подстилающих мусковит-кварцево-серицитовых сланцев. Основываясь на этом, В. П. Абрамов и Г. П. Гуляев высказали предположение об их образовании одно временно с накоплением терригенно-карбонатного материала средней части быстринской серии, с чем нельзя согласиться. Вероятнее всего, эти минералы являются продуктами ли нейной коры выветривания венд-среднедевонского интервала.


В. В. Беляев с соавторами (1997) отмечают, что на этом участке (Заостровское фосфа то- бокситовое месторождение) вскрыты только фрагменты нижних горизонтов латеритной коры выветривания, развитой по сланцево-карбонатным породам быстринской серии. Ана лизируя палеогеоморфологическую обстановку, они отмечают приуроченность латеритного профиля к палеоподнятиям, а переотложенных продуктов – к эрозионно-карстовым депрес сиям. В нижней части профиля ими описаны фосфатоносные аргиллиты и аллиты, перекры тые бокситами дресвяно-щебневой структуры (переотложенными).

Возраст продуктивной толщи А. Е. Цаплин и Ю. К. Крылов (1980) определили наров ским горизонтом живетского яруса. В. В. Лихачев (1993), как и В. В. Беляев (1997), в ее со ставе выделяет три зоны, наиболее полно описанные по скв. №5146 (снизу вверх):

1) фосфатная зона сложена обломками доломитов, сланцев, аргиллитов и фосфоритов, связанными серицито-шамозитовым цементом с мучнистым апатитом. Фосфатные минералы представлены апатитом и франколитом. Мощность зоны изменяется в разных участках от 2, Стратиграфия, литология и магматизм до 21,0 м (средняя 4,9 м);

2) фосфатно-глинистая зона в нижней части состоит также из обломочного материала выветрелых сланцев и выщелоченных доломитов, а верхняя сложена светло-серыми глини стыми породами с частыми зеркалами скольжения. Главными минералами в этой зоне явля ются гидрослюда и бертьерин с примесью каолинита и кварца. Для зоны характерно повышенное содержание фосфора и стронция, связанное с апатитом, кальциевыми и строн циевыми алюмофосфатами. В. В. Беляев с соавторами (1997) в составе пород отмечают, кро ме того, шамозит, серицит, диаспор, а также каолинит и гойяцит;

3) фосфатно-глиноземистая зона представлена в нижней части светло-серыми и голу бовато-серыми брекчиевого сложения аргиллитовидными породами, состоящими из гидро слюд, бертьерина и диаспора и содержащими до 15,6% P2O5. Верхняя часть зоны сложена фосфорсодержащими светло-серыми бокситами мелкообломочной структуры. Содержание Al2O3 в этих бокситах составляет 45-50%, иногда до 66%. Главными минералами в верхней части зоны являются диаспор и бертьерин. Здесь же установлены и красноокрашенные бок ситы, содержащие до 10% гематита. В бокситах присутствуют до 4,3% Sr, 2-3% F и десятые доли процентов редкоземельных элементов.

Верхние горизонты этой рудоносной толщи слагают вторичные аллиты и сиаллиты, относимые В. В. Беляевым к зоне ресилификации бокситов.

На Володинском участке коры выветривания также развиты по карбонатным или су щественно карбонатным породам быстринской серии. В профиле выветривания А. Е. Цаплин (1987) и В. В. Лихачев (1993) выделили две зоны: нижнюю и верхнюю.

Нижняя зона – глинистая, сложена аргиллитовидными глинами с реликтовой полос чатой текстурой материнских пород. Ее нижняя часть имеет гидрослюдисто-хлоритовый со став, верхняя – гематит-каолинит-гидрослюдистый. Содержание Al2O3 в породах составляет 28-29%, SiO2 – 34-38,5%, MnO – 0,02-0,04%, P2O5 – 0,24-0,33%.

Верхняя зона – глиноземистая, представлена бокситами, красноцветными в нижней части, бурыми в средней и белыми, пятнами красно-бурыми – в верхней. Главные минералы:

диаспор, шамозит, гематит, в нижней части зоны присутствует гидрослюда. Содержание SiO2 снижается до 16,5-4,3%, а Al2 O3 повышается до 46,5%. Характерны относительно высо кие концентрации MnO (до 0,27%) и P2O5 (до 0,49%). Большая часть железа (до 27%) нахо дится в закисной форме в шамозите, Fe2O3 составляет до 14,2%. Мощность коры выветривания на Володинском участке достигает 13-25 м, но чаще равна 5-8 м.

Описанный латеритный тип коры выветривания этого временного интервала резко отличается по составу от более позднего средне-позднедевонского исключительно диаспоро вой минеральной формой свободного глинозема и высоким содержанием фосфатов.

Средне – позднедевонский интервал выветривания хорошо проявился на площадях Вежаю-Ворыквинской группы месторождений. Сформировавшиеся в этом интервале коры выветривания перекрыты либо раннефранскими терригенными и терригенно вулканогенными отложениями, либо выходят непосредственно под четвертичные осадки. В данном интервале можно выделить следующие типы латеритных профилей: 1)на позднепро терозойских карбонатных и сланцевых породах, 2)на известковистых метасоматитах докем брийского возраста, 3)на переотложенных каолинит-гидрослюдистых продуктах кор выветривания, 4)на вулканогенных породах раннефранского возраста. Б. А. Яцкевич (1989) выделил также четыре типа пород субстрата, по которым образовались латеритные бокситы Среднего Тимана, но отличные от выделяемых нами: углисто-серицитовые сланцы, извест ковистые сланцы и мергели, полевошпат-карбонатные породы (метасоматиты), а также не однократно переотложенные продукты выветривания умеренно глинистых известняков и доломитов. Мы первые два типа Б. А. Яцкевича объединяем в один и считаем одним из суб стратов латеритного выветривания раннефранские вулканогенные породы.

Латеритный тип на позднепротерозойских сланцевых и карбонатных породах хоро шо представлен в разрезе скв. №950, пробуренной в западной части Восточного месторож дения бокситов Ворыквинской группы (рис. 35).

Стратиграфия, литология и магматизм Рис. 35. Литологическая колонка и графики изменения химического состава и физических свойств в латеритном профиле выветривания по известковистым сланцам в скв. №950.

Составил А. М. Плякин, 1974.

Условные обозначения:

1 – аргиллиты D3fr1, 2 – переотложенные бокситы, ресифиликации, 4 – зона летаритных бок ситов, 5 – зона литомаржа каоли-нит-гидрослюдистого сос-тава, 6 – зона дезинтеграции (разуплотнения), 7 – из-вестковистые сланцы.

Р – пористость, V – плотность, М – объемная магнитная вос-приимчивость Субстрат сложен кварцево-хлорито-слюдистыми известковистыми тонкослоистыми сланцами, переслаивающимися с известняками и доломитизированными известняками (мощность прослоев до2 м). В сланцах отмечены порфиробласты доломита, магнетита и си дерита размером до 1 мм и кварц (до 20%). В известняках и доломитизированных известня ках присутствуют зерна кварца, плагиоклаза и мусковита (серицита). Плотность пород 2,75 г/см3, пористость – 4%.

В профиле выветривания можно выделить снизу вверх несколько зон: 1) зона дезин теграции (разуплотнения) с понижением плотности пород до 2,5 г/см3 и повышением порис тости до 20%. Мощность зоны 4,5 м. Породы имеют зеленоватую светло-серую, иногда почти белую окраску. Их минеральный и химический составы практически не изменяются, Стратиграфия, литология и магматизм происходит лишь окисление закисного железа. В. В. Беляев (1997) отмечает появление в верхней части зоны до 10% каолинита;

2) зона литомаржа, сложенная красноцветными поро дами каолинит-гидрослюдистого состава, полностью сохранившими первичную слоистость.

Количество каолинита в ней увеличивается до 20% в нижней части и 36% - в верхней. Пре обладают гидрослюды, а в красно-бурых прослоях и гематит. Содержание Al2O3 увеличива ется до 39%, а SiO2 снижается до 27-28%. Одновременно значительно повышается количество Fe2O3 (при постоянстве FeO), несколько увеличивается содержание K2O и сни жаются содержания CaO и MgO. В самой верхней части зоны появляется бемит. Мощность зоны составляет около 13 м;

3) зона структурных бокситов с сохранением слоистости и часто микроплойчатой текстуры пород субстрата. В бокситах преобладает бемит (до 65%), частич но сохраняется каолинит, в значительном количестве появляется гематит. Содержание Al2O составляет 50-55%, SiO2 – 14-16%. Зона отличается неоднородностью строения, хорошо прослеживаемой визуально и по изменению содержаний химических компонентов. Ее неод нородность отражает сильно изменчивый состав субстрата, неравномерное переслаивание сланцев и доломитов;

4) зона ресилификации бокситов, сложенная железисто каолинитовыми или гематит-бемит-каолинитовыми породами. Переход от нижележащей бокситовой зоны постепенный. Содержание каолинита здесь снова возрастает до 50%, он часто образует тонкие прожилки по микротрещинам, придавая породе брекчиевидный облик.

Содержание Al2O3 снижается до 40-41%, а SiO2 повышается до 23-25%. Самый верхний го ризонт зоны сложен полностью обеленными бемит-каолинитовыми породами, которые пере крыты переотложенными бокситами. Мощность зоны около 6 м. По минеральному составу Б. А. Яцкевичем (1989) этот тип коры определен как каолинито-гематито-бемитовый.

Аналогичная по зональности кора выветривания описана В. В. Лихачевым (1993) по скв. №432 на Восточном месторождении бокситов. В глинистой зоне он выделил (снизу вверх) гидрослюдисто-серицитовую, гематит-каолинит-гидрослюдистую, гематит гидрослюдисто-каолинитовую и гематит-каолинитовую подзоны, а в глиноземистой зоне – гематит-бемит-каолинитовую, гематит-каолинит-бемитовую и гематит-бемит-каолинитовую.

Последняя подзона соответствует зоне ресилификации, обособленной нами в профиле по скв. 950 (Беляев и др., 1997).

Рис. 36. Литолого-геохимический профиль бокситоносной коры выветривания Стратиграфия, литология и магматизм углисто-серицветных сланцев, скв. 2214. Составил В. В. Беляев К этому же типу мы относим кору выветривания по углисто-серицитовым сланцам (скв. №2214, Верхнещугорское месторождение), которую Б. А. Яцкевич (1989) и В. В. Беляев (1997) выделяют в самостоятельный непромышленный тип сублатеритного профиля. Описа ние этой коры профиля приводим по материалам В. В. Беляева (1997).

Материнские породы представлены темно-серыми углисто-серицитовыми сланцами, содержащими до 32% Al2O3 и около 41% SiO2. Нижние зоны коры выветривания имеют ге тит-каолинит-шамозитовый, выше диаспор-гетит-каолинит-шамозитовый состав. В породах этой зоны, особенно в нижней ее части, в существенных количествах присутствуют гидро слюды (рис. 37, 38).

Переход от свежих сланцев к выветрелым постепенный. В результате окисления орга нического вещества происходит обеление пород. В верхней части зоны появляется диаспор.

Содержание Al2O3 изменяется незначительно и составляет 32-35%, SiO2 понижается до 32 36%. Отмечается заметное увеличение суммарного содержания окисного и закисного железа (в 2-2,5 раза). Выше располагается гетит-каолинит-шамозит-бемитовая зона, сложенная бу ровато-серыми железистыми бокситами с сохранившейся первичной слоистой текстурой сланцев. Главными минералами ее являются бемит (до 40%), каолинит, шамозит и гетит, в незначительных количествах отмечается диаспор. Мощность зоны около 3 м.

Венчается разрез профиля зоной ресилификации бемит-гетит-каолинит-шамозитового состава мощностью менее 1м. В отличие от ранее описанных в этом типе коры гидрослюды встречаются по всему разрезу, включая зону ресилификации. Б. А. Яцкевич (1989) характе ризует этот минеральный тип коры как шамозит-каолинит-гематит-бемитовый.

Латеритный тип коры выветривания на известковистых метасоматитах досто верно установлен только на северных залежах Верхне-Щугорского месторождения, где бок ситы представлены высокоглиноземистыми, преимущественно белыми разностями.

Относительно обеления бокситов существует несколько точек зрения: вторичное пострудное отбеливание бокситов (Демина, 1980, Лихачев, 1993 и др.) и первичное в процессе самого латеритного (сублатеритного) выветривания (Яцкевич, 1989). Продуктами, скорее всего, вто ричного обеления первично железистых бокситов и каолинит-гидрослюдистых пород в усло виях озерно-болотных водоемов считает их А. М. Плякин (1975).

Этот тип разреза В. В. Беляев с соавторами (1997) называет «Щугорским», а В. В. Лихачев (1993) относит к редкометально-глиноземистой субформации. Субстратом ко ры, по их мнению, служили здесь полевошпат-карбонатные породы, состоящие из альбита, микроклина (50-60%) и доломита (35-40%). В них отмечены также серицит, магнетит, пирит, эгирин и редко – рибекит. В породах, по данным В. В. Лихачева, постоянно присутствуют ниобий (до 60г/т) и тантал (2 г/т). Основная часть ниобия сконцентрирована в лейкоксене, рутиле и ильменорутиле, реже – в пирохлоре и колумбите. Ниобий установлен также в мик роклине, альбите, сериците и кварце. В значительных количествах он содержится в эгирине (до 260-500 г/т). Эти породы М. Н. Репина с соавторами (1982) назвали карбонатитоподоб ными, что разделяем и мы, учитывая их минералого-геохимические особенности. Не исклю чено, что важную роль в их образовании играл вулканогенный материал, присутствие которого было отмечено нами (Пачуковский, Плякин и др., 1978 г.) по скв. №10-Бобровая в составе пород рочугской (нижней части павьюгской) свиты. Примесь вулканогенного мате риала обеспечила, видимо, необходимую массу алюмосиликатов для образования бокситов по первично известковистым терригенным породам.

В профиле коры выветривания этого типа В. В. Лихачев (1993) выделил четыре зоны (снизу вверх): 1) дезинтеграции и начального выщелачивания, 2) выщелачивания и началь ной гидратации, 3) гидратации и начального гидролиза и 4) конечного гидролиза.

1) зона дезинтеграции выражена в профиле очень слабо и сложена брекчированными породами, по трещинам которых происходит выщелачивание карбонатов с образованием ге матита и гетита, заполняющих мелкие поры.

Вместе с окислами железа осаждается MnO (до 1,88%). Полевые шпаты слабо глини Стратиграфия, литология и магматизм зированы, серицит частично гидратирован.

Рис. 37 Литолого-геохимический профиль выветрвиания полевошпатовых метасоматитов по скв. (Беляев и др., 1980).

Условные обозначения:

1 – аллит переотложенный, 2 – боксит структурный, железистый, 3 – боксит структурный железистый, 4 – боксит структурный, 5 – аллиты и сиаллиты структурные, 6 – метасоматит полевошпат-доломитовый Стратиграфия, литология и магматизм Рис. 38. Литолого-геохимический профиль выветривания относительно однородных полевошпат-карбонатных метасоматитов (Щугорский тип разреза, скв. №2031), (Беляев и др., 1997) 2) зона выщелачивания (гематит-каолинитовая, по В. В. Беляеву, 1997) представлена полосчатыми, преимущественно красноцветными породами, состоящими из гематита, гид рослюд и каолинита по микроклину. Закисное железо переходит в окисное, существенно по вышается содержание оксида алюминия.

3) зона гидратации и начального гидролиза сложена каменистыми бурыми породами, в составе которых преобладает каолинит (до 70-80%). В значительных количествах присут ствует гематит, часто в виде тонких мономинеральных прослоев или в смеси с каолинитом. В незначительных количествах появляется бемит (до 5-10%). В целом для зоны характерно на копление алюминия, железа и титана. Каолинизация микроклина происходит без промежу точной гидрослюдистой фазы. Гидрослюда имеет подчиненное значение.

4) зона конечного гидролиза представлена красноцветными каменистыми бокситами, среди которых встречаются прослои светло-серого цвета, существенно бемитового состава.

Содержание бемита достигает 60-70%, а в некоторых случаях повышается до 85%. В качест ве второстепенных минералов наблюдаются каолинит, а также гематит, гидрогематит, реже – гетит. Отмечен и диаспор в виде мелких (до 3-4микрон) кристаллов игольчатого габитуса.

Как и в скв. №950, верхняя часть профиля коры представляет собой зону ресилифика ции бокситов, сложенную гематитом, бемитом и каолинитом. Отличительной особенностью профиля выветривания этого типа является практически полное отсутствие шамозита, а так же его повсеместная неоднородность строения, что отмечалось многими исследователями.

Эта неоднородность обусловлена неравномерным переслаиванием контрастных по составу и физическим свойствам материнских пород, неодинаково поддающихся выветриванию. По этому в одном и том же разрезе можно наблюдать неоднократное чередование бокситов, ал литов и сиаллитов, сохраняющих присущую первичным породам слоистость или микроплойчатость. Неравномерное распределение химических элементов в профилях вывет ривания во многом вызвано условиями залегания материнских пород, так как фильтрация корообразующих растворов происходит не только по первичной и вторичной пористости, но также по слоистости и сланцеватости. При крутом падении пород образуется более равно мерная проработка исходных пород, а при близком к горизонтальному поверхности наслое Стратиграфия, литология и магматизм ния или сланцеватости являются препятствием для проникновения растворов и происходит в какой-то мере избирательное преобразование в профиле выветривания, следствием чего и является неоднородность бокситовой толщи. Проанализировав данные по изменению содер жаний редких металлов и редких земель в профиле выветривания этого типа, В. В. Лихачев (1993г.) пришел к следующим выводам:

1) Ниобий при формировании коры выветривания по полевошпат-карбонатным мета соматитам накапливается в количествах, значительно превышающих кларковые (0,0065 0,045% в валовых пробах), и связан больше с минералами титана или ильменорутилом, ко лумбитом и пирохлором. Он присутствует также в гидроокислах железа и марганца;

2) Галлий содержится в бокситах этого типа в количестве до 150 г/т, концентрируется в бемите (65-180 г/т) и диаспоре, а также в минералах-оксидах железа и каолините;

3) Скандий накапливается в коре выветривания и его содержание в бокситах достига ет 51-130 г/т. Приурочен он к титанониобатам и, по мнению В. В. Лихачева, может образо вывать редкий собственный минерал – стерретит;

4) Ванадий также накапливается в профиле выветривания преимущественно карбона тизированных пород, где его содержание достигает 1100 г/т (среднее 437 г/т). Концентрато рами ванадия являются окислы и гидрооксиды железа, в меньшей степени – минералы алюминия и титана;

5) Редкие земли преимущественно цериевой группы присутствуют в бокситах в коли честве до 0,486%, в аллитах и сиаллитах их содержание значительно ниже (0,009-0,051%).

Концентратором редкоземельных элементов в коре выветривания является алюмосульфо фосфат и предположительно – водный фосфат типа рабдофанита.

6) В продуктах выветривания присутствуют также никель, кобальт, медь, свинец, цинк и серебро.

Латеритный тип на переотложенных каолинит-гидрослюдистых породах коры вывет ривания имеет достаточно широкое распространение на месторождениях Среднего Тимана.

В большинстве случаев его продукты перекрыты только четвертичными отложениями.

В отличие от латеритного профиля по позднепротерозойским породам этот тип харак теризуется относительной однородностью разреза и более постепенными переходами между смежными зонами профиля, примером чего может быть разрез по скв. №522 Вежаю Ворыквинского месторождения, первой скважины, вскрывшей в 1971 году девонские бокси ты на Среднем Тимане (рис. 39-40).

Рис. 39. Геохимическая диаграмма по профилю выветрвиания скв. № Составил А. М. Плякин, Условные обозначения:

1 – зона ресилификации, 2 – зона латеритных бокситов, 3 – зона литомаржа каолинит Стратиграфия, литология и магматизм гидрослюдистого состава Рис. 40. Геологический разрез по линии скважин №№ 530-528 Ворыквинской залежи.

Составил А. М. Плякин, 1971 г.

Условные обозначения:

1 – четвертичные отложения, 2 – базальты, 3 – аргиллиты и алевролиты раннефранского воз раста, 4 – туфы базальтов, 5 – зона латеритных бокситов, 6 – переотложенные бокситы, 7 – венд-среднедевонская кора выветрвиания каолинит-гидрослюдистого состава, 8 – доломиты докембрия, 9 – микроклиниты (метасоматически измененные базальты) Материнские породы представлены здесь массивными розовато-светло-серыми и светло-серыми слабо глинистыми доломитами плотностью 2,77 г/см3 и пористостью 3%.



Pages:     | 1 |   ...   | 17 | 18 || 20 | 21 |   ...   | 30 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

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.