Позднедокембрийский гранитоидный магматизм поднятия Енганепэ (Полярный Урал)

  • Вид работы:
    Дипломная (ВКР)
  • Предмет:
    Геология
  • Язык:
    Русский
    ,
    Формат файла:
    MS Word
    56,7 Кб
  • Опубликовано:
    2016-02-13
Вы можете узнать стоимость помощи в написании студенческой работы.
Помощь в написании работы, которую точно примут!

Позднедокембрийский гранитоидный магматизм поднятия Енганепэ (Полярный Урал)















Позднедокембрийский гранитоидный магматизм поднятия Енганепэ (Полярный Урал).

Содержание

Введение

. Геология поднятия Енганепэ

.1 Стратиграфия

.2 Интрузивный магматизм

.3 Тектоническое строение изученного района

.4 Полезные ископаемые

. Геология и петрография массива Южный

.1 Геологическое строение, характеристика вмещающих пород

.2 Петрография

. Блоки гранитоидов в зоне серпентинитового меланжа

.1 Геологическое строение

.2 Петрография

4. Гальки гранитоидов из конгломератов и гравелитов енганепэйской свиты

.1 Геологическая позиция конгломератов и гравелитов

.2 Петрография

5. Геохимическая характеристика позднедокембрийских магматических пород поднятия Енганепэ

Заключение

Литература

Приложение

Введение

Данное исследование проводилось с целью реконструкции геологической и тектонической истории доуралид и эволюции магматизма Полярного Урала. Среди палеозойских уральских структур сохранились лишь фрагменты доуральского орогена, и установление этапов его эволюции находится на зачаточном уровне и весьма актуально.

Полевые работы проводились в составе отряда Института геологии Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар) на западном склоне Полярного Урала в районе поднятия Енганепэ в 30 км к ЮВ от Воркуты, в пределах листов Q-41-V,VI,XI карты масштаба 1:200 000. Сроки проведения экспедиции - с 04.07.2010 по 03.08.2010.

Фактический материал: более ста образцов пород, 42 петрографических шлифа, 21 проба на силикатный анализ, 12 проб на анализ элементов-примесей.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

  1. составление представительной коллекции образцов позднедокембрийских магматических пород, дополненной результатами детальных полевых наблюдений;
  2. петрографическое изучение пород;
  3. определение макро- и микроэлементного состава пород и интерпретация полученных данных;
  4. сравнение структурных, петрографических и геохимических характеристик изученных пород.

Выполнение поставленных задач включало следующее:

летом 2010 года во время полевого сезона были задокументированны обнажения пяти магматических тел в пределах докембрийского ядра Енганепейской брахиантиклинали.

изготовлены и описаны петрографические шлифы (42 штуки; изготовлены в шлифовальной лаборатории ИГ Коми НЦ УрО РАН)

по результатам петрографического изучения отобраны 12 образцов, для которых определены содержания элементов-примесей (с использованием масс-спектрометра ICP-MS «ELEMENT2» в ГЕОХИ РАН), для 21 образца были определены содержания петрогенных элементов (методами классического химического анализа и рентгено-флюоресцентного спектрального анализа в ИГ Коми НЦ УрО РАН)

по геохимическим данным с использованием программных средств (MS Exel, Igpet, CorelDRAW, Photoshop) построены диаграммы, выполнена их интерпретация.

1. Геология поднятия Енганепэ

.1 Стратиграфия

В геологическом строении поднятия Енганепэ принимают участие протерозойские, палеозойские и кайнозойские отложения. Протерозойские и раннепалеозойские породы представлены преимущественно метавулканогенными образованиями позднерифейско-поздневендского возраста и метатерригенными породами верхнего венда - нижнего кембрия. Палеозойские осадочные породы образуют практически непрерывный разрез, с верхнего кембрия по верхнюю пермь. В составе кайнозойских образований выделяются верхнепалеогеновые коры выветривания и плиоцен-голоценовые отложения.

Протерозойская акротема,

верхнепротерозойская эонотема,

верхний рифей - венд

В пределах поднятия Енганепэ присутствуют породы от верхнего рифея до верхнего венда. Основная часть выступа сложена позднедокембрийским комплексом доуралид - образованиями позднерифейско-раннекембрийского возраста, а по краям на них несогласно залегают породы позднекембрийско-раннеордовикского возраста, слагающие основание разреза уралид.

Существует проблема стратиграфического расчленения позднедокембрийских-раннекембрийских образований Енганепэ. На сегодняшний день существует две основных точки зрения по поводу стратиграфии этих толщ.

По результатам работ по ГДП-200 партии ОАО "Полярноуралгеология" под руководством М.А.Шишкина в районе Енганепэ выделяется 3 разновозрастных стратифицированных подразделения: манюкуяхинская терригенная свита (R3mj), бедамельская серия вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород (R3-V2bd), и енганепэйская свита терригенных пород (V2-Є1en). Непрерывно дифференцированные вулканиты и вулканогенно-осадочные породы бедамельской серии охарактеризованы как продукты надсубдукционного вулканизма (Отчет Воркутинской ГСП за 2001-2005 гг.).

Н.Б. Кузнецовым было предложено иное расчленение распространённых здесь доуральских стратифицированных комплексов (Кузнецов и др., 2007). В соответствии с этим расчленением, на поднятии Енганепэ выделяются две толщи близкого возраста: бедамельская толща вулканитов и вулканогенно-осадочных пород и енганепэйская толща терригенных пород, которые слагают изоклинально складчатый пакет тектонических покровов.

В данной работе расчленение докембрийской стратиграфии будет приведено по Н.Б. Кузнецову.

Верхнерифейско-вендские отложения. Бедамельская серия (R3-V2bd). Традиционно картируется нерасчлененной (Гессе и др., 1986; Годовиков, 1983). Это обусловлено тем, что, несмотря на широкие поля ее развития, представительные разрезы отсутствуют, вместо этого развиты отдельные скальные выходы и курумы. При этом состав вулканогенных образований серии достаточно однообразен. В нижней части разреза преобладают базальты, андезибазальты, андезиты, трахибазальты, их кластолавы и лавобрекчии, дациты и их туфы, а также туфоконгломераты и туфогравелиты. Нередко основные породы превращены в зеленые сланцы. Верхняя часть разреза представлена лавами кислого состава, а также их кластолавами и туфами. Повсеместно среди эффузивных и пирокластических пород кислого состава встречаются ксенотуфы и ксенокластолавы, содержащие обломки андезитового и андезибазальтового состава.

Как показывает анализ имеющихся петрохимических данных (Гессе и др., 1986), бедамельские вулканиты представлены двумя ассоциациями: известково-щелочной, непрерывно дифференцированной от андезибазальтов до риолитов, и субщелочной - трахибазальт-трахиандезит-трахириолитовой. Кроме того, в области кислых составов намечается ветвь низкощелочных риодацитов. Характер вулканизма бедамельской серии соответствует по геодинамической обстановке зрелым (энсиалическим) островным дугам. В качестве основных критериев такого сопоставления следует считать: 1) отсутствие признаков толеитового магматизма; 2) резкое преобладание пород известково-щелочной серии, дифференцированной от андезибазальтов до риолитов, со средним составом, отвечающим дациту (SiO2=65.68%); 3) присутствие дифференцированных образований калиево-натриевой субщелочной и, по-видимому, шошонитовой ассоциации (Канев и др., 1993).

Породы бедамельской серии несут черты дизъюнктивной и пликативной дислоцированности, повсеместно отмечаются зоны дробления, брекчирования. По характеру и интенсивности проявления регионального метаморфизма породы относятся к средней субфации зеленосланцевой фации (характерны такие минералы, как актинолит, хлорит, альбит, серицит, эпидот, кварц, карбонат и лейкоксеновый агрегат).

Позднерифейский возраст низов разреза бедамельской серии обосновывается сборами микрофоссилий, а также богатым комплексом нитчатых водорослей, характерным для укской свиты Южного Урала, из разреза рч. Столбовой (за пределами изучаемой территории) (Дембовский, 1989ф). Верхняя часть серии имеет поздневендский возраст, что обосновывается полученными М.А. Шишкиным данными определения абсолютного возраста риолитов экструзивно-субвулканической фации, выходящих на поверхность в южной части поднятия Енганепэ (Савельева, 1980). Полученный возрастной интервал - 555-547 млн. лет (единичные цирконы, ионный микрозонд SHRIMP-II, ЦИИ ВСЕГЕИ) - отвечает началу позднего венда.

Образования бедамельской серии перекрываются отложениями вышележащей енганепэйской свиты. Контакт между ними согласный. В основном же, на породах бедамельской серии, с размывом и угловым несогласием, лежат отложения манитанырдской серии (Є31mnt). Верхняя граница бедамельской серии проводится по кровле пачки туфов и кластолав риолитов. Суммарная мощность бедамельской свиты в районе - более 2500 м.

Верхнепротерозойская эонотема, верхний венд - фанерозойская эонотема, палеозойская эратема, кембрийская система, нижний отдел.

Енганэпейская свита (V21en). Впервые выделена в 1942 г. К.Г.Войновским-Кригером на хр. Енганепэ, от которого и получила свое название. Отложения свиты рассматривались в качестве образований завершающей стадии доордовикского этапа развития севера Урала и помещались в верхнюю часть разреза доуралид. При ГДП-50 Б.Я. Дембовским показано более высокое стратиграфическое положение собственно енганепэйской свиты относительно бедамельской серии (Гессе и др., 1986).

Отложения свиты широко распространены на поднятиях Енганепэ и Манитанырд. На кряже Манитанырд в составе пород существенную роль играет вулканогенная составляющая и породы псаммитовой размерности. В целом для района можно выделить 2 фации енганэпейской свиты: мелководно-удаленно-морскую (на Енганепэ) и прибрежно-морскую (на Манитанырде). При проведении крупномасштабных геологосъемочных работ в 70-х - 80-х годах XX века было подмечено, что на юге поднятия Енганепэ (бассейны рек Правый и Левый Изъявож и верхнее течение р. Шервож) в разрезе преобладают глинистые породы, в то время как на севере поднятия (бассейн рек Манюкуяха и Янаскеулектальба) существенную роль играют обломочные породы песчанистой размерности, вмещающие пачки и отдельные горизонты гравелитов и пудинговых конгломератов (диамиктитов). По мнению Б.Я.Дембовского, А.А.Савельева и др., обломочные породы представляют собой прибрежно-морскую, а существенно глинистые образования - удаленно-морскую фации енганепэйской толщи.

Мелководно-удаленно-морская фация - ритмично переслаивающаяся флишоидная толща, сложенная преимущественно серыми и темно-серыми алевритистыми аргиллитами и черными аргиллитами, слабо углеродистыми, реже песчаниками алевритистыми, мелкозернистыми. Ритмичность двухчленная, когда в ритмах участвует серый алевритистый аргиллит и черный аргиллит, или трехчленная, где присутствует песчаник. Характер ритмичности трансгрессивный. Границы ритмов отчетливые, резкие. Мощность ритмов и слоев литологических разностей внутри ритмов составляет соответственно первые десятки см (до метра), и от миллиметров до первых сантиметров. О мелководности бассейна, в котором формировались эти породы, свидетельствуют знаки ряби на поверхности напластования песчано-глинистых сланцев. Тонкий терригенный материал, хорошая сортировка и четко выраженная слоистость пород указывают на относительную отдаленность источника сноса.

Прибрежно-морские фации енганепэйской свиты на кряже Манитанырд и на севере Енганепэ представлены грубым переслаиванием серых и зеленовато-серых туфоалевросланцев, мелко-средне-крупнозернистых, местами грубозернистых туфопесчаников, туфогравелитов. Доля тонких глинистых и алевритистых разностей, представленных стально- и темно-серыми сланцами, в разрезе незначительна. В строении толщи выделяются двучленные ритмы мощностью от первых сантиметров до первых метров и даже до десятков метров, которые крайне не выдержаны по мощности и простиранию. Слоистость пород волнистая, иногда косая. Сортировка и окатанность материала плохая. Примечательной остается четко выраженная градационная слоистость, хотя границы между слоями внутри ритма резкие. Такие ритмы можно отнести к грубому флишу, характеризующемуся довольно большими мощностями и повышенной ролью песчаной составляющей. Внутри грубых по крупности обломочного материала слоев можно видеть появление участков с уплощенными вытянутыми обломками ниже залегающих туфоалевросланцев.

На аэрофотоснимках енганепейская свита, особенно поле мелководно-морских фаций на поднятии Енганепэ, хорошо дешифрируется по светло-серому фототону и полосчатому фоторисунку, обусловленному ритмичностью пород.(Отчет Воркутинской ГСП за 2001-2005 гг.)

Возраст енганэпейской свиты обосновывается сборами микрофитолитов венда, отобранными из разреза руч. Пр. Изъявож (определения Л. Н. Ильченко): Bavlinella faveolata Schep., Leiosphaeridia pelucida Schep., L. minor Schep., L. bicrura Jank., L. minutissima (Naum.), Schep., Oscilatoriopsis wernadskii Schep., Asperatopsophosphaera partialis Schep., A. pseudus Schep., Nucellosphaeridium sp., Spumiosa rubiginosum (Andr.), Arctacellularia doliiformis Tim., Politrichoides lineatus Herm., Eomicetopsis tipicus (Herm.), Tortunema sibirica Herm., Protospermopsimorpha annulata Ilt. (Дембовский, 1989ф). При этом нижний возрастной предел свиты скорректирован М. А. Шишкиным и др. до позднего венда на основании приведенных выше при характеристике бедамельской серии данных абсолютного датирования риолитов ее верхней части. Верхний возрастной предел формирования флишевой формации енганепэйской свиты условно принят раннекембрийским, что подтверждается результатами датирования детритовых цирконов из песчаников свиты. Наиболее молодые цирконы из песчаников, отобранных в северной части поднятия Енганепэ, на правом притоке р.Манюкуяха, имеют возраст 590 млн лет (Кузнецов и др., 2009), а из прослоев песчаников в алевролитах в южной части поднятия Енганепэ, на р.Правый Изъявож - 530 млн. лет (Soboleva et al., 2010)

Контакты с подстилающими отложениями бедамельской серии согласные (руч. Камашор), однако в нижней части енганепэйской свиты участками развиты пудинговые конгломераты, содержащие обломки вулканитов бедамельской серии, что можно рассматривать как свидетельство местной эрозии и переотложения материала водными потоками или/и ледниками. Перекрывающие отложения манитанырдской серии налегают на породы енганэпейской свиты с отчетливо выраженным размывом, угловым и азимутальным несогласием (особенно четко проявленным в разрезе на руч. Пр. Изъявож). Мощность свиты 1200 - 1500 м.

Палеозойская эратема кембрийская система, нижний отдел - пермская система, нижний отдел.

Крылья Енганепэйской антиклинали сложены отложениями палеозойского возраста, относящимся к следующим стратиграфическим подразделениям (рис. 2):

Манитанырдская серия (Є3-O1mn) впервые была выделена М.Н. Пархановым в 1949 г. на кряже Манитанырд. В ее состав он включал терригенные и карбонатные отложения, несогласно залегающие на вулканогенно-осадочных породах нижнего структурного этажа в районе хр. Манитанырд. Последующие исследователи: О.В. Суздальский, Ю.Б. Евдокимов и вслед за ними Б.Я. Дембовский и др. верхнюю карбонатную часть разреза свиты М.Н. Парханова отнесли к щугорской свите среднего-верхнего ордовика, а под манитанырдской серией стали понимать только терригенную часть разреза (Дембовский, 1983ф). Манитанырдская серия представлена переслаиваниями конгломератов, песчаников, алевролитов и аргиллитов.

Хантейская свита (O2-3ht) представлена карбонатными и терригенно - карбонатными отложениями среднего и позднего ордовика. Отложения свиты, представлены доломитами темно-серого и близко к черному цветам, с массивной или неясно - слоистой текстурой и известняками темно - серого и близко к черному цветам, со средне тонкослоистой и перекристаллизованной текстурой, с вкраплениями и трещинами с кальцитом, присутствуют зеркала скольжения.

Харотская свита (S1-2hr).

нижнехаротская подсвита (S1-2hr1) отложения представлены в основном темно-серыми, черными известняками и черными плитчатыми, углисто-кремнивыми и углисто-глинистыми сланцами, также прослеживаются маломощные прослои аргиллитов.

Табаротинская серия и седъёльская свита нерасчлененные (O3-S1tb-sd) Образования данного литокомплекса закартированы вдоль западного склона хр. Енганэпэ в пол осе от р. Лёк-Елец до северной рамки листа. Картируются нерасчлененными ввиду плохой обнаженности. Отложения представлены довольно однородными толщами массивных и плитчатых мелко- и среднекристаллических вторичных доломитов.

Гердъюская и гребенская свиты нерасчлененные (S2gr-gb) отложения данных свит изучены в пределах хребта Енганепэ (Полярный Урал), где они слагают западное и южное крылья брахиантиклинальной структуры (Отчет Воркутинской ГСП за 2001-2005 гг.). Отложения свиты представлены переслаивание доломитизированного известняка с пустотами выщелачивания и микротрещинами, заполненными кальцитом, и гнёздами белого крупнокристаллического доломита, а так же переслаивание мелкозернистого и среднезернистого доломитизированного известняка с микротрещинами, заполненными кальцитом и карбонатом, и пустотами выщелачивания.

Овинпармская свита и бетьюская серия нерасчлененные (D1op-bt). Нерасчленённые отложения овинпарской свиты и бетьюской серии относятся к лохковскому и пражскому ярусам. Впервые нижнедевонские отложения были установлены и фаунистически охарактеризованы К.Г. Войновским-Кригером и В.В. Погоревичем предположительно в 40-50 гг. прошлого века. Отложения представлены известняками, доломитизированными известняками с прожилками кальцита, мелко- и микрозернистые, в основном темно-серого цвета. Отдельные пласты представлены глинистыми известняками.

Вучвожская свита (D1vu) впервые вучвожская свита была выделена А.И. Першиной, а название получено по ручью Вучвож.

Шервожская свита (D1-2sv) название дано по руч. Шервож, в близи которого на р. Лек-Елец находится один из опорных разрезов свиты.

нижнешервожская подсвита (D1-2 sv1) представлена очень характерным литокомплексом тонко-среднеслоистых темно-серых нормально-морских биоморфных и биокластических известняков, переслаивающихся с углисто-глинистыми сланцами.

верхнешервожская подсвита (D1-2 sv2): нижняя граница условно проводится с последними выходами нижнешервожской подсвиты и вучвожской свиты нерасчлененных, верхняя - с началом доломито - известняковой толщи. Отложения подсвиты представлены перекристаллизованными, доломитизированными и слоистыми известняками со стилолитовыми швами, линзовидной слоистостью.

Доломитово-известняковая толща (D2-3di): Породы данного литологического комплекса распространенны вдоль обоих склонов хребта Енганепэ, обнажаясь по р. Лёк-Елец и в нижнем течении р. Шервож. Практически полный разрез толщи вскрывается на юго - западной части антиклинальной складки на левом борту р. Шервож в нижнем течении. Отложения представлены известняками с ярко выраженной трещиноватостью на выветренной поверхности. Также можно наблюдать многочисленные ветвистые остатки водорослей и полости, заполненные кальцитом.

Бахромчатая толща (D3bh) расположена вдоль западного крыла Енганепэйской брахиантиклинали. Она обнажена по р. Лек-Елец и руч. Шервож. Она сложена темносерыми известняками мелкозернистыми с кружевным (бахромчатым) рисунком на выветрелой поверхности, известняками с пятнистой доломитизацией (бугристыми), доломитизированными известняками и доломитами.

Сартьюская свита (C1sj) впервые предложена Л.С. Колесник в процессе ГДП - 200 Воркутинской площади для карбонатной толщи поздне-визейско-серпуховского возраста (Попов, 2005). Распространена вдоль западного крыла Енганепэйской брахиантиклинали. Обнажена по р. Лек-Елец и Большая Уса. Сложена в нижней части разреза перекристаллизованными известняками, пятнистыми полидетритовыми известняками. Верхняя часть разреза сложена темно- серыми полидетритовыми и брахиопододетритовыми перекристализованными известняками, переслаивающимися доломитизированными известняками, кремнистыми известняками.

Палеозойские отложения на изучаемой территории относятся к двум структурно-фациальным зонам: Бельско-Елецкой и Сакмаро-Лемвинской. Первая включает отложения, образовавшиеся в условиях мелкого шельфа, вторая - образования континентального склона и подножия пассивной окраины Восточно-Европейского континента. Граница между ними мигрировала в западном направлении на рубежах раннего - среднего ордовика и позднего ордовока - силура. Вследствие этого западное крыло антиклинали представлено мелководными терригенно-карбонатными образованиями ордовикского возраста, а в восточном крыле наблюдается налегание рифовых комплексов позднего силура и раннего девона на отложения нижнехаротской подсвиты. Амплитуда миграции края мелкого шельфа в течение силура - среднего девона оценивается в 10 - 15 км.

Цементнозаводская свита (C2cz). Представлена темно-серыми и коричневато-серыми пелитоморфными и перекристаллизованными водорослево-детритовыми и мшанково-брахиоподовыми известняками, битуминозными, с сильным запахом сероводорода, средне-толстослоистыми, с редкими включениями серых кремней. Свита датируется по башкирским и раннемосковским осадкам. Определены брахиоподы: Elivia lira (Kut.), Martinia semiglobosa Tsch., Neopricodothyris asiatica (Chao), Pugnax swallovi Schum. и др., фораминиферы: Pseudostaffella antiqua (Dutk.), Ps. gorskii (Dutk.), Neoarchaediscus sp., Ozawainella ex gr. mosquensis Raus., Eostaffella ex gr. mutabilis Raus. (Беляков, Енокян 1967ф).

Сизымская свита (P1sz). Обнажена на р. Лёк-Елец, где без видимого несогласия непосредственно залегает на известняках цементнозаводской свиты нижнемосковского подъяруса карбона. Представлена известняками глинистыми (мергелистыми) зеленовато-серого, с поверхности буровато-желтого цвета, тонкослоистыми, среднезернистыми, местами криноидными. Содержит обильный комплекс брахиопод, в котором содержатся характерные формы ассельского яруса (Беляков, Енокян 1967ф): Achunproductus achunovensis Step., Plicatifera neoplicatilis Step., Cancrinella cancriniformis Тscher., Brachythyris panduriformis Kut., Spirifer holzapheli Tscher., Eliva lyra Kut.; также фораминиферы: Protonodosaria praecursor Raus., P. proceraformis Gerke, Nodosaria ex gr. netschajevi Tscher., Ammodiscus semiconstrictus Wat. и др. Мощность свиты 6 м.

1.2 Интрузивный магматизм

В пределах поднятия Енганепэ выделяют магматические образования двух тектоно-магматических этапов: байкальского и каледоно-герцинского.

Интрузии байкальского тектоно-магматического этапа.

Включают в себя 3 комплекса: енганэпейский комплекс гипербазитовый плутонический (υR3), нияюский комплекс плагиогранит-тоналитовый плутонический (δ,γδ, pγ R3n), экструзивно-субвулканические образования лядгейского риолитового комплекса (lV2ld).

Енганэпейский комплекс гипербазитовый плутонический (υR3)

Выделен В.Н. Гессе и др. для доордовикских серпентизированных гипербазитов на хр.Енганепэ (Гессе,1963ф), затем объединялся с сивъягинским в сивьягинско-енганэпэйский комплекс базальтовых гипербазитов (Подсосова и др., 1974ф; Маслов и др., 1977ф; Дембовский и др., 1983ф). Позже снова стал рассматриваться как самостоятельный (Корреляция магматических комплексов...,1988), в составе офиолитовой ассоциации байкалид (Душин, 1987ф, 1997).

Небольшие тела метагипербазитов входят в состав зоны тектонического меланжа северо-западного простирания, обнажающегося в северной части поднятия Енганепэ, среди метавулканитов бедамельской серии (бассейны рч. Янескеулектальба и Туманного, район верховьев левых составляющих рч. Тальбейяхакоче). В бассейне среднего течения рч. Янескеулектальба на г. Маленькая обнажаются 6 тел серпентинитов линзовидной и изометричной, неправильной формы (Дембовский и др., 1983ф), которые интерпретируются как компоненты офиолитового меланжа. Размеры тел - 500-800 м по простиранию и 50-250 м по мощности. Будины внутри тектонизированных блоков имеют дециметровый-метровый размер и представлены серпентинитами и нерасчлененными офиолитами, включающими офиокальциты, карбонатизированные дуниты и гарцбургиты, амфиболитизированные габбро и плагиограниты. (Scarrow et al., 2001ф)

Серпентиниты сложены сильно деформированными агрегатами хризотила и антигорита. Встречаются апоперидотитовые породы с реликтовой гипидиоморфнозернистой структурой, сложенные псевдоморфно замещенными зернами пироксенов и оливина (Дембовский и др., 1983ф).

Серпентиниты и серпентинизированные ультрабазиты являются высокомагнезиальными породами и сопоставимы по химическому составу с породами семейства перидотитов (Отчет Воркутинской ГСП за 2001-2005 гг.). Для них характерны очень низкие содержания титана, щелочей, глинозема и извести. Магнезиальный состав, низкая железистость и титанистость сближают эти породы с реститогенными мантийными ультрабазитами альпинотипных массивов Урала (Душин, 1997) и перидотитами ультрабазитового комплекса офиолитов мира (Магматические.., 1988). Апогипербазитовые серпентиниты, развитые в северной части хр. Енганепэ на г. Маленькая и в среднем течении рч.Янескеулектальба, соответствуют по химическому составу (при пересчете на безводную основу) гарцбургитам и лерцолитам.

Возраст енганепэйского комплекса оценивается как допозднекембрийский, по наличию гальки серпентинитов в несогласно налегающих базальных горизонтах манитанырдской серии (Є31). Эта оценка возраста согласуется с U-Pb датой по цирконам, полученной для пород Войкаро-Сыньинского массива - 585±6 млн лет, (Савельева и др., 2007).

Нияюский комплекс плагиогранит-тоналитовый плутонический (δ,γδ, pγ R3n)

Данный комплекс назван по р. Ния-Ю, в верховьях которой на водоразделе с руч. Бадьяшор описано одно из типичных тел (Дембовский и др., 1983ф). Несколько мелких тел тоналитов и кварцевых диоритов расположены в северной части поднятия Енганепэ (Гессе и др., 1963ф). Ранее эти тела включались в состав малоусинско-кызыгейского (Подсосова и др., 1974ф; Лямин и др., 1983ф) или малоусинского (Кадастр..., 1988) комплексов. Б.Я. Дембовским и др. (Дембовский и др., 1983ф) на хр. Енганепэ они выделялись как диориты (dЄ3 ) предрифтовой стадии уралид, а на хр. Манитанырд относились к «допалеозойским интрузиям». М.А.Шишкиным с соавторами (Отчет Воркутинской ГСП за 2001-2005 гг.) кварцевые диориты и тоналиты были выделены в качестве самостоятельного нияюского комплекса и рассматривались как интрузивные аналоги андезитов-дацитов верхней толщи бедамельской серии.

Три самых крупных тела нияюского комплекса расположены на водоразделе рр. Манюкуяха и Янескеулектальба, где они представляют блоки в полосе серпентинитового меланжа. Они слегка вытянуты в северо-западном направлении, наибольший имеет размер 1.6 х 0.8 км. Более мелкие блоки гранитоидов в зоне серпентинитового меланжа развиты в нижнем течении р. Янескеулектальба.

Тела сложены серыми, светло-серыми, серо-зелеными, иногда полосчатыми за счет позднего окварцевания, мелко-среднезернистыми рассланцованными, катаклазированными породами, перекристаллизованными при метаморфизме уровня фации зеленых сланцев. Сохранились реликты первичных магматических структур - гипидиоморфнозернистой, порфировидной, пойкилитовой и габбро-офитовой. Состав пород (об. %): соссюритизированный и серицитизированный плагиоклаз (50-55), частично замещенная актинолитом и хлоритом зеленая роговая обманка (25-30), кварц (15), лейкоксен и гематит.

По петрохимической классификации породы относятся к семействам диоритов (кварцевые диориты) и гранодиоритов (тоналиты), характеризуются нормальной щелочностью калиево-натриевого и натриевого типа (Na2O/K2O - 1.5-7.2) при вариациях содержания K2O от 0.5 до 2.4 мас. %, преимущественно с высокой глиноземистостью (al=Al2O3/(MgO+Fe2O3+FeO) в среднем составляет - 1.27). (Моргунова, Соболева, 2007). Подробнее геохимические сосбенности нияюского комплекса обсуждаются в главе 5.

Возраст пород комплекса оценивается как допоздневендский исходя из присутствия пород, петрографически идентичных породам данного комплекса, в гальке конгломератов енганепэйской свиты. SHRIMP U-Pb возраста цирконов из кварцевых диоритов составляют 734±8 млн лет (Соболева и др., 2008), тоналитов - 719 ± 10 млн лет (U-Pb метод, по ед. цирконам) (Отчет Воркутинской ГСП за 2001-2005 гг.), секущих их жил плагиогранитов - 670±5 млн. лет. (U-Pb метод) (Хаин и др., 1999), позволяют считать возраст комплекса позднерифейским.

Экструзивно-субвулканические образования лядгейского риолитового комплекса (lV2ld). Представлены на юге поднятия Енганепэ многочисленными телами риолитов и риодацитов, комагматичных кремнекислым покровным образованиям верхов бедамельской серии. Форма тел в плане преимущественно неправильная и овальная, субмеридионального СЗ и СВ простирания. Часть из них, вероятно, представляет собой фрагменты жерловых аппаратов. Риолиты и риодациты хорошо выделяются на АФС по светлому фототону. Вмещающие породы представлены андезибазальтами и кластолавами бедамельской серии, а также терригенными образованиями енганепэйской свиты. Контакты тел активные, риолиты и риодациты при приближении к ним приобретают афанитовый облик.

Макроскопически риолиты и риодациты лядгейского комплекса представляют собой светло-зеленые, светло-серые, светло-розовые породы, массивные и флюидальные, плотные, с раковистым сколом, с вкрапленниками калиевого полевого шпата и плагиоклаза (фото 1, 2). Структура основной массы микропойкилобластовая, в сочетании с микрофельзитовой и элементами гранофировой. Состав: полевые шпаты и продукты их изменения 65-75 %, кварц 25-35 %. Вторичные минералы: тонкопылеватый гематит, серицит, хлорит, альбит, лейкоксен, пирит. Акцессорные минералы (циркон, монацит, ортит) единичны. Ориентировка уплощенных зерен кварца определяет неясно-флюидальную текстуру. В кластолавах обломки слабо отличаются от цемента, обладают реликтовой фельзитовой структурой и ориентированы в одном направлении. В жерловых фациях наблюдаются специфические миндалекаменные текстуры («гороховый камень»). Миндалины зональные, выполнены кальцит-альбит-кварцевым материалом. По химическому составу породы относятся преимущественно к нормальному и отчасти умеренно-щелочному рядам, по щелочности принадлежат преимущественно к Na и отчасти K-Na сериям, весьма высокоглиноземистые. На петрохимических диаграммах ложатся в поля их эффузивных аналогов из верхов бедамельской серии.

Изотопный возраст риолитов лядгейского комплека определен по единичным цирконам U-Pb методом на ионном микрозонде SHRIMP-II в ЦИИ ВСГЕИ (Шишкин и др., 2004). Он составляет 555-547 млн. лет и отвечает, таким образом, началу позднего венда.

В 2009 году на юге поднятия Енганепэ в поле бедамельской серии на г. Южная впервые был закартирован геологами компании Голдминералс (Сыктывкар) гранитоидный интрузив и в 2010 г. был определен U-Pb возраст цирконов из гранитоидов - 638±5 (SHRIMP-RG, Стэнфорд), что соответствует позднему рифею (Soboleva, at all, 2010).

.3 Тектоническое строение изученного района

Изучаемый район расположен в пределах листов Q-41-V,VI,XI, включает фрагменты двух крупных тектонических структур - Уральской складчатой системы и Предуральского краевого прогиба, граница между ними проводится по линии Главного Западноуральского надвига (ГЗУН). Геологические комплексы изученного района формируют три структурных этажа: байкальский, каледоно-герцинский и мезокайнозойский. Границами их являются региональные структурные несогласия. Изучаемая территория относится к Собскому поперечному поднятию

Байкальский структурный этаж. Его комплексы выходят на поверхность к западу от Главного Уральского надвига (ГУН) и представленны преимущественно терригенно-вулканогенными складчатыми образованиями верхнего рифея - нижнего кембрия, метаморфизованными в условиях зеленосланцевой фации. Они отвечают геодинамическим обстановкам: спредингового окраинного моря (енганэпэйская офиолитовая формация); задугового окраинного моря (кремнисто-вулканогенная манюкуяхинская формация); островной дуги (дифференцированная андезибазальтовая бедамельская, контрастная риолит-базальтовая лядгейская формации); коллизии (енганэпэйская молассовая формация). Видимые структуры байкалид обнажаются в ядрах Енганепэйской и Манитанырдской антиклинальных структур, позднее эти структуры были вовлечены в каледоно-герцинский тектогенез.

В ядре антиклинали Енганепэ выходят образования байкальского структурного этажа, в пределах которого выделяются линейные складчатые структуры байкальского этапа: Изъявожская и Манюкуяхинская антиклинали, Шервожская и Нижнеизьявожская синклинали. Все они в современной структуре имеют близкую к субмеридиональной ориентировку шарниров и осевых плоскостей. Расстояние между осями складок составляет от 2 до 4 километров. Крылья осложнены мелкой изоклинальной складчатостью с опрокинутыми на запад осевыми плоскостями, падения на крыльях 35-60?. Ядра синклиналей выполнены отложениями енганепейской свиты, а ядра антиклинальных структур представлены породами бедамельской вулканической серии (Отчет Воркутинской ГСП за 2001-2005 гг.). Они отвечают геодинамическим обстановкам: спредингового окраинного моря (енганэпэйский гипербазитовый комплекс); примитивной островной дуги (нияюский комплекс плагиогранитоидов), островной дуги (дифференцированная бедамельская серия), коллизии (енганэпэйская молассовая формация) (Государственная…, 2005;Соболева и др., 2008).

Манитанырдский антиклинорий представляет собой сложно построенную линейную антиклинальную складку, опрокинутую на северо-запад и отчасти надвинутую по крутому Западноманитанырдскому взбросо-надвигу на Нияюскую синклиналь. Осложняющие его складки сжатые, также опрокинуты на северо-запад; расстояние между осями осложняющих складок от 1,5 до 2 километров. Преобладающее падение осевых плоскостей юго-восточное с углами 60-75?. В ядре антиклинория на дневную поверхность выходят образования байкальского этажа, первичный структурный план которых полностью переработан в период уральского тектогенеза. Однако фрагменты первичных доуральских структур все-таки реконструируются по выходам разновозрастных рифейских образований и утыканиям их границ в подошву трансгрессивно налегающих позднекембрийско-раннеордовикских отложений манитанырдской серии. Ядра доуральских антиклинальных структур сложены образованиями бедамельской серии, ядра синклиналей - отложениями енганэпэйской свиты. Падения крыльев складок крутые - 50-70?.

Общая мощность образований байкальского структурного комплекса - более 4 км.

Каледоно-герцинский структурный этаж

Образования каледоно-герцинского этажа в пределах изученной территории представлены стратифицированными свитами, сериями, толщами, рифовыми массивами, слагающими крупные складки.

Енганепэйская герцинская брахиантиклиналь представляет собой крупную брахиформу размером 40х12 км с осью, ориентированной в северо-восточном направлении. Северо-западное крыло крутое (угол падения 50-60?), осложнено взбросо-надвигом, юго-восточное - более пологое (угол падения 30-40?). Шарнир полого, под углом 10-15?, погружается к ЮЮЗ.

В Манитанырдском антиклинории каледоно-герцинский структурный этаж представлен породами манитанырдской серии, сохранившимися только в ядрах синклинальных структур.

Нияюская синклиналь разделяет брахиантиклиналь Енганэпэ и Манитанырдский антиклинорий. Северо-западное крыло синклинали характеризуется углами падения 30-45? на юго-восток. Юго-восточное крыло опрокинуто на северо-запад и сложено интенсивно дислоцированными силурийско-девонскими образованиями, которые отслоены от ордовикского основания и в виде серии паравтохтонных чешуй, осложненных мелкой изоклинальной складчатостью, надвинуты на запад.

Разрывные нарушения на территории герцинских поднятий Енганепэ и Манитанырд, представлены каледоно-герцинскими разрывами. Наиболее крупными из них в северо-западной части территории листа являются: Главный Западноуральский надвиг (ГЗУН), Шервожский, Западноенганепэйский и Восточноенганепэйский взбросо-надвиги, имеющие северо-северо-восточное простирание.

ГЗУН представляет собой зону крупных региональных взбросо-надвигов, впервые выделенную В.В.Юдиным, по которой Западноуральская структурная зона сочленяется с Предуральским краевым прогибом.

Шервожский, Западноенганэпэйский, Енганэяхинский и Западноманитанырдский взбросо-надвиги по сути играют ту же роль, что и ГЗУН, ограничивая серию тектонических блоков-клавиш последовательно, но незначительно взброшенных друг на друга по направлению с юго-востока на северо-запад. Плоскости сместителей их достаточно круты (углы падения 60-70°), амплитуда взбросов - от первых десятков до первых сотен метров.

Далее на юго-востоке, в пределах листа Q-41-XI карты масштаба 1:200 000 расположены Вучвожский и Нияюский крупные пологие надвиги (шарьяжи), ограничивающие тектоничекие покровы. Плоскости сместителей падают на юго-восток под углами около 400.

.4 Полезные ископаемые

В пределах Енганепэйской брахиантиклинали встречаются точки минерализации золота, ртути, меди, вольфрама, серебра, никеля, марганца. Среди неметаллических полезных ископаемых встречаются березиты.

Золото коренное. Коренные рудные объекты района представлены рядом пунктов минерализации, относящихся к следующим типам: гидротермальному (золото-сульфидная формация), выветривания (формация золотоносных кор выветривания), золотоносных конгломератов (метаморфизованных россыпей).

Золото россыпное. Установлены 3 непромышленные россыпи, многочисленные шлиховые потоки золота и проявления погребенных россыпей. Все они приурочены к долинам водотоков кряжей Енганэпэ и Манитанырд. Основная масса россыпей и шлиховых потоков связаны с современными и позднеплейстоценовыми аллювиальными отложениям, часть Верхненияюской россыпи - с палеогеновыми корами выветривания, а часть Шервожской и все погребённые россыпи - с древнеаллювиальными и элювиально-делювиальными отложениями. Для россыпей района характерно неравномерное струйчатое и гнездовое распределение золота. Из-за низких содержаний металла и небольших ресурсов все россыпи отнесены к непромышленным.

Существенный интерес в отношении прогноза коренной золотоносности могут представлять проявления погребенных россыпей, установленные по скважинам вне пределов основных долин погребённых россыпей, и комплексный с киноварью шлиховой поток в пойменно-русловых отложениях рч. Лев. Изъявож, которые характеризуются устойчивой знаковой золотоносностью, а нередко и весовой (до 1,52 г/м3).

Кварц пьезооптический. Представлен пунктами минерализации, которые приурочены к тектоническим нарушениям и оперяющим их мелким разломам породах бедамельской и манитанырдской серий, енганэпэйской свиты. Размеры кристаллов на Енганепэ до 4 см. Кристаллы кварца молочные и прозрачные. Все пункты минерализации не имеют промышленного значения.

Медь. Единственный пункт минерализации (формация медистых песчаников) находится на восточном склоне хреюта Енганэпэ. Представлен прожилково-вкрапленной минерализацией пирита, реже халькопирита в элювии серых песчаников близ границы красноцветной и сероцветной частей разреза манитанырдской серии. Практического интереса не представляет, фиксируя потенциальную меденосность зоны.

Никель. Пункты минерализации выявлены в зоне серпентинитового меланжа в северной части Енганепэ (Отчет Воркутинской ГСП за 2001-2005 гг.).

2. Геология и петрография массива Южный

.1 Геологическое строение, характеристика вмещающих пород

В южной части выходов протоуралид на поднятии Енганепэ, в привершинной части горы Южная расположен одноименный гранитоидный интрузивный массив, прорывающий бедамельскую серию вулканитов и вулканогенно-осадочных пород (R3-V2).

Массив имеет в плане каплевидную форму, северо-восточный и юго-восточный контакты имеют субвертикальное падение, поэтому этот интрузив можно назвать штоком или магматическим диапиром. Он вытянут в северо-восточном направлении на 600 м при ширине от 40 м в юго-западной части до 250 м в северо-восточной части. Интрузив имеет горячие контакты только с породами бедамельской серии. Кровля интрузива сэродирована и перекрыта терригенными красноцветными породами манитанырдской серии (С3-O1mn).

Интрузивное тело на поверхности представлено, в основном, коллювиальными (т.н. 19, 20, 21, 23-1, 23-2, 23-3, 23-4, 23-5, 23-6, 23-7, 25-6, 25-7, 25-8, 42, 44,), делювиальными (т.н. 22-6, 22-9, 22-11, 23-8, 25-2, 25-4,25-5, 28, 29, 43, 45,46, 47, 57), элювиальными (т.н. 23-9, 23-10, 23-11, 24, 25-3, 27, 30, 51, 52, 53, 57, 59) и смешанными высыпками (практически повсеместно присутствуют во всех склоновых отложениях) и достаточно скудными коренными выходами (т.н. 23-9, 24, 49, 50, 53, 54, 55, 56, ). В юго-восточной и восточной частях массива расположена полоса коренных выходов высотой до 5-7 м и протяжённостью 250 м. Элювиальные высыпки встречаются только исключительно в привершинных частях горы Южная, что соответствует центральной, юго-восточной и восточной частям интрузивного тела. Элювиально-делювиальные, делювиальные и делювиально-колювиальные высыпки характерны для пологих склонов не круче 100 - встречаются в основном на севере, северо-востоке, востоке и северо-западе интрузивного массива. Колювиальные развалы гранитоидов массива в основном распространены на северном склоне горы Южная, за пределами интрузива. Коллювиальные развалы предсталены обширными полями, сложенными крупными изометричными глыбами, в среднем размером 25-40 см. Глыбы имеют в основном многоугольную блочную и иногда толстоплитчатую отдельность. Такая форма отдельности обусловлена, вероятно, характером трещиноватости пород массива Южный. В большом количестве встречаются глыбы самых различных размеров - от первых сантиметров до первых метров.

.2 Петрография

магматический порода петрография енганепэ

В строении массива Южный участвуют биотитовые граниты (слабокатаклазированные и сильнокатаклазированные разности), гранодиориты (слабокатаклазированные и сильнокатаклазированные разности), а также породы эндоконтактовой фации (гранит-порфиры слабокатаклазированные, гранит-порфиры сильно катаклазированные). Наибольшие площади сложены крупно-среднезернистыми биотитовыми гранитами (преимущественно в северной части массива) и гранодиоритами (в основном на юге массива). Практически все породы массива динамометаморфизованы. Многие разности интенсивно катаклазированы, вплоть до образования бластомилонитов.

Биотитовые граниты

Слабо катаклазированные биотитовые граниты (шл. S42-1, S56-5)

Породы этой группы слабо затронуты процессами катаклаза, в них хорошо сохранились первичные магматические структуры и текстуры, местами по трещинам в породе развиты зоны дробления, заполненные обломками породообразующих и комплексом вторичных минералов.

Биотитовые граниты - полнокристаллические породы массивной текстуры с порфировидной, неравномернозернистой структурой. Порфировидные выделения размером до 7 мм представлены плагиоклазом, биотитом и кварцем и составляют около 60 % от объема породы.Основная масса имеет мелко-среднезернистую (0,2-2 мм) гипидиоморфнозернистую структуру.

Породообразующие минералы представлены кварцем (30 %), плагиоклазом (35-40%), КПШ (20-25%) и биотитом (10%).

Акцесорные минералы: редкие зёрна апатита и циркона.

Вторичные минералы: серицит, минералы эпидот-клиноцоизитовой группы, хлорит, карбонаты.

Кварц представлен ксеноморфными выделениями, имеет неоднородное блоковое погасание, слагает как основную массу, так и в самые крупные вкрапленники (от 0,5 до 7 мм).

Плагиоклаз образует субидиоморфные таблитчатые зёрна, имеющие размер от 0,2 до 2,5 мм, в основной массе преобладают зёрна со средним размером около 1 мм. Характерны полисинтетические двойники. Состав плагиоклаза An27, слабо соссюритизирован.

КПШ встречается в виде ксеноморфных зёрен с неровными краями, скорее всего он кристаллизовался последним, микроклиновая решетка почти нигде не наблюдается, иногда попадаются пертиты распада, на контакте с плагиоклазом слабо различимы реакционные границы.

Биотит представлен субидиоморфными чешуйчатыми зёрнами размером от 1 до 2,5 мм, сильно подавленными, что видно по изогнутым очертаниям и трещинам спайности чешуй.

Вторичные изменения: плагиоклаз довольно интенсивно серицитизирован; КПШ иногда немного пелитизирован; биотит полностью замещён Mg-хлоритом, эпидотом.

Сильно катаклазированные биотитовые граниты (шл. S51-1)

Породы этой группы сильно катаклазированы, и только в уцелевших обломках можно наблюдать реликтовые текстуры и структуры.

Граниты в таких обломках имеют массивную текстуру, полнокристаллическую неравномернозернистую (от мелко до средне-крупнозернистой) гипидиоморфнозернистую структуру.

Акцесорные минералы: циркон, сфен

Вторичные минералы: серицит, эпидот, клиноцоизит, хлорит, карбонаты, кварц.

Плагиоклаз представлен субидиоморфными изометричными и удлинёнными таблитчатыми зёрнами длиной от 0,5 до 3 мм, дающими прямоугольные сечения с отношением ширины к длине от 1:2 до 1:5. Хорошо проявлены полисинтетические двойники. Состав плагиоклаза, определенный по симметричному угасанию двойников, - Аn28, что соответствует олигоклазу.

Кварц образует крупные ксеноморфные зёрна с неровными заливообразными краями размером от десятых долей мм до 7-8 мм, имеющими неоднородное, полосчатое погасание.

КПШ слагает ксеноморфные изометричные зёрна с неровными краями, размером от 0,5 до 3 мм, преобладают зёрна размером 1,5-2 мм. Внутри зёрен хорошо видна структура распада - пертиты, а на краях зёрен нередко встречаются мирмекиты, иногда видна микроклиновая решётка.

Биотит встречается в виде сильно деформированных зёрен, первоначально, видимо, субидиоморфного облика, размером от 1 до 3,5 мм.

Вторичные изменения: биотит полностью замещён более поздним хлоритом и эпидотом; плагиоклаз и КПШ практически повсеместно достаточно интенсивно пелитизирован; зерна кварца часто по краям и по трещинам перекристаллизованы с появлением микрогранулярного кварца; по трещинам в зернах различных минералов развит поздний карбонатный минерал.

Цемент катаклазированых гранитов сложен обломками зёрен породообразующих минералов и комплексом вторичных минералов и составляет около 30% от объёма всей породы.

Гранодиориты. Слабо катаклазированные гранодиориты (шл. S24-3, S25-2-1)

Породы этой группы слабо затронуты процессами катоклаза, хорошо сохранились первичные магматические структуры и текстуры, местами встречаются зоны дробления сложенные обломками породообразующих и комплексом вторичных минералов.

Биотитовые гранодиориты - массивной текстуры, гипидиоморфнозернистой крупно-среднезернистой структуры.

Главные породообразующие минералы: кварц - до 20%, плагиоклаз - 45 %, КПШ - 30%, биотит - 5 %.

Акцесорные минералы: редкие зёрна апатита и циркона.

Вторичные минералы: серицит, минералы эпидот-клиноцоизитовой группы, хлорит, карбонаты.

Кварц представлен ксеноморфными выделениями, имеет неоднородное блоковое погасание, слагает как основную массу, так и в самые крупные вкрапленники (от 0,5 до 6 мм).

Плагиоклаз образует субидиоморфные таблитчатые зёрна, имеющие размер от 0,2 до 3 мм, в основной массе преобладают зёрна со средним размером около 1 мм. Характерны полисинтетические двойники. Состав плагиоклаза An27.

КПШ встречается в виде ксеноморфных зёрен с неровными краями, скорее всего он кристаллизовался последним, микроклиновая решетка почти нигде не наблюдается, иногда попадаются пертиты распада, на контакте с плагиоклазом слабо различимы реакционные границы.

Биотит представлен субидиоморфными чешуйчатыми зёрнами размером от 1 до 2,5 мм, сильно подавленными, что видно по изогнутым очертаниям и трещинам спайности чешуй.

Вторичные изменения: плагиоклаз интенсивно серицитизирован; КПШ иногда немного пелитизирован; биотит полностью замещён Mg-хлоритом, эпидотом.

Сильно катаклазированные гранодиориты (шл. S23-9-1,S27-1, S25-2, S23-9, S53-1, S30-1)

Породы этой группы сильно катаклазированы, и только в уцелевших обломках можно наблюдать реликтовые текстуры и структуры.

Гранодиориты в таких обломках имеют массивную текстуру, полнокристаллическую, неравномернозернистую (от мелко до средне-крупнозернистой) гипидиоморфнозернистую структуру.

Главные породообразующие минералы: плагиоклаз - 30%, кварц - 20-35%, КПШ - 30-40%, биотит - 5-10%

Акцесорные минералы: циркон, сфен

Вторичные минералы: серицит, эпидот, клиноцоизит, хлорит, карбонаты, кварц.

Плагиоклаз представлен субидиоморфными изометричными и удлинёнными таблитчатыми зёрнами длиной от 0,5 до 3 мм, дающими прямоугольные сечения с отношением ширины к длине от 1:2 до 1:5. Хорошо проявлены полисинтетические двойники. Состав плагиоклаза, определенный по симметричному угасанию двойников, - Аn28, что соответствует олигоклазу.

Кварц образует крупные ксеноморфные зёрна с неровными заливообразными краями, размером от десятых долей мм до 7-8 мм, имеющими неоднородное, полосчатое погасание.

КПШ слагает ксеноморфные изометричные зёрна с неровными краями, размером от 0,5 до 3 мм, преобладают зёрна размером 1,5-2 мм. Внутри зёрен хорошо видна структура распада - пертиты, а на краях зёрен нередко встречаются мирмекиты, иногда видна микроклиновая решётка.

Биотит встречается в виде сильно деформированных зёрен, первоначально, видимо, субидиоморфного облика, размером от 1 до 3,5 мм.

Вторичные изменения: биотит полностью замещён более поздним хлоритом и эпидотом; плагиоклаз практически повсеместно достаточно интенсивно замещён серицитом, а КПШ замещён глинистыпи минералами; зерна кварца часто по краям и по трещинам перекристаллизованы с появлением микрогранулярного кварца; по трещинам в зернах различных минералов развит поздний карбонатный минерал.

Цемент катаклазированых гранитов сложен обломками зёрен породообразующих минералов и комплексом вторичных минералов и составляет около 25% от объёма всей породы.

Породы эндоконтактовой фации

Гранит-порфиры слабо катаклазированные (шл. S56-2, S43-2, S23-8, S50-1, S50-2)

Породы этой группы слабо затронуты процессами катаклаза, хорошо сохранились первичные магматические структуры и текстуры, местами встречаются зоны дробления, сложенные обломками породообразующих и комплексом вторичных минералов.

Гранит-порфиры - массивной иногда слабовыраженной ориентированной текстуры, полнокристаллические, порфировидные, основная масса представлена идиоморфными микролитами плагиоклаза, ксеноморфными выделениями тёмноцветных минералов, КПШ, кварцем, роговой обманкой и рудными минералами. Размеры микролитов от сотых до десятых долей мм. Порфировидные выделения плагиоклаза и биотита существенно крупнее зерен основной массы - в 5-10 и более раз, они имеют размер от 0,5 до 5 мм и слагают около 20% объема породы.

Главные породообразующие минералы: плагиоклаз (35%), кварц (25-30%), КПШ (30-35%), биотит (5%).

Второстепенные минералы: роговая обманка (встречается в виде единичных зёрен)

Акцессорные минералы: апатит, циркон, ортит.

Вторичные минералы: хлорит, серицит, кварц, эпидот, карбонат.

Плагиоклаз представлен микролитами в основной микрозернистой массе и фенокристами, размером до 4 мм. Состав микролитов по их угасанию - олигоклазовый (An20-25), состав вкрапленников также олигоклазовый, но чуть более основной (An28-29).

Кварц образует ксеноморфные выделения, заполняющие пространство между микролитами плагиоклаза в основной массе.

Биотит встречается в виде изометричных ксеноморфных выделений, слагающих порфировидные выделения размером до 0,5 мм, его чешуйки нацело замещены хлоритом и часто деформированы, но встречаются и относительно свежие псевдоморфозы хлорита по биотиту.

КПШ слагает ксеноморфные выделения, заполняя промежутки между зёрнами плагиоклаза и темноцветных минералов.

Среди акцессорных минералов встречаются единичные зёрна циркона, ортита, а также в составе микрозернистой массы попадается незначительное количество призматических зёрен апатита.

Вторичные минералы представлены хлоритом, полностью замещающим биотит; серицитом, развивающимся по трещинам и матриксу в интенсивно катаклазированых участках; вторичным кварцем, который вместе с кислым плагиоклазом образовался при перекристаллизации сферолитоподобных агрегатов; эпидотом, замещающим плагиоклаз и выделения хлоритизированного биотита; карбонатом, развитым, в основном, по ослабленным зонам, в секторах, наиболее затронутых катаклазом.

Гранит-порфиры сильно катаклазированные (шл. S56-3, S43-1)

Порода имеет брекчиевидную вторичную структуру. Обломки изометричной угловатой формы размером 0,1 - 5 мм представлены в основном кварцем и плагиоклазом и слагают 90 % объема породы. Цементирующая основная ткань тонкозернистая (0,01-0,1мм), состоит из обломков зёрен породообразующих минералов и комплекса вторичных минералов и составляет около 10% от объёма всей породы.

По фрагментам породы, сохранившимся в обломках, можно реконструировать первичный состав гранита. Главные породообразующие минералы представлены плагиоклазом (30%), КПШ (30%), кварцем (35%), биотитом (5 %).

Плагиоклаз встречается в виде обломков таблитчатых зёрен и их сростков, зёрна плагиоклаза встречаются как в основной цементирующей массе, так и в крупных обломках. По уцелевшим зёрнам видно, что плагиоклаз в первичной магматической породе слагал таблички с отношением ширины к длине 1:2-1:3; также видна первичная магматическая осциляционная зональность и полисинтетическое двойникование. Состав свежего плагиоклаза, определенный по симметричному погасанию полисинтетических двойников, - An28, что соответствует олигоклазу.

КПШ представлен крупными изометричными фрагментами зерен, часто его обломки заполняют пространство между зёрнами плагиоклаза.

Зерна кварца встречается одинаково часто как в виде крупных обломков (до 5 мм), так и в составе тонкозернистой цементирующей массы, Крупные зерна имеют блоковое неоднородное погасание, они обычно сильно трещиноватые.

Биотит, а точнее его реликты, с трудом угадываются по небольшим сильно деформированным, вытянутым вдоль зон дробления, в тенях напряжения, выделениям, полностью замещённым магнезиальным хлоритом.

Среди вторичных минералов встречаются хлорит, развитый по биотиту, минералы эпидот-клиноцоизитовой группы, частично замещающие плагиоклаз и биотит; по трещинам развиты тонкие прожилки серицита, иногда попадается карбонат.

3. Блоки гранитоидов из зоны серпентинитового меланжа енганепэйского комплекса

.1 Геологическое строение

В северной части докембрийского выступа Енганепэ находится сутурная зона протоуральского океанического палеобассейна существовавшего в позднерифейское - раннекембрийское время.

Эта зона линейно простирается с юго-востока на северо-запад и имеет размеры в плане 1х8 км, расширяясь в своей центральной части и сходя на нет по краям. С ориентировкой этой зоны сопряжен разлом байкальского возраста.

Большая часть сутурной зоны представлена серпентинитовым меланжем (серпентинизированные и разлинзованые гипербазиты офиолитовой ассоциации), тектоническими блоками метагабброидов, кварцевых диоритов и тоналитов; а также зоной листвинитизации, расположенной на контакте серпентинитов и кремнистых алевросланцев енганепэйской свиты в северо-западной части сутуры.

В зоне меланжа чётко выделяются 4 наиболее крупных тектонических блока с северо-запада на юго-восток: блок метагабброидов размером 13х50 м (т.н. 4, Енганепэ 2010); блок кварцевых диоритов размером 300х800 м (т.н. 6, Енганепэ 2010); блок кварцевых диоритов размером 600х1000м, в котором в северо западной части выделяются фазы амфиболовых габброидов и более поздних тоналитов и плагиогранитных жил (фото 20), (т.н. 11-14, Енганепэ 2010); блок кварцевых диоритов размером 500х250 м, прорванный более поздними плагиогранитными жилами, также в этом блоке имеется небольшая зона, сложенная актиналитизированными габброидами.

3.2 Петрография

Гранитоиды, слагающие блоки плутонических пород в серпентинитовом меланже, представлены:плагиогранитоидами (тоналитами, плагиогранитами) и кварцевыми диоритами. Наиболее распространены кварцевые диориты, меньшие объемы слагают тоналиты и плагиограниты.

Кварцевые диориты (шл. S6-1, S7-1)

Породы массивной текстуры, полнокристаллические, порфировидные, с гипидиоморфнозернистой структурой основной массы. Основная масса имеет средний размер зёрен около 2 мм, а вкрапленники - до 6 мм.

Главные породообразующие минералы: плагиоклаз - 55%, кварц - 15%, роговая обманка - 20%, клинопироксен - 5%, КПШ - до 5%.

Вторичные минералы: хлорит, актинолит, минералы эпидот-клиноцоизитовой группы, соссюритовый агрегат, а также небольшое количество серицита.

Кварц - бесцветный с серыми и белыми интерференционными окрасками первого порядка, представлен в виде ксеноморфных с неровными краями зёрен размером от 0,1 до 6 мм, преобладают зёрна 2-3 мм. Для выделений кварца характерен низкий положительный рельеф, неоднородное погасание, местами зерна трещиноватые.

Роговая обманка - зеленоватого цвета, плеохроизм от почти бесцветного, до светло-зелёного, интерференционная окраска до жёлтого 2 порядка. Представлена субидиоморфными порфировидными выделениями размером от 1,5 до 4 мм, преобладают зёрна размером 3,5 мм.

Плагиоклаз представлен субидиоморфными зёрнами, размером от 0,5 до 2 мм. По степени идиоморфизма плагиоклаз близок к клинопироксену.

Клинопироксен слагает призматические идиоморфные зёрна, размером от первых долей мм до 1,5 мм.

С большим трудом в породе удалось обнаружить признаки присутствия КПШ по слабовыраженным реакционным контактам с плагиоклазом.

Тоналиты и плагиограниты

Тоналиты (шл. S14-3(1), S11-1, S14-3(2), S11-2)

Порода массивной текстуры, полнокристаллическая c порфировидной структурой и гипидиоморфнозернистой мелкозернистой структурой основной массы, размер зёрен от сотых долей мм до 2 мм. Порфировидные выделения представлены зёрнами роговой обманки и плагиоклаза размером 0,5-2 мм и составляют около 25 % объема породы. Содержание темноцветных минералов в разных шлифах от 10 до 25%.

Главные породообразующие минералы: плагиоклаз 45%, кварц 35%, роговая обманка 15%, биотит 5%.

Среди второстепенных минералов встречеется КПШ <3%

Акцессорные минералы: апатит, циркон.

Вторичные минералы: клиноцоизит, серицит, хлорит, соссюритовый агрегат.

Плагиоклаз - представлен субидиоморфными таблитчатыми зёрнами с отношением ширины к длине 1:4. Размер зёрен плагиоклаза различный, в основной массе он встречается в виде микролитов (сотые и десятые доли мм), порфировидные выделения достигают 2 мм, но средний их размер 0,7-0,8 мм; присутствуют полисинтетические двойники, состав изменённого плагиоклаза Аn 13, что соответствует олигоклаз-альбиту.

Кварц - выделяется в виде некрупных ксеноморфных зёрен, заполняющих пространство между остальными минералами; размер зёрен от 0,05 до 0,8 мм. Во всех зёрнах отмечается неоднородное погасание. Выделения кварца содержат большое количество мелких чёрных включений.

Роговая обманка - образует субидиоморфные удлинённые призматические зёрна с отношением ширины к длине 1:4, имеет правильные формы, что говорит о её ранней кристаллизации. С плагиоклазом имеет грани совместного роста. Длина зёрен обычно составляет 0,6-0,7 мм, но есть и более крупные зерна - до 2 мм. Встречается только в виде порфировидных выделений.

Биотит представлен ксеноморфными сильно деформированными и расплющенными чешуйками как с изометричными, так и с вытянутой формы сечениями (преобладающими). Размер чешуй от 0,5 до 2 мм. Биотит полностью замещён бесцветным Mg-хлоритом, имеющим аномальные тёмно-синие, местами чёрные, коричневые, бурые цвета интерференции. Содержит большое количество включений рудных и акцессорных минералов, среди которых особенно выделяются иголочки рутила. О том, что хлоритом замещался именно биотит, свидетельствует сохранившаяся весьма совершенная спайность в 1 направлении.

Апатит представлен небольшими идиоморфными кристаллами с поперечными сечениями в форме правильных шестиугольников размером до 0,1 мм. Циркона в этих породах немного, его мелкие выделения встречается внутри зёрен биотита и роговой обманки.

Вторичные изменения: по плагиоклазу развиваются серицит и соссюритовый агрегат (особенно в ядрах зерен), обильно развиты минералы эпидот-клиноцоизитовой группы, местами плагиоклаз незначительно замещён мусковитом и карбонатом. Биотит - полностью замещён Mg-хлоритом.

Плагиограниты (шл. S11-2, S14-1, S11-3, S14-3(2))

Порода массивной текстуры, полнокристаллическая c порфировидной структурой и гипидиоморфнозернистой мелкозернистой структурой основной массы, размер зёрен от сотых долей мм до 1,8 мм. Порфировидные выделения представлены плагиоклазом и роговой обманкой и составляют 35 % объема породы (фото 25, 26).

Главные породообразующие минералы: В лейкократовых разностях (S14-1) - плагиоклаз - 55%, кварц - 35%, роговая обманка - 10%.

Среди второстепенных минералов встречается КПШ (первые проценты), а также единичные чешуйки биотита в наиболее лейкократовых разностях. Акцессорные минералы: апатит, циркон. Вторичные минералы: клиноцоизит, серицит, хлорит, соссюритовый агрегат.

Плагиоклаз - представлен субидиоморфными таблитчатыми зёрнами с отношением ширины к длине 1:3. Размер зёрен плагиоклаза сильно варьирует, в основной массе он встречается в виде микролитов (длиной сотые и десятые доли мм), порфировидные выделения достигают 1,5мм, но средний их размер 0,5-0,6 мм; присутствуют полисинтетические двойники, состав плагиоклаза Аn 15, что соответствует олигоклаз-альбиту.

Кварц - выделяется в виде некрупных ксеноморфных зёрен, заполняющих пространство между остальными минералами; размер зёрен от сотых долей мм - в приконтактовых частях и до 0,8 мм - в центральных частях плагиогранитной жилы. Во всех зёрнах отмечается неоднородное погасание. Выделения кварца содержат большое количество мелких чёрных включений.

Роговая обманка - зелёного цвета, с интерференционными окрасками до розового второго порядка, спайность совершенная в 2-х направлениях под углом 560, плеохроизм от светлого зеленовато-жёлтого до тёмно-зелёного. Образует субидиоморфные удлинённые призматические зёрна с отношением ширины к длине 1:4, имеет правильные формы, что говорит о её ранней кристаллизации. С плагиоклазом имеет грани совместного роста. Длина зёрен обычно составляет 05-0,6 мм, но есть и более крупные зерна - до 1 мм. Встречается только в виде порфировидных выделений.

Биотит представлен ксеноморфными сильно деформированными и расплющенными чешуйками как с изометричными, так и с вытянутой формы сечениями (преобладающими). Размер чешуй от 0,3 до 1,8 мм. Биотит полностью замещён бесцветным Mg-хлоритом, имеющим аномальные тёмно-синие, местами чёрные, коричневые, бурые цвета интерференции. Содержит большое количество включений рудных и акцессорных минералов, среди которых особенно выделяются иголочки рутила. О том, что хлоритом замещался именно биотит, свидетельствует сохранившаяся весьма совершенная спайность в 1 направлении.

Апатит представлен небольшими идиоморфными кристаллами с поперечными сечениями в форме правильных шестиугольников размером до 0,1 мм. Циркона в этих породах немного, его мелкие выделения встречается внутри зёрен биотита и роговой обманки.

Вторичные изменения: по плагиоклазу развиваются серицит и соссюритовый агрегат (особенно в ядрах зерен), обильно развиты минералы эпидот-клиноцоизитовой группы, местами плагиоклаз незначительно замещён мусковитом и карбонатом. Биотит - полностью замещён Mg-хлоритом.

4. Гальки гранитоидов из конгломератов и гравелитов енганепэйской свиты

.1 Геологическая позиция конгломератов и гравелитов

В нижней части разреза енганепэйской свиты имеется горизонт полимиктовых пудинговых конглосератов и гравелитов с существенно вулканомиктовым цементом. Для изучения галек были отобраны пробы из северной и южной частей докембрийского выступа Енганепэ (т.н. S15 и S26-2, S26-3, S26-4, S26-5, S26-6, S26-7). Наиболее представительные коренные выходы конгломератов расположены на севере Енганепэ в Манюкуяхинской антиформе на границе енганепэйской свиты и бедамельской серии. Коренные выходы вскрываются узкой полосой по правому борту правого притока р. Манюкуяха, в 300 метрах от устья. Протяжённость коренных выходов 68 метров.

В южной части площади выходов пород байкальского структурного этажа (Изъявожская антиформа) конгломераты, также как и в северной части, расположены в низах енгганепэйской свиты на границе с бедамельскими вулканитами. Проявляются на поверхности в основном в виде колювиальных и делювиальных высыпок (т.н. S26-2, S26-3, S26-4, S26-5, S26-7), с редкими скудными коренными выходами размером около 1 метра (т.н. S26-6).

Конгломераты - в целом пёстрого зеленовато-серого цвета, от мелко- до крупногалечных, с существенно вулканомиктовым базальным цементом псаммитовой размерности, который слагает около 50% объема породы. Размер галек от первых миллиметров до 15 сантиметров. Сортировка галек плохая. Гальки имеют округлую или слегка вытянутую, иногда уплощённую форму., окатанность галек - хорошая. Преобладают вулканиты кислого и среднего состава, также часто встречаются гальки различных гранитоидов (граниты биотитовые, лейкогранит-порфиры, лейкоплагиограниты и лейкоплагиогранит-порфиры, кварцевые диориты), кварцитов и жильного кварца (фото 28, 29, 30).

Конгломераты, встречающиеся в северной и южной частях поднятия Енганепэ весьма похожи. На юге есть зоны, где конгломераты переходят в вулканомиктовые песчаники с редким включением галек (т.н. S26-2).

.2 Петрография

Гальки гранитоидов, встречающиеся в конгломератах енганепэйской свиты, представлены: биотитовыми гранитами, лейкогранит-порфирами, лейкократовыми плагиогранитами, лейкократовыми плагиогранит-порфирами. Наиболее распространены биотитовые граниты и лейкократовые разности гранитоидов.

Граниты биотитовые (шл. S15-7, S26-3-4, S26-1, S26-6-1, S26-2, S15-4, S15-8, S26-6-2)

Порода полнокристаллическая, чаще всего неравномернозернистая, но иногда попадаются и равномернозернистые разности, от мелко- до крупнозернистой, преобладает размер зёрен от 0,5 до 4 мм, иногда до 6-7 мм, гипидиоморфнозернистая, иногда пегматитовая. Текстура массивная.

Главные породообразующие минералы представлены кварцем (35%), КПШ (35%), плагиоклазом (25%), биотитом (5-7%). Среди акцессорных минералов в достаточно большом количестве встречается циркон. В породе также присутствуют вторичные минералы, такие как эпидот и хлорит, а также рудные минералы.

Кварц представлен в основном ксеноморфными, иногда субидиоморфными изометричными и слегка вытянутыми зёрнами. Величина зёрен колеблется от первых долей мм до 4-5 мм, средний размер - 2-3 мм. Бесцветный, с низким положительным рельефом, сильно трещиноватый, с неоднородным погасанием, интерференционная окраска светло-серая первого порядка. В породе занимает подчинённое положение, заполняя промежутки между другими породообразующими минералами.

КПШ представлен крупными изометричными зёрнами ксеноморфного и субидиоморфного облика, размером от 1 до 5 мм, в среднем около 3 мм, в большом количестве в его зернах присутствуют пертиты распада твёрдого раствора и мирмикиты на границе с плагиоклазом. Зерна КПШ характеризуются низким рельефом, они мутноватые, неоднородные и имеют слегка землистый цвет за счёт пелитизации. Цвета интерференции серые 1-го порядка. В породе, наряду с кварцем, КПШ заполняет пространство между более идиоморфными зернами плагиоклаза и темноцветных минералов. Взаимоотношение с кварцем - подчинённое (КПШ кристаллизовался последним) S15-4 В некоторых шлифах КПШ достаточно сильно пелитизирован и частично замещён серицитом.

Биотит представлен сравнительно небольшими субидиоморфными вытянутыми, иногда изометричными чешуйками с отношением длины к ширине от 1:2 до 10:1, среднее отношение составляет 2:1. Размер зёрен от долей мм до 3-х мм, в среднем 1 мм. В свежем виде в шлифах практически не встречается, полностью замещён хлоритом с аномальными синими интерференционными окрасками и минералами эпидот-клиноцоизитового ряда - с аномально яркими (жёлтыми и голубоватыми) интерференционными окрасками. Биотит в шлифах повсеместно деформирован, в некоторых шлифах катаклазированных разностей эти деформации особенно хорошо проявлены S15-8. Хорошо выражена весьма совершенная спайность в одном направлении, первичный плеохроизм в большинстве случаев затушеван вторичными процессами. Внутри зёрен биотита встречаются в большом количестве включения рудных минералов и циркона. Кристаллизация биотита происходила, скорее всего, на ранней магматической стадии, одновременно с плагиоклазом.

Плагиоклаз представлен вытянутыми таблитчатыми зёрнами, субидиоморфного облика, с отношением длины к ширине от 2:1 до 3:1. Размер зёрен от долей мм до 4-х мм, средний размер - 1 мм. Бесцветный, имеет светло-серые и белые интерференционные окраски первого порядка. Вторичные изменения: интенсивная соссюритизация, особенно в ядерных частях, что свидетельствует о том, что зерна плагиоклаза имели гомодромную зональность (внутренние части более основные, а периферийные - более кислые). Местами неплохо сохранились полисинтетические двойники. Первичный состав плагиоклаза по углу угасания двойников - Аn 10, что соответствует альбит-олигоклазу. На границах с зёрнами Kfs в плагиоклазе появляются червеобразные вростки кварца - мирмекиты.

Лейкогранит-порфиры (шл. S26-3-5, S26-6-3)

Порода полнокристаллическая, от неравномернозернистой (шл.S26-3-5) до порфировидной (шл.S 26-6-3), микро-мелкозернистая, размер зёрен основной массы до 0,2 мм, а вкрапленников плагиоклазов - 0,4-1,7 мм. Микролиты основной массы представлены узкими длинными скелетными кристаллами плагиоклаза и их сростками. Структура основной массы гипидиоморфнозернистая, с элементами офитовой. Текстура породы массивная.

Среди главных породообразующих минералов присутствуют: плагиоклаз (40%), КПШ (30%), кварц (30%). К второстепенным относятся единичные чешуйки биотита. Среди акцессорных минералов изредка встречается циркон в зёрнах т/ц минералов. Вторичные минералы: хлорит, минералы эпидот-клиноцоизитовой группы.

Плагиоклаз встречается в породе в двух видах: в виде основной микро-мелкозернистой массы, размером от сотых долей до 0,2 мм; и в виде вкрапленников от 0,6 до 1,7 мм. Состав микролитов по углу угасания - олигоклазовый (Аn20).Вкрапленники имеют отношение ширины к длине 1:3. Состав вкрапленников по угасанию двойников примерно такой же (Аn20), возможно, немного более основной.

КПШ представлен ксеноморфными изометричными зёрнами, с неровными, заливообразными и реакционными границами, выполняет промежутки между другими минералами.

Кварц слагает ксеноморфные изометричные зёрна с заливообразными краями размером от сотых долей до 0,2-0,3 мм. Степень идиоморфизма примерно такая же, как и у КПШ. Зёрна кварца имеют неоднородное блоковое погасание.

Биотит представлен единичными, субидиоморфными чешуями, размером до 0,2 мм, полностью замещёнными хлоритом.

Вторичные изменения: плагиоклаз слегка соссюритизирован, и местами по нему развиваются минералы эпидот-клиноцоизитовой группы. Темноцветный минерал полностью замещен эпидотом и клиноцоизитом. Биотит нацело замещен хлоритом.

Лейкократовые плагиограниты (шл. S15-9)

Порода полнокристаллическая, порфировидная, с мелко-среднезернистой гипидиоморфнозернистой, пегматоидной структурой, размер зёрен колеблется в интервале от 0,5 до 4 мм, преобладают зёрна размером 1-2 мм. Текстура массивная (фото 38, 39).

Главные породообразующие минералы представлены кварцем (45%), КПШ (до 5%), плагиоклазом (45%), биотитом (до 5%).

Среди акцессорных минералов встречается циркон. В породе также присутствуют вторичные минералы, такие как эпидот и хлорит, серицит.

Плагиоклаз представлен гипидиоморфными удлинёнными зёрнами, с отношением ширины к длине 1:4, размером от 0,5 до 1,5 мм. В породе наблюдается 2 типа взаимоотношений плагиоклаза с кварцем: в одном случае зёрна кварца находятся в строго подчинённом положении относительно идиоморфных зёрен плагиоклаза (Фото 38, 39) , а в других случаях плагиоклаз представлен ксеноморфными образованиями с заливообразными границами, проникающими в зёрна кварца и имеющими с кварцем совместные грани роста. Предположительно можно выделить 2 генерации плагиоклаза: раннемагматическую (с идиоморфными зёрнами) и позднемагматическую (пегматоидную).

Кварц образует ксеноморфные, изометричные и слегка вытянутые зёрна. Величина зёрен колеблется от первых долей мм до 4 мм, средний размер 1-2 мм. Для них характерно однородное и иногда неоднородное погасание. В породе кварц занимает подчинённое положение, а также имеет совместные грани роста с плагиоклазом позднемагматической стадии.

Биотит встречается в виде редких некрупных сильно подавленных выделений ксеноморфного облика.

КПШ представлен плохо различимыми ксеноморфными зёрнами, с пертитами распада и плохо выраженными реакционными границами с плагиоклазом.

Циркон встречается в виде единичных зёрен, имеет идиоморфные очертания.

Лейкократовые плагиогранит-порфиры (шл. S26-3-3, S26-3-7, S26-3-1)

Порода полнокристаллическая с густопорфировидной гипидиоморфнозернистой структурой и массивной текстурой.

Среди главных породообразующих минералов присутствуют: плагиоклаз (50%), КПШ (5%), кварц (40%), биотит (5%). К второстепенным относятся амфибол или клинопироксен, а также единичные чешуйки биоита.

Вторичные минералы: хлорит (по биотиту), эпидот (по плагиоклазу)

Плагиоклаз - представлен в породе двумя зарождениями: 1) более ранним и 2) более поздним. Кристаллы первого зарождения слагают порфировые вкрапленники, они характеризуются субидиоморфными очертаниями, слабо вытянутой таблитчатой формой, с отношением ширины к длине 1:1,5; размер зёрен от 0,5 до 5 мм. Кристаллы второго зарождения слагают основную массу, они представлены субидиоморфными таблитчатыми зёрнами с отношением ширины к длине 1:3, размер зёрен от 0,05 до 0,3мм.

Кварц, также как и плагиоклаз, имеет в породе два зарождения: 1) более раннее и 2) более позднее. Кристаллы первого зарождения представлены субидиоморфными изометричными и слегка вытянутыми порфировыми вкрапленниками правильной формы (гексагональные призмы, ограниченные бипирамидами), размер зёрен от 0,5 до 2,2 мм. Кристаллы второго зарождения слагают основную массу, они представлены ксеноморфными изометричными зёрнами размером от 0,05 до 0,2 мм.

Биотит встречается в виде редких субидиоморфных удлинённых выделений размером от 0,5 до 2мм, с отношением ширины к длине 1:3.

Очертания зерен КПШ с трудом угадываются в породе по пертитам распада и реакционным границам с плагиоклазом. КПШ встречается только в основной массе, размер зёрен - сотые и десятые доли мм.

Последовательность кристаллизации:

=> Pl(1) => Qtz(1) => Pl(2) => Qtz(2)+Kfs

Вторичные минералы: среди вторичных минералов присутствует хлорит, полностью замещающий зёрна биотита, а также в некоторых участках породы наблюдается обильное замещение зёрен плагиоклаза эпидотом.

5. Геохимическая характеристика позднедокембрийских магматических пород поднятия Енганепэ

Петрогенные элементы. Данные о содержаниях петрогенных элементов в изученных породах представлены в таблицах приложения 1-5 и на рисунках 9-12. Позднедокембрийские магматические породы в пределах поднятия Енганепэ характеризуются широким спектром составов, варьируя от базальтов до риолитов и от габбро до лейкогранитов (SiO2 47-79,5%). По сумме оксидов натрия и калия они соответствуют рядам нормальной (большинство образцов) и повышенной щёлочности.

. Породы, слагающие блоки в зоне серпентинитового меланжа, по содержанию кремнезема являются представителями средних (кварцевые диориты - SiO2 57,2-62,3 мас. %) и кислых пород (плагиограниты и тоналиты - SiO2 66,8-79,5 %). Наиболее крупные блоки сложены кварцевыми диоритами, они занимают доминирующее положение, гораздо меньший объём пород слагают тоналиты и плагиограниты. По петрохимической классификации (Петрографический кодекс, 2008,) они относятся к семействам диоритов (кварцевые диориты), гранодиоритов (тоналиты) и гранитов (плагиограниты).

Кварцевые диориты (SiO2 57,15-62,26, (Na2O+K2O) от 2,15 до 7,12 мас. %) относятся преимущественно к нормальному петрохимическому ряду, за исключением одной пробы, имеющей слегка повышенную щелочность за счет повышенного количества Na2O. Характеризуются калиево-натриевым и натриевым типами щелочности (Na2O/K2O 2,15-7,12) при вариациях содержания К2О от 0,34 до 1,58 мас. %. Коэффициент агпаитности составляет от 0,23 до 0,77. Породы относятся к умеренно- и высокоглинозёмистым, величина коэффициента глиноземистости (al=Al2O3/(MgO+Fe2O3+FeO) варьирует в интервале 0,85-1,45, в основном больше единицы). По содержанию TiO2 кварцевые диориты являются крайне низкотитанистыми (0,18-0,32 %).

Плагиограниты (SiO2 72,46-79,50, (Na2O+K2O) 4,74-8,25) имеют нормальную или слегка повышенную щелочность, преимущественно за счет Na2O и относятся к калиево-натриевому и натриевому типу (Na2O/K2O 1,79-7,17), они высокоглиноземистые (al = 7,35-18,86). Также, как и рассмотренные выше породы, плагиограниты относятся к крайне низкотитанистым (0,09-0,23 мас. %). Величина коэффициента агпаитности составляет в них 0,65-0,86.

. Породы нерасчлененной бедамельской вулканической серии по содержанию кремнезёма и сумме щелочных оксидов относятся к базальтам, андезибазальтам, андезитам и дацитам нормального ряда щёлочности (SiO2 46,9-67,2; (Na2O+K2O) 2,5-7 мас.%).

Базальты (SiO2 46,9-50,8; Na2O+K2O 2,5-4,5 мас.%) имеют натриевый и калиево-натриевый тип щелочности (Na2O/K2O 1-8,6), среди них есть низко- и высокоглинозёмистые разности (al составляет 0,64-1,09). Содержание TiO2 также заметно варьирует - 0,71-2,12 мас.%. Широкие вариации состава базальтов, возможно, связаны с тем, что в бедамельскую серию объединены базальты разных петрохимических серий, сформировавшиеся в разных геодинамических обстановках.

Андезибазальты и андезиты (SiO2 52,1-62,7; Na2O+K2O 2,5-7 мас.%), относясь к нормальному ряду, также характеризуются достаточно широким диапазоном составов. Часть из них натриевой специфики, другие породы имеют калиево-натриевый тип щелочности (Na2O/K2O 0,98-32,00). Значительные вариации al (0,58-1,58) и концентрации TiO2 (0,24-1,26 мас.%) также может свидетельствовать о различном генезисе пород этой группы.

Дациты относятся к нормальному ряду (SiO2 65-67; Na2O+K2O 5,5-5,7 мас.%) и характеризуются калиево-натриевым и натриевым типами щелочности (Na2O/K2O 3,6-67,9). Это породы высоко- и весьма высокоглинозёмистые (al составляет 1,49-2,17). Для них характерна пониженная титанистость (TiO2 0,35-0,38 мас.%). Коэффициент агпаитности составляет 0,62-0,64.

. Породы массива Южный по содержанию SiO2 и суммы оксидов Na и K, являются представителями кислых пород. В интрузиве преобладают граниты и гранодиориты - SiO2 63,7-83,5 мас. %). Составы, отвечающие кварцевому диориту (1 образец с SiO2 62,5 мас.%), редки и они обычно характерны сильно катаклазированным разностям гранодиоритов. По петрохимической классификации почти все породы относятся к семействам гранодиоритов (гранодиориты), гранитов (граниты и плагиограниты) и лейкогранитов (лейкограниты).

Гранодиориты (обр. S23-5, S 24-3, S 25-2, S 29-1, S 30-1, S 45-1, S 46-1, S21-1) (SiO2 63,7-67,8; Na2O+K2O 5,1-8,1 мас.%) имеют нормальную и немного повышенную щелочность преимущественно натриевого типа (Na2O/K2O 1,3-2,8), они относятся к высокоглинозёмистым и весьма высокоглинозёмистым породам (al = 1,5-3), (Ка составляет 0,61-0,75).

Граниты (обр. S50-1-1, S22-4, S23-6, S25-1) (SiO2 68,5-74,8; Na2O+K2O 6-7,7 мас.%) имеют нормальную щелочность калиево-натриевого типа (Na2O/K2O 0,45-0,89), они весьма высокоглинозёмистые (al = 2,49-6,64), (Ка составляет 0,54-0,8).

Плагиограниты (обр. S28-1) (SiO2 68,3; Na2O+K2O 6,1 мас.%) имеют нормальную щелочность натриевого типа (Na2O/K2O 1,28), весьма высокоглинозёмистые (al = 2,45), (Ка составляет 0,6).

Лейкограниты (обр. S31-3) (SiO2 84,5; Na2O+K2O 4,8 мас.%) имеют пониженную щелочность натриевого типа (Na2O/K2O 28), весьма высокоглинозёмистые (al = 3,9). Очень высокое содержание SiO2 и повышенная величина коэффициента агпаитности (0,93) в этих породах, скорее всего, свидетельствует об их метасоматической переработке или о наложенных вторичных изменениях.

Исследованные нами гальки из нижней части енганепэйской свиты по SiO2 относятся к кислым породам. По петрохимической классификации они относятся к семейству гранитов (граниты и плагиограниты).

Граниты (обр. S15-4) (SiO2 73,4; Na2O+K2O 8,7 мас.%) имеют нормальную щелочность калиево-натриевого типа (Na2O/K2O 0,75), весьма высокоглинозёмистые (al = 5,85). Также как и рассмотренные выше породы, граниты относятся к крайне низкотитанистым (0,16 мас. %). Величина коэффициента агпаитности Ка составляет в них 0,78.

Плагиограниты (обр. S 26-6-3, S 26-6-1, S 26-3-4) (SiO2 71,3-72; Na2O+K2O 6,1-6,7 мас.%) относятся к нормальному петрохимическому ряду, характеризуются натриевым типом щелочности (Na2O/K2O 2,56-4,56), весьма высокоглинозёмистые (al 3,26-6,1), низкотитанистые (TiO2 0,24-0,33 мас.%), (Ка=0,64-0,66).

. Экструзивные и субвулканические породы лядгейского риолитового комплекса по содержанию SiO2 и суммы щелочных оксидов Na и K являются представителями кислых пород (риолитов) нормальной щёлочности.

Риолиты (SiO2 72,2-76,6; Na2O+K2O 5,2-9,8 мас.%) относятся к нормальному щелочному петрохимическому ряду, роль калия весьма значительна в большинстве случаев (Na2O/K2O составляет 0,42-13,33) и породы имеют преиимущественно калиево-натриевый тип щелочности, они весьма высокоглинозёмистые (al 2,68-6,56), крайне низкотитанистые (TiO2 0,09-0,3 мас. %), (Ка=0,59-0,95).

На диаграммах Харкера нанесены фигуративные точки составов всех изученных пород. Для всех типов пород с увеличением SiO2 характерны общие тенденции: снижение содержаний MgO, СаО, TiO2, Fe2O3+FeO, MnO, концентрации Al2O3 и P2O5 остаются практически неизменными, с очень слабой тенденцией к снижению, а содержания Na2O и K2O возрастают. Однако породы различных комплексов на диаграммах Харкера имеют существенные различия, которые подтверждают обоснованность принятой группировки.

Если сравнивать породы кислого состава, то наиболее кальциевыми, магниевыми, железистыми и низкощелочными являются гранитоиды нияюского комплекса, они содержат очень мало оксидов калия, титана и фосфора. В чем-то (по содержанию MgO, Al2O3, Na2O) к ним близки наиболее кислые вулканиты бедамельской серии, но последние отличаются заметно меньшими концентрациями CaO и большими P2O5 и TiO2. Гранитоиды массива Южный также похожи по некоторым параметрам на соответствующие по SiO2 вулканиты бедамельской серии, но отличаются более высоким содержанием K2O и пониженными - Fe2O3+FeO и MnO. От пород нияюского комплекса они отличаются уже очень заметно - меньшими концентрациями CaO, Fe2O3+FeO и MnO и большими - Na2O, K2O, P2O5 и TiO2. Гранитоиды, слагающие гальки из конгломератов енганепэйской свиты, в целом соответствуют по составу наиболее кислым породам массива Южный, что, очевидно, подтверждает их родство.

Риолиты лядгейского комплекса характеризуются небольшими вариациями состава и на всех диаграммах образуют четкие обособленные поля. Они характеризуются наиболее высокими содержаниями SiO2, а также наименьшими концентрациями CaO, Al2O3, P2O5 и Fe2O3+FeO при повышенных количествах K2O.

Наиболее близки к рассмотренным риолитам плагиограниты из жил, секущих породы нияюского комплекса, но их отличает натриевый характер щелочности и более кальциевый состав.

Таким образом, в результате сопоставления геохимии петрогенных элементов, можно предположить, что эволюция гранитоидного магматизма шла в направлении от низкощелочных высококальциевых, высокомагниевых тоналитов нияюского комплекса к более обогащенным щелочами, титаном и фосфором кислым вулканитам бедамельской серии и гранитоидам массива Южный и далее к наиболее кислым и наиболее калиевым риолитам лядгейского комплекса. Внедрение плагиогранитных жил в породы нияюского комплекса скорее всего связано с каким-то самостоятельным эпизодом в тектоническом развитии региона.

Элемены-примеси

Результаты анализа валовых проб магматических пород поднятия Енганепэ на элементы-примеси, вместе с данными из публикаций. На диаграмме распределения РЗЭ нанесены значения для пород первой и второй групп, выделенных по геологическим признакам.

. Кварцевые диориты, тоналиты и плагиограниты нияюского комплекса

В этой группе можно вычленить две подгруппы пород, различающихся уровнем содержаний РЗЭ и характером их распределения.

Первая подгруппа включает кварцевые диориты и тоналиты тектонических блоков в зоне серпентинитового меланжа (обр. 62/05, 63-2/05, 83/05, 84/05, 88- 1/05, 92/05, 15/05, 87/05, Ep/00). Графики, построенные для этих пород, имеют слабоотрицательный, субгоризонтальный либо слабоположительный наклоны. Концентрация редкоземельных элементов данной группы пород наиболее близка к источнику N-MORB (Rudnick, Gao, 2004).

Для данной группы пород характерны следующие признаки: 1) низкие суммарные концентрации РЗЭ (9-30 г/т); 2) относительное обеднение или очень слабое обогащение легкими редкими землями (LREE), величина Lan/Ybn варьирует от 0,5 до 4,47, Lan/Smn - от 0,36 до 3,62; 3) знакопеременная, но в большинстве случаев отрицательная аномалия по европию (величина Eun/Eun* составляет от 0,11 до 1,64); 4) отсутствие принципиальной разницы по содержаниям и характеру распределения РЗЭ между кварцевыми диоритами и тоналитами.

Похожий состав имеет один из базальтов бедамельской серии (обр.5/05). Его отличие от пород первой группы - это немного повышенное относительное содержание практически всех редкоземельных элементов.

По концентрациям и распределению других литофильных элементов-примесей данная группа также хорошо обособляется. Для кварцевых диоритов и тоналитов свойственно: 1) относительное обогащение крупноионными элементами (Cs, Rb, Ba, U,Th); 2) наличие положительных аномалий по Rb, U, Sr, Zr; 3) наличие отрицательных аномалий по Ba, Th, Nd, Hf; 4) наличие разнознаковых аномалий по Hf. Данная группа пород имеет наибольшее сходство с мантийным источником E-MORB.

Вторая подгруппа включает плагиогранитные жилы, прорывающие тоналиты и кварцевые диориты тектонических блоков в зоне серпентинитового меланжа (обр. 60/05, 63/05). Для этих пород характерен отрицательный наклон графиков и повышенное содержание редкоземельных элементов. Общий наклон графиков и содержания редкоземельных элементов близки к таковым верхней континентальной коры (Rudnick, Gao, 2004). Основные отличия этой группы от первой: 1) заметно повышенное суммарное содержание всех редкоземельных элементов (на 1-2 порядка: 161-189 г/т, что соответствует значениям верхней континентальной коры); 2) более высокие Lan/Ybn , от 7,50-29,33, Lan/Smn - от 5,01 до 6,97. 3) проявленный минимум по европию, величина Eun/Eun* составляет 0,48-0,65.

Похожий состав имеет один андезит из бедамельской серии (обр. 1665/2). Его отличие от пород второй группы - более пологий отрицательный наклон графика.

График распределения элементов-примесей в плагиогранитах - характер распределения и общий наклон кривых - похожи на график для среднего состава верхней континентальной коры. Основные отличия от графика верхней коры - слабое обогащение плагиогранитов Ta, Sr, Zr.

. Породы бедамельской вулканической серии

К ним относятся два образца андезита (обр.42/05, 1665/2) и один образец базальта (обр.5/05). Для данной группы характерно: 1) различные концентрации редкоземельных элементов (31-158 г/т); 2) умеренное относительное обогащение легкими редкими землями (андезиты), величина Lan/Ybn - 1,22-4,12, Lan/Smn - 0,92-2,27; 3) знакопеременная, но в большинстве случаев отрицательная аномалия по европию, величина Eun/Eun* составляет 0,15-1,15.

Андезит (42/05) по форме графика в большей степени соответствуют обогащённому несовместимыми элементами источнику E-MORB. Основное отличие от E-MORB - это более высокие концентрации редкоземельных элементов. График, построенный для базальта, неоднозначно соответствует обеднённому источнику N-MORB. Отличие от N-MORB: 1) отсутствие отрицательного наклона графика, 2) слегка пониженное содержание всех редкоземельных элементов. Подобное распределение микроэлементов говорит о мантийном, относительно обогащённом лёгкими несовместимыми элементами источнике магм.

Распределение элементов примесей на общей спайдеграмме характеризуется наклоном графиков близким к графику E-MORB. Основное отличие от N-MORB: 1) пологий отрицательный наклон графиков, 2) существенно более высокое содержание крупноионных элементов. Распределение элементов-примесей для андезита (обр. 1665/2) в большей степени соответствует составу верхней континентальной коры. Обр. 5/05 по характеру распределения элементов примесей имеет сходство с кварцевыми диоритами, тоналитами, а обр. 1665/2 - близок по микроэлементному составу к плагиогранитам. Весьма высокая обогащённость плагиогранитов несовместимыми литофильными элементами-примесями, в том числе редкими землями, можно объяснить небольшой степенью частичного плавления наиболее кислого мантийного дифференциата.

. Гранитоиды массива Южный и галек из конгломератов енганепэйской свиты

На диаграмме распределения РЗЭ нанесена третья группа пород. Для третьей группы характерен отрицательный наклон графиков в области легких РЗЭ и слабый положительный наклон в области тяжелых РЗЭ. Практически все проанализированные гранитоиды массива Южный характеризуются близким характером распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) относительно среднего состава континентальной коры. Для них свойственно: 1) близкие суммарные концентрации РЗЭ (47-112 г/т); 2) относительное обогащение легкими редкими землями (LREE), величина Lan/Ybn варьирует от 5,32 до 14,89, Lan/Smn - от 3,06 до 5,44; 3) отсутствие европиевой аномалии или слабо проявленный европиевый максисум, величина Eun/Eun* составляет 0,85-1,27. Наличие небольшого европиевого максимума позволяет предположить, что мы видим в настоящее время на дневной поверхности выходы нижней части массива, где накапливались все же успевшие образоваться кумуляты плагиоклаза.

Состав пород данной группы в целом обеднен РЗЭ относительно среднего состава верхней континентальной коры (Rudnick, Gao, 2004) и приближается к составу нижней коры, отличаясь от него повышенными содержаниями легких РЗЭ и пониженными - средних и тяжелых РЗЭ.

Один образец гранит-порфиров массива (S50-1-1) имеет резко отличные от других пород характеристики:1) небольшое относительное обогащение LREE, что выражается в существенно более пологом отрицательном наклоне графика; 2) значительно более высокие суммарные концентрации РЗЭ (179 г/т); 3) хорошо выраженный дефицит европия, величина Eun/Eun* составляет 0,5. Плохая обнаженность массива не позволяет видеть взаимоотношений гранит-порфиров с гранитами главной фазы массива. Можно предположить, что такое отличие в распределении редкоземельных элементов связано или с близостью контакта или с более поздним внедрением гранит-порфиров.

Гальки гранитоидов из более молодых, чем массив Южный, вендских отложений енганепэйской свиты по концентрациям и характеру распределения РЗЭ весьма похожи на гранитоиды этого массива. Отличие галек состоит только в одном: для них характерен небольшой дефицит европия - Eun/Eun* варьирует от 0,74 до 1,01. это обстоятельство можно объяснить тем, что гальки, возможно, были сформированы из верхних частей массива, после гравитационной отсадки раннего плагиоклаза.

На мультиэлементной диаграмме также наблюдается сильное сходство между гранитоидами массива Южный и гальками из вендских конгломератов. Для графиков характерно: 1) заметное обогащение крупноионными литофильными элементами - Rb, Ba, Pb (наличие чётко выраженного Pb максимума) и относительно невысокие концентрации высокозарядных литофильных элементов - Nb, Ta, Zr, Hf, РЗЭ (наличие Ta-Nb и Zr минимумов). Единственное отличие в том, что для гранитоидов массива Южный характерна отрицательная аномалия по цирконию, а для галек характерен довольно существенный максимум по цирконию и гафнию. Эту особенность можно объяснить процессами кристаллизационной дифференциации.

Подавляющее большинство графиков по наклону и по распределению элементов-примесей имеет сходство с графиком верхней континентальной коры. Основное отличие от верхней коры заключаются в относительно более низком содержании микроэлементов.

Один график (обр. S50-1-1 - гранит-порфир, уже упоминавшийся при характеристике РЗЭ) выбивается из общей картины, характеризующийся заметно более пологим отрицательным наклоном, более высоким содержанием редкоземельных элементов, а также наблюдается большой минимум по стронцию.

. Экструзивные и субвулканические риолиты лядгейского комплекса

Практически все проанализированные риолиты лядгейского комплекса имеют сходный характер распределения редкоземельных элементов. Для них свойственно: 1) вариации суммарных концентраций РЗЭ (169-389 г/т); 2) относительное обогащение легкими редкими землями, величина Lan/Ybn варьирует от 4,52 до 6,87, Lan/Smn - от 2,4 до 2,7; 3) наличие ярко выраженной отрицательной европиевой аномалии, величина Eun/Eun* составляет 0,02-0,20.

Средние концентрации всех редкоземельных элементов в породах этой группы выше аналогичных значений для верхней континентальной коры. Исключение составляет Eu, содержание которого, нормированное на состав хондрита, почти на два порядка ниже, чем у остальных РЗЭ. La/Yb отношения при этом относительно невысокие, на уровне среднего по нижней коре.

На общей спайдеграмме, построенной для риолитов лядгейского комплекса хорошо выделяется единый тип графиков. Наклон и форма кривых больше соответствуют граыику верхней континентальной коры. Основные отличия от верхней коры: 1) заметно поповышенное содержание многих крупноионных (Rb, Ba) и высокозарядных эллементов (Th, U, Hf, La, Ce, Pr, Nd, Sm и HREE); 2) ниличие более явно проявленных минимумов (Ta, Zr, Eu) и максимумов (Rb, U, Nd, Hf, Sm).

Заключение

Проведённые геологические и петрографические исследования, результаты изучения петрохимических особенностей пород и геохимии микроэлементов позволили получить важную генетическую информацию и таким образом, учитывая уже опубликованные в литературе данные, дополнить модель позднедокембрийского магматизма на Полярном Урале.

Основные полученные нами выводы сводятся к следующему:

  1. Источником магм для позднерифейских базитов бедамельской серии, а также для кварцевых диоритов и тоналитов нияюского комплекса была мантия. Судя по относительному обогащению легкими РЗЭ в базальтах, мантия была не резко обедненная (предполагается обогащённый мантийный источник типа E-MORB). Мы полагаем, что кварцевые диориты и тоналиты, являются продуктами дифференциации базитов (возможно, даже магм N-MORB-типа, непохожих на относительно обогащенные бедамельские), то есть относятся к гранитоидам М-типа.
  2. Более молодой позднерифейский интрузивный массив Южный и гальки аналогичных гранитоидов из конгломератов верхневендско-нижнекембрийской енганепэйской свиты имеют ярко выраженные признаки субдукционных серий (низкие Ta-Nb значения, высокие Pb содержания, высокие LILE/HFSE) и могут быть отнесены к I-типу. Судя по присутствию кварцевых диоритов (да и по типично "субдукционному" микроэлементному составу), сформированы при участии вещества мантии, но при интенсивном вовлечении материала коры (т.к. резко преобладают кислые породы). В целом ситуация, типичная для окраин андийского типа и для энсиалических островных дуг.
  3. Для экструзивных и субвулканических тел лядгейского риолитового комплекса - судя по относительному обогащению, главным источником магм послужила континентальная кора (вероятно это было плавление при воздействии базитовых магм, задержавшихся у основания коры) - переходный I-S тип. Поскольку нет признаков обеднения тяжелыми РЗЭ, источником служили не гранулиты, а что-то менее метаморфизованное. Судя по Ta-Nb аномалии, могли плавиться различные субдукционные комплексы (магматические, либо граувакки).
  4. Эволюция позднедокембрийского магматизма: во всех магматических ассоциациях поднятия Енганепэ в различной мере присутствуют признаки кристаллизационного фракционирования (отрицательные аномалии Eu, Sr - кристаллизация плагиоклаза; Zr и Hf - циркона; пониженные содержания средних РЗЭ (массив Южный) - кристаллизация амфибола. Для всех гранитоидных серий вероятно смешение материала корового и мантийного происхождения.

Рассмотрение собственных, а также уже опубликованных петрогеохимических данных, с учетом наблюдаемых геологических взаимоотношений и имеющихся данных изотопного возраста (Соболева и др., 2008; Отчет Воркутинской ГСП за 2001-2005 гг.; Хаин и др., 1999; Шишкин и др., 2004), позволяют предложить следующую последовательность образования пород:

Сначала, 730 млн. лет назад происходило формирование примитивной островной дуги, интрузивными породами которой являлись габбро, кварцевые диориты и тоналиты нияюского комплекса (Соболева и др., 2008; Отчет Воркутинской ГСП за 2001-2005 гг). Затем, примерно в 670 млн. лет, произошло внедрение даек плагиогранитов (Хаин и др., 1999). Возможно оно связано с причленением (коллизией) этой островной дуги к континенту, поскольку плагиограниты отвечают по составу аккреционным образованиям. После этого началось формирование толщи вулканитов бедамельской серии, соответствующим по составу образованиям зрелых островных дуг или активных континентальных окраин. Вулканическая деятельность сопровождалась интрузивным магматизмом - в уже сформировавшиеся толщи низов бедамельской серии произошло внедрение гранитоидов (слагающих массив Южный с возрастом 637,6±4,5 млн. лет (Soboleva et al., 2010) и возможно слагавших другие, уже разрушенные в настоящее время массивы этого комплекса). Далее в начале позднего венда в верхние горизонты бедамельской серии внедрились комагматичные ей экструзивные и субвулканические долериты, габбро-долериты и риолиты. По изотопному U-Pb возрасту цирконов из риолитов датируется верхняя граница бедамельской вулканической серии, - 550 млн. лет (Шишкин и др., 2004). Время формирования серпентинитового меланжа (выведения на поверхность и пластины офиолитов, вероятно образовавшихся в окраинном море) остается неопределенным - это событие могло произойти в промежуток от позднего рифея до позднего венда.

Литература

а) Опубликованная

  1. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000. Серия Полярно-Уральская. Листы Q-41-V,VI,XI. Объяснительная записка, 2009 (в печати).
  2. Душин В. А. Магматизм и геодинамика палеоконтинентального сектора севера Урала. М.: Недра, 2011. 213 с.
  3. Кузнецов Н. Б., Соболева А. А., Удоратина О. В., Герцева М. В. Доордовикские гранитоиды Тимано-Уральского региона и эволюция протоуралид-тиманид. Сыктывкар: Геопринт. 2009. 100 с.
  4. Куликова К. В., Кузнецов Н. Б., Дорохов Н. С. Формационная типизация и палеогеодинамическая позиция позднедокембрийских и раннесреднепалеозойских комплексов севера Урала // Петрология магматических и метаморфических комплексов: Томск, 2001. С. 151-160.
  5. Моргунова А. А., Соболева А. А. Реликты корневой части позднерифейской примитивной островной дуги на севере поднятия Енганепэ (Полярный Урал) // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2007. № 12. С. 13-18.
  6. Самыгин С. Г., Лейтес А. М. Тектоническое развитие Урала и Аппалачей в палеозое // Закономерности формирования структуры континентов в неогее. М.: Наука, 1986. С.67-84.
  7. Фролова Т. И., Бурикова И. А. Магматические формации современных геотектонических обстановок: Уч. пособие, М.: Изд-во МГУ. 2010. 320 с.
  8. Хаин Е. В., Бибикова Е. В., Дегтярев К. Е. и др. Палеоазиатский океан в неопротерозое и раннем палеозое: новые изотопно-геохронологические данные // Геологическое развитие протерозойских перикратонных и палеоокеанических структур Северной Евразии: Материалы совещания. СПб.: Тема, 1999. С. 175-181.
  9. Шишкин М. А., Малых И. М., Матуков Д. И., Сергеев С. А. Риолитовые комплексы западного склона Полярного Урала // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XIV Геологического съезда Республики Коми. Сыктывкар: Геопринт, 2004. Т. II. С. 148-150.
  10. Boynton W. V. Geochemistry of rare earth elements meteorite studies // Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam, 2014. Р. 63-114.
  11. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. Издание второе, переработанное и дополненное. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. 200 с.
  12. Соболева А. А., Куликова К.В., Кузнецов Н. Б., Моргунова А. А. Доуралиды поднятия Енганепэ (Полярный Урал) // Структурно-вещественные комплексы и проблемы геодинамики докембрия фанерозойских орогенов: Материалы международной научной конференции (III Чтения памяти С. Н. Иванова). Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2008. С. 152-155
  13. Soboleva, A.A., Udoratina, OV., Miller, E.L., Kuznetsov, N.B., Grove, M, Gehrels, G.E., 2010, Magmatic source rocks for late Neoproterozoic - early Cambrian sediments of the Enganepe Uplift, western Polar Urals: Abstracts AGU-2010. T31A-2134
  14. Кузнецов Н.Б., Натапов Л.М., Белоусова Е.А., Гриффин У.Л., ОРейли С., Соболева А.А., Куликова К.В., Удоратина О.В., Моргунова А.А. Первые результаты изотопного датирования детритных цирконов из кластогенных пород комплексов протоуралид-тиманид: вклад в стратиграфию позднего докембрия поднятия Енганэ-Пэ (запад Полярного Урала) /ДАН. 2014. Т.424. №3 . С.363-368
  15. Моргунова А.А., Соболева А.А. Реликты корневой части позднерифейской примитивной островной дуги на севере поднятия Енганепэ (Полярный Урал) // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2007. №12. С. 13-18.
  16. Гессе В.Н., Дембовский Б.Я., Попов М.Я. Геологическая карта СССР м-ба 1:200 000. Серия Северо-Уральская. Лист Q-41-XI, XII // Под ред. Ю.Б. Евдокимова. М., 1978 (1986).
  17. Годовиков А.А. Минералогия. М.: Недра, 1983. 647 с.
  18. Канев Г.П., Колода Н.А.. Молин В.А. Корреляция местных стратиграфических разрезов верхней перми Западно - Уральского региона // Геология и минерально - сырьевые ресурсы европейского Северо - Востока России. Тез. докл. XII Геол. конф. Республики Коми . Т1. Сыктывкар, 1993. С. 77 - 78.
  19. Савельева Г.Н., Щербаков С.Н., Денисова Е.А. Роль высокотемпературных деформаций при формировании дунитовых тел в гарцбургитах. Геотектоника, 1980, №3.
  20. Корреляция магматических комплексов Севера Урала и примыкающих территорий. Свердловск, 2008. 55с.
  21. Душин В.А. Магматизм и геодинамика палеоконтинентального сектора севера Урала. М.: Недра, 1997. 213 с.
  22. LeBas, M.J., LeMaitre, R.W., Streckeisen, A., and Zanettin, B., 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali silica diagram. J. Pet. 27:745-750.
  23. OConnor, J.T., 1965. A classification for quartz-rich igneous rocks based on feldspar ratios. U.S. Geol. Surv. Prof. Paper 525-B, 79-84.
  24. Rudnick R.L and Gao S. (2004) Composition of the Continental Crust, pp.1-64. In The Crust (ed. R.L.Rudnick) Vol.3 Treatise on Geochemistry (eds. H.D.Holland, K.K.Turekian). Elsevier-Pergamon, Oxford.
  25. Кузнецов Н.Б. (2007), Куликова К.В., Удоратина О.В. Структурные особенности протоуралид поднятия Енганэпэ (Полярный Урал) как отражение кембрийской коллизии Балтики и Арктиды // Докл. РАН. 2009б. Т. 415, № 1. С. 77-82.
  26. Магматичеcкие гоpные поpоды. Ультpаоcновные поpоды // Pед. Е.Е. Лазько, Е.В. Шаpков. М., Наука, 1988, 508 c.
  27. Савельева Г.Н., Суслов П.В., Ларионов А.Н. Вендские тектоно-магматические события в мантийных комплексах офиолитов Полярного Урала: данные U-Pb датировки циркона из хромититов // Геотектоника. 2011. №7. №2. с.23-33.
  28. Кадастр дофанерозойских магматических комплексов Тимана и Севера Урала /В.Н. Охотников, В.И. Степаненко, В.И. Мизин, М.Н. Костюхин и др. - Сыктывкар, 1988. 260 с.
  29. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000. Серия Полярно-Уральская. Лист Q-41-XI. Отв. исполнитель М.А.Шишкин. Объяснительная записка., 2005.
  30. Scarrow J. H., Pease V., Fleutelot C., Dushin V. The late Neoproterozoic Enganepe ophiolite, Polar Urals, Russia: An extension of the Cadomian arc? // Precambrian Research. № 110. 2001. P. 255-275.

б) Фондовая

  1. Дембовский Б.Я., Дембовская З.П. Производство опытно-методических работ по совершенствованию геологического картирования м-ба 1:50000 на основе изучения докембрийских и нижнепалеозойских разрезов Полярного и Приполярного Урала. Воркута, 2009.
  2. Дембовский Б.Я., Бабушкин В.А., Герасимов Н.Н. и др. Отчет по объекту «Производство геологического доизучения и групповой геологической съемки масштаба 1:50000 Каро - Елецкой площади». Воркута, 1983.
  3. Беляков Л. Н., Енокян Н. В. Отчет по теме: "Детальное стратиграфическое расчленение каменноугольных отложений Печорского бассейна и западного склона Полярного Урала". 2007. Коми ТГФ.
  4. Гессе В.Н. Геологическое строение территории листов Q-41-22-В (в, г); Q-41-22-Г (в, г); Q-41-34-А (а, б); Q-41-34-Б (а. б). (Отчет Манитанырдской и Собской ГПСП о геологической съемке м-ба 1:50000 г. Воркута, 1963.
  5. Маслов М.А., Костюкова Л.А. Магматические формации севера Урала и Пай-Хоя. Воркута, 1977
  6. Душин В.А., Бабенко В.В. и др. Опытно-методические работы по совершенствованию методики локального прогнозирования на Малопатокской и Кара-Елецкой площадях (за 1984-1987гг.). Воркута, 2010
  7. Подсосова Л.Л., Пономарёв В.А. Отчет: Схема корреляции магматических образований Тюменского Урала по зоне Центрально-Уральского поднятия и Тагильско-Магнитогорского прогиба. Тюменский геолфонд, 1974.
  8. Лямин А.З., Пономарев Г.Я.и др. Геологическое строение территории листов Q-41-75--В,Г и Q-41-76-В,Г (отчет ГрубеинскойГПСП по геолого-поисково-Съемочным работам м-ба 1:50000 за 1970-72 гг). Комигеолфонд, 1973
  9. Отчет Воркутинской ГСП Геологическое доизучение масштаба 1:200000 листов Q-41-V,VI,XI (Воркутинский район). Книга 2 (Текст). Отв. исполнитель П.Е. Попов // Сыктывкар 2009.

Приложение

Макроэлементный состав гранитоидов интрузивного массива Южный

КомпонентS 23-5S 24-3S 24-4'S 25-2S 27-1S 28-1S 29-1S 30-1SiO263,7266,6451,2167,8362,4968,2767,1165,14TiO20,480,381,070,260,460,350,600,32Al2O315,9014,4016,2615,2917,0514,1112,3813,94Fe2O32,741,993,581,480,981,952,811,88FeO2,241,745,911,533,521,463,132,04MnO0,080,080,240,070,010,060,070,08MgO3,093,295,612,054,342,342,443,17CaO2,562,744,062,221,083,012,423,50Na2O5,133,612,064,353,363,413,693,66K2O1,832,733,293,103,282,661,422,67P2O50,090,130,260,050,060,110,130,11Fe2O3+FeO4,983,739,493,014,503,415,943,92Na2O+K2O6,966,345,357,456,646,075,116,33Ка0,650,620,430,690,530,600,610,64Na2O/K2O2,811,320,631,411,031,282,611,37al1,972,051,083,021,932,451,481,97K2O/TiO23,787,113,0811,817,137,702,378,22

Макроэлементный состав гранитоидов интрузивного массива Южный

КомпонентS 31-3S 45-1S 46-1S50-1-1S21-1S22-4S23-6S25-1SiO283,4866,1567,3272,7267,1774,7668,4670,91TiO20,160,480,330,320,370,180,330,16Al2O38,3915,9514,8112,8114,7513,7114,5916,29Fe2O30,801,221,951,740,310,281,010,88FeO0,642,521,552,002,931,532,730,87MnO<0.010,010,070,040,060,010,080,01MgO0,712,532,280,842,010,692,120,70CaO0,070,941,910,362,240,311,35н.п.о.Na2O4,635,484,713,315,162,653,272,19K2O0,172,593,124,401,893,383,664,84P2O50,150,100,060,100,110,020,090,03Fe2O3+FeO1,443,743,503,743,241,813,741,75Na2O+K2O4,808,077,837,717,056,036,937,03Ка0,930,740,750,800,710,580,640,54Na2O/K2O27,982,111,510,752,730,780,890,45al3,902,542,562,802,815,492,496,64K2O/TiO21,055,419,5313,915,1118,7811,0930,25

Макроэлементный состав галек гранитоидов из конгломератов енганепэйской свиты

КомпонентS 26-6-3S 26-6-1S 26-3-4S 15-4SiO272,0271,2971,4573,41TiO20,330,260,240,16Al2O314,6215,1214,3913,81Fe2O33,581,841,821,62FeOMnO0,050,050,070,03MgO0,900,640,580,74CaO0,871,862,560,65Na2O4,974,824,543,50K2O1,091,881,714,67P2O50,060,070,070,06Fe2O3+FeO3,581,841,821,62Na2O+K2O6,066,706,258,17Ка0,640,660,650,78Na2O/K2O4,562,562,650,75al3,266,106,005,85K2O/TiO23,307,347,1828,83

Макроэлементный состав пород бедамельской вулканической серии

Компонент3/0557-1/05101/05102/05103/05103-1/05104/05105/05SiO267,2164,9558,6060,2452,3956,6357,8262,43TiO20,380,350,350,350,350,280,240,31Al2O314,4313,5314,1214,1112,3112,9815,6613,94Fe2O31,863,692,462,622,382,681,542,17FeO3,683,845,815,054,485,384,154,57MnO0,080,090,140,130,100,130,110,09MgO1,121,584,554,757,045,744,214,06CaO3,863,066,244,378,335,917,534,74Na2O5,434,414,005,141,403,205,512,33K2O0,081,240,230,181,170,100,392,39P2O50,080,110,100,100,100,100,100,10Fe2O3+FeO5,547,538,277,676,868,065,696,74Na2O+K2O5,515,654,235,322,573,305,904,72Ка0,620,640,480,610,290,410,610,46Na2O/K2O67,883,5617,3928,561,2032,0014,130,97al2,171,491,101,140,890,941,581,29K2O/TiO20,213,540,650,513,340,361,637,71

Макроэлементный состав пород бедамельской вулканической серии

Компонент05-0821/055/0547/0542/0549/0558/0599/05SiO262,6953,8650,2150,7654,1452,0646,9249,25TiO20,360,760,810,711,261,192,121,16Al2O313,6113,5716,9214,4312,8212,6213,8813,17Fe2O32,693,291,823,453,609,623,804,17FeO3,518,085,618,509,256,539,3510,09MnO0,110,200,130,210,260,160,220,14MgO3,485,248,086,734,355,617,686,24CaO3,729,348,128,866,304,667,659,14Na2O6,392,813,611,872,082,042,282,32K2O0,650,280,420,580,801,612,210,84P2O50,100,090,050,070,140,090,270,06Fe2O3+FeO6,2011,377,4311,9512,8516,1513,1514,26Na2O+K2O7,043,094,032,452,883,654,493,16Ка0,820,360,380,260,330,400,440,36Na2O/K2O9,8310,048,603,222,601,271,032,76al1,410,821,090,770,750,580,670,64K2O/TiO21,810,370,520,820,631,351,040,72

Макроэлементный состав гранитоидов нияюского комплекса

КомпонентS 6-162/0563-2/0564/0581/0583/0584/0588- 1/05SiO258,0461,0662,2663,7061,8660,8658,5257,31TiO20,300,210,180,230,200,220,220,32Al2O313,6813,2113,6814,8213,7713,6914,5614,39Fe2O35,212,121,523,071,821,461,335,12FeO4,835,074,994,265,615,855,155,24MnO0,170,110,100,130,100,120,120,16MgO5,004,882,912,573,563,466,193,34CaO7,856,316,585,445,366,034,917,96Na2O1,763,463,912,024,283,856,261,81K2O0,521,221,171,391,581,140,860,34P2O5<0,10,030,030,07<0.100,030,030,00Fe2O3+FeO10,047,196,517,337,437,316,4810,36Na2O+K2O2,284,685,083,415,864,997,122,15Ка0,250,530,560,330,640,550,770,23Na2O/K2O3,382,843,341,452,713,387,285,32al0,911,091,451,501,251,271,151,05K2O/TiO21,755,816,506,037,985,183,911,06

Макроэлементный состав гранитоидов нияюского комплекса

Компонент92/0515/0587/05Ep/0060/0563/0582/05SiO257,1564,3266,8266,5479,5072,4677,94TiO20,240,220,200,150,230,150,09Al2O313,2214,7813,6415,2711,5813,8113,08Fe2O33,372,072,631,410,070,230,00FeO5,703,702,564,230,441,010,67MnO0,130,110,080,080,02н/об0,01MgO6,543,182,642,840,100,640,10CaO6,805,965,023,841,711,791,03Na2O2,262,373,182,034,165,294,49K2O0,541,200,841,330,582,961,62P2O50,010,050,04н/о0,020,030,03Fe2O3+FeO9,075,775,195,640,511,240,67Na2O+K2O2,803,574,023,364,748,256,11Ка0,330,350,450,310,650,860,70Na2O/K2O4,191,983,791,537,171,792,77al0,851,651,741,8018,867,3516,93K2O/TiO22,295,454,208,872,5719,7318,62

Компонент32/0933/0943/0944/09SiO274,3675,2676,1073,12TiO20,090,100,270,28Al2O312,2213,0211,8512,97Fe2O31,840,881,922,83FeO2,040,570,760,63MnO0,03сл.0,010,01MgO0,67<0,5<0,5<0,5CaO<0,5<0,50,010,57Na2O3,433,293,894,56K2O4,536,243,333,98P2O50,020,010,030,02Fe2O3+FeO3,881,452,683,46Na2O+K2O7,969,537,228,54Ка0,860,930,840,91Na2O/K2O0,760,531,171,15al2,69---K2O/TiO250,3362,4012,3314,21

Макроэлементный состав экструзивных и субвулканических риолитов лядгейского комплекса

Компонент55/091587/31051/1а1053/71062/11052/2SiO275,2074,0072,2076,6076,4074,20TiO20,290,240,300,160,160,17Al2O312,3012,1013,9012,8012,0012,90Fe2O30,150,991,651,100,480,30FeO1,691,231,200,731,021,30MnO0,020,060,050,020,010,02MgO1,001,161,370,580,330,41CaO<0,51,490,620,260,270,43Na2O6,402,603,623,882,652,90K2O0,482,603,282,376,066,88P2O50,04<0,05<0,05<0,05<0,05<0,05Fe2O3+FeO1,842,222,851,831,501,60Na2O+K2O6,885,206,906,258,719,78Ка0,900,590,680,700,910,95Na2O/K2O13,331,001,101,640,440,42al4,333,583,295,316,566,42K2O/TiO21,6610,8310,9314,8137,8840,47

Микроэлементный состав гранитоидов интрузивного массива Южный

Компонентs 23-5s 24-3s 25-2s 23-6s 28-1s 29-1s 30-1s 50-1-1Cs27,4747,9119,6344,3532,1337,5653,1127,52Rb91,92109,73111,78133,85100,5546,08134,76103,94Ba122,47114,71112,15137,52129,1556,17132,88210,82Th124,82181,76100,3450,90143,0372,18114,87101,89U96,2175,64107,9568,6684,6232,8976,57120,58Nb8,456,517,917,126,597,206,2928,65Ta5,374,558,577,807,445,857,0928,43La29,8127,7216,0917,3818,2733,8815,4728,03Ce21,5418,8913,1213,1413,3226,6410,7526,31Pb28,5635,1944,2932,8053,4935,8725,405,34Pr15,1312,829,939,7810,0220,327,2424,49Sr21,3910,1816,0811,4014,485,199,423,04Nd11,529,518,107,458,0615,905,6424,94Zr3,062,683,103,723,474,942,9622,80Hf4,053,714,624,304,374,754,2826,39Sm6,635,085,264,724,748,713,2526,08Eu5,954,534,825,074,646,303,6412,35Gd4,883,963,823,473,776,072,4623,59Tb3,803,013,232,912,864,292,0024,33Dy3,092,492,792,432,522,961,7823,09Y2,732,322,542,292,402,361,7619,76Ho2,702,312,592,232,292,591,8221,25Er3,012,592,792,442,532,581,9621,32Tm2,962,482,822,382,542,202,0619,46Yb3,032,603,022,642,572,272,1117,95Lu3,192,703,232,872,902,192,4316,39

Микроэлементный состав гранитоидных галек из конгломератов енганепэйской свиты

Компонентs 15-4s 26-3-4s 26-6-1s 26-6-3Cs31,6123,6221,6410,03Rb202,7931,1934,7110,03Ba119,1356,8074,3143,22Th231,7859,2964,7618,29U90,0638,8443,1246,41Nb14,237,798,085,35Ta20,957,217,673,08La39,8711,3826,608,91Ce29,998,5120,216,60Pb41,1032,5957,66130,18Pr18,597,2715,466,13Sr10,458,808,114,74Nd12,416,2412,085,75Zr13,417,749,1716,52Hf12,999,769,2014,78Sm5,654,246,884,38Eu3,742,664,443,98Gd4,403,465,173,46Tb3,173,204,163,46Dy2,512,863,423,34Y2,442,873,123,08Ho2,282,683,153,28Er2,682,963,513,79Tm2,652,923,443,90Yb2,793,053,534,38Lu2,773,253,834,56

Микроэлементный состав гранитоидов нияюского комплекса

Компонент62/0563-2/0583/0584/0588- 1/0592/0515/0587/05Cs67,1941,5613,1320,63-14,0633,75 -Rb116,0654,80437,9595,59117,48212,13211,0287,09Ba25,7520,0321,4638,636,0112,0247,2234,34Th3,069,7614,719,063,293,2910,8231,76U15,2445,7163,8183,3343,3367,6214,2946,19Nb0,000,000,000,000,000,000,000,00Ta -9,76 -2,68 -1,83 - -La3,541,160,871,344,123,280,738,49Ce2,871,300,981,383,553,100,925,92Pb0,000,000,000,000,000,000,000,00Pr2,391,451,121,342,862,861,124,24Sr9,156,456,7811,099,6710,097,878,63Nd2,171,791,401,512,603,051,493,06Zr4,0210,710,894,464,028,931,796,70Hf0,713,045,790,550,492,780,163,92Sm1,892,121,641,602,302,912,002,34Eu1,071,371,070,600,244,760,463,57Gd1,732,351,711,292,232,892,102,48Tb1,482,041,481,021,762,311,762,13Dy1,181,851,180,721,531,951,632,08Y0,000,004,400,000,000,0010,990,00Ho1,162,011,160,671,461,891,712,26Er1,061,921,080,521,351,691,672,29Tm0,961,890,970,461,301,621,762,43Yb0,791,660,810,321,011,241,402,11Lu0,811,890,840,321,081,281,622,43

Микроэлементный состав гранитоидов нияюского комплекса

КомпонентEp/0060/0563/05Cs120,000,0012,81Rb76,6913,62455,91Ba32,1946,5094,43Th34,94170,59188,24U538,1076,1949,52Nb0,000,000,00Ta -7,765,37La2,8763,9066,67Ce2,8643,9439,44Pb0,000,000,00Pr2,8327,0324,09Sr3,323,7910,62Nd3,0518,4615,36Zr0,0014,293,57Hf8,0920,0618,58Sm3,2412,759,55Eu2,206,075,60Gd3,7612,437,60Tb3,2410,835,83Dy3,009,784,55Y0,008,796,59Ho2,9910,244,15Er2,9610,103,52Tm2,979,462,97Yb2,588,522,27Lu2,979,192,30

Микроэлементный состав пород бедамельской вулканической серии

Компонент5/0542/05 1665/2Cs0,000,00105,94Rb173,2347,24248,25Ba16,457,8781,27Th4,8212,350,00U0,000,000,00Nb -4,630,00Ta - -17,98La4,1915,8732,61Ce4,2112,5629,30Pb0,000,000,00Pr4,249,8626,81Sr4,271,900,00Nd4,438,2024,96Zr3,397,320,00Hf3,465,9917,09Sm4,556,9819,08Eu0,712,2619,82Gd5,077,5315,35Tb4,636,3013,70Dy3,965,7511,29Y2,204,400,00Ho4,095,7310,24Er3,965,589,10Tm3,925,689,42Yb3,454,287,91Lu3,785,148,70

Микроэлементный состав экструзивных и субвулканических риолитов лядгейского комплекса

Компонент 1587/31051/1а1053/71062/1Cs0,00321,8847,1929,69Rb144,72519,53177,48443,46Ba95,86120,90102,30132,35Th247,06224,71163,53160,00U0,00495,24175,71115,24Nb28,050,000,000,00Ta7,5618,540,009,02La77,15103,4960,1243,67Ce60,2883,6648,7334,37Pb0,000,000,000,00Pr44,9361,5934,4226,05Sr0,0011,3713,7411,61Nd37,1550,8927,8421,94Zr27,685,361,251,34Hf21,2338,8333,6628,19Sm31,5340,5422,3617,16Eu1,072,024,290,38Gd28,8634,0619,4615,40Tb22,5027,8716,3913,43Dy18,4523,3414,7911,90Y18,460,000,000,00Ho18,0524,3314,5112,07Er16,1021,2514,1311,79Tm14,8619,8613,7811,49Yb11,2216,0211,169,66Lu12,1616,7612,7010,95

Похожие работы на - Позднедокембрийский гранитоидный магматизм поднятия Енганепэ (Полярный Урал)

 

Не нашел материал для своей работы?
Поможем написать качественную работу
Без плагиата!