Геодинамические обстановки формирования базальтоидов Тыкотловской площади (Приполярный Урал)
Автор: Манькова Т.В., Суслов С.Б.
Журнал: Вестник Пермского университета. Геология @geology-vestnik-psu
Рубрика: Геотектоника и геодинамика
Статья в выпуске: 3 (16), 2012 года.
Бесплатный доступ
Формирование тыкотловской толщи базальтоидов верхнего ордовика происходило в пределах Западно-Тагильской зоны в палеогеодинамической обстановке окраинного спредингового моря (что доказывается составом, возрастом вулканитов и петрохимическими диаграммами). Это позволяет считать район Ты-котловской площади перспективным на колчеданное золото-полиметаллическое оруденение.
Геодинамика, базальт, приполярный урал, колчеданы
Короткий адрес: https://sciup.org/147200835
IDR: 147200835
Текст научной статьи Геодинамические обстановки формирования базальтоидов Тыкотловской площади (Приполярный Урал)
Район проводимых в течение трёх лет исследований расположен на восточном склоне Приполярного Урала в верховьях р.Большая Тыкотлова и административно входит в состав Березовского района Ханты-Мансийского автономного округа – Югры (рис. 1). Прогнозно-поисковые работы на медно-полиметаллические руды в пределах Тыкотловской площади проводятся в соответствии с Программой геологического изучения территории Приполярного и Северного Урала (ХМАО-Ю-гра). После проведения полевых работ сезона 2010 г. и получения обширного фактического материала, а также находок фауны в районе Тыкотловского рудопрояв-ления взгляды на геологическое строение района пришлось несколько пересмотреть и представить следующим образом.
Все стратифицируемые отложения, названные нами из-за отсутствия сходных отложений в Легендах Полярноуральской и Североуральской серий листов ты-котловской толщей (по фауне отвечаю-
Приполярный Урал, колчеданы.
щей ашгиллскому ярусу верхнего ордовика), можно разделить на две пачки: нижнюю – сланцевую (апотерригенную) с подчинёнными прослоями базальтоидов и локальными проявлениями риолитового вулканизма (мощность пачки более 750 м) и верхнюю – базальтоидную с подчинёнными прослоями апотерригенных и апо-вулканогенных сланцев (мощность пачки более 1000 м).
Нижняя сланцевая пачка, распространённая на Тыкотловской площади, ранее картировалась как грубеинская свита, перекрывающая кокпельские вулканиты (Цымбалюк, 1975; Миклухо-Маклай, 1972); как сланцевая толща в основании кокпельской свиты (Саранин, 1968ф); или как хомасьинская свита (Мезенцев, 1974ф). В Легенде Полярноуральской серии и в последних отчётах по ГДП-200 и ГДП-1000 (Шишкин, 2005; Шишкин, 2002; Иванов, 2001) эти отложения показаны как верхняя подсвита погурейской свиты.

Рис. 1. Обзорная карта района работ
Апотерригенные сланцы нижней пачки имеют филлитовидный облик, цвет зеленовато-серый, серый, часто плойчатые, однородные по цвету или тонкополосчатые, сложены кварцем, серицитом, хлоритом и альбитом в различных соотношениях, повсеместно присутствует эпидот (5– 20 %) и лейкоксен (2–15 %), образованы по пелит-алевритовым и алеврит-пелито-вым осадкам, накапливающимся в довольно глубоководных условиях за счет продуктов разрушения вулканогенных пород и, вероятно, с участием туфогенного материала. В сланцах, переслаивающихся с ла-вами риолитов, обнаружены линзы органогенных известняков с остатками мелких биогермных коралловых построек. По за- ключению О.Л. Коссовой (ВСЕГЕИ, г.-Санкт-Петербург), колониальные кораллы относятся к Rugosa вида Sogdianophyllum sp. и позволяют определить возраст вмещающих отложений как ашгиллский ярус верхнего ордовика.
Базальты толщи залегают в виде потоков и покровов мощностью от первых десятков сантиметров до n·10м, редко до 150 м. Породы имеют преимущественно подушечную и плитчатую отдельность, реже встречаются столбчатая и крупноглыбовая отдельности, обычно в наиболее раскристаллизованных, переходных к до-леритам разностях. Они изменены до зеленосланцевой стадии метаморфизма, сложены мелкозернистыми агрегатами вторичных минералов – альбитом, хлоритом, соссюритом, актинолитом и эпидотом в различных соотношениях. Почти повсеместно присутствует лейкоксен (местами раскристаллизованный до сфена) – 2–20 %, иногда – стильпномелан – до 20 %, карбонат – до 15 %, кварц – до 10 %, серицит – до 10 %. Из акцессориев встречается апатит в редких зернах. Рудные минералы представлены пиритом – до 0–3 %, халькопиритом – 0–р.з., магнетитом – до 0–3 %, гематитом – до 0–2 % (гематит и магнетит встречаются обычно в смеси с лейкоксеном, как продукты разрушения титаномагнетита).
Текстуры базальтов сланцеватые, флю-идальные, миндалекаменные, ориентированные, реже брекчиевидные и линей-но-такситовые. Структуры бластические, преобладают нематогранолепидобласто-вые и нематолепидогранобластовые. Примерно в 20 % шлифов первичные структуры базальтов не просматриваются. В остальных шлифах наблюдаются афировые и редкопорфировые (псевдоморфозы по вкрапленникам плагиоклаза и пироксена до 10%, размером до 1,5 мм) базальты с реликтовыми структурами – вариолитовыми, интерсертальными, микролитовыми, гиалопилитовыми, интерсертально-офитовыми. Реже встречаются порфировые и гломеропорфировые базальты с вкрапленниками (псевдоморфозами) плагиоклаза и пироксена до 45%, размером до 1–6 мм. Такие базальты обычно имеют ориентированную или линейно-такситовую текстуры, структура основной массы обычно бластическая, иногда с реликтами интерсертально-офитовой и офитовой структур. Пироксен замещен агрегатами хлорита, актинолита (реже уралита) и эпидота в различных соотношениях, иногда присутствует карбонат. В большинстве шлифов основной плагиоклаз полностью соссюри-тизирован либо в агрегатах преобладающего соссюрита присутствуют мелкозернистые альбит, эпидот и примеси других вторичных минералов. В спилитизирован-ных базальтах основной плагиоклаз заме- щен альбитом с небольшим количеством других вторичных минералов.
Исходя из вышеизложенного, можно сказать, что базальты формировались в подводных обстановках (подушечная отдельность, спилитизация). Преобладание афировых разностей, широкое распространение вариолитовых и микролитовых структур, миндалекаменных текстур характерны для базальтов зон спрединга [5].
Субвулканические образования представлены долеритовыми и расслоенными пикрит-долеритовыми силлами, широко распространёнными по всей площади исследований.
Размеры тел варьируют от 1 до 500м по мощности и от первых сотен метров до 10км в длину. Строение тел довольно однородное, наблюдается некоторое увеличение зернистости к центру силлов. Появление миндалекаменных разностей и брекчирование пород в верхней части отдельных тел, а также местами наличие шаровой отдельности в долеритах свидетельствуют о внедрении интрузий в водонасыщенные неконсолидированные осадки, т.е. эти образования сформировались в целом синхронно с отложениями верхнего ордовика. В подошве и кровле тел развиты зоны ороговикования мощностью 1 – 3 м.
В расслоенных пикрит-долеритовых силлах протяженность пикритовых тел составляет первые сотни метров, мощность ультраосновной части 5–50 м при общей мощности силлов 50–200 м. Пикритовая составляющая силлов хорошо выделяется на местности по тёмно-бурым коркам выветривания. Смена пикритовой фазы доле-ритовой происходит постепенно, через пикродолеритовые разности.
Макроскопически долериты – от зеленовато-серых до тёмно-зеленовато-серых, массивные породы с крупноглыбовой, толстоплитчатой и столбчатой отдельностью. Столбчатая отдельность разнообразная: веерообразная с уплощенно-шестигранными сечениями, отдельность типа "поленница дров" или карандашная с изометрично-шестигранными сечениями, с неправильно-четырехгранными сечениями. В пределах тел наблюдаются зоны эпидотизации, обогащения стильпномеланом и сульфидами. В основном долериты мелко-среднезернистые, иногда разнозернистые и порфировидные. На экзоконтакте – зоны ороговикования мощностью до 3 м, в которых в виде линзовидных тел часто наблюдаются адинолы (натриевые метасоматиты кварц-эпи-дот-альбитового состава по пелитовым породам). Широкое распространение адинол отмечалось на Приполярном Урале и ранее [4].
Под микроскопом в долеритах наблюдаются нематогранолепидобластовые и лепидонематогранобластовые структуры, реликтовые мелко- и среднезернистые офитовые, пойкилоофитовые, порфировидные, габброофитовые структуры и массивные, реже ориентированные, линейно- и шлирово-такситовые текстуры. Породы сложены псевдоморфозами по пироксену (30-55%), псевдоморфозами по основному плагиоклазу (35-60%), повсеместно присутствует лейкоксенизирован-ный титаномагнетит (4 – 12) %. Пироксен замещён уралитом, хлоритом, чаще агрегатами этих минералов с примесью эпидота и актинолита. Основной плагиоклаз замещен преобладающими соссюритовыми агрегатами, в спилитизированных долери-тах – альбитом. В качестве поздних наложенных минералов часто присутствуют кварц, карбонат и самый поздний – стильпномелан.
В аншлифах описаны: титаномагнетит, разложенный до лейкоксена и магнетита – 5–9 %; ильменит лейкоксенизированный – 2–4 %; халькопирит – 0,5–1 %; пирит – р.з.–1,5 % (редко – до 10%); стильпномелан – 2–15 %.
Общей особенностью химического состава всех отобранных зерен пироксенов (табл.1) является преобладание, помимо кремнезема, следующих компонентов: FeO*, MgO и CaO. Иногда в повышенных содержаниях присутствует глинозем. Постоянно обнаруживается оксид натрия (до 2% и выше). В незначительных количе- ствах отмечены ванадий и титан. Практически полностью отсутствует хром. По заключению проф. ПГНИУ Б.М. Осовецко-го данный химический состав отвечает клинопироксенам с разным соотношением компонентов. Основными из них являются диопсид, авгит, клиногиперстен, жадеит, геденбергит, клиноэнстатит, ферросалит. Сравнение данных микрозондового анализа с данными других исследователей, опубликованными в научной литературе, позволяет назвать основную массу зерен изученных пироксенов натриевыми диопсид-авгитами.
Пикриты имеют структуры нематоле-пидобластовые, реликтовые порфировые с витрофировой основной массой и крипто-вые с апостекловатым базисом, часто в сочетании с элементами пойкилитовой структуры. Сложены псевдоморфозами по оливину (25 – 60 %) часто 2-х генераций, псевдоморфозами по пироксену (20 – 60 %), измененным вулканическим стеклом (10-40 %), в подчиненном количестве (до 10 %) присутствует керсутит, разложенная слюда группы биотита, пироксен 2-й генерации – обычно частично замещенные авгит или титанавгит, титаномагне-тит, хромит, магнетит, лимонитизирован-ные сульфиды. Вкрапленники представлены идиоморфным оливином, гипидиоморфным или ксеноморфным пойкилитовым пироксеном. Слюда и керсутит образуют ксеноморфные зерна, иногда обрастают оливин. Керсутит встречается в виде зон в амфиболе, замещающем титанистый пироксен. Вторичные минералы – тальк, серпентин, тремолит, хлорит, актинолит, лейкоксен.
В аншлифах встречены следующие рудные минералы: ильменит (2%) – ксеноморфные зерна и пластинки в магнетите, магнетит (1,5 %) в самостоятельных октаэдрических зернах и в виде кайм вокруг хромшпинели, хромшпинель (0,5 %), совместные ксеноморфные выделения пирротина и пентландита (0,5 %), иногда с халькопиритом.
Таблица 1. Химический состав зерен пироксенов, мас. %
Оксид |
Проба 4008-8 |
||||||||||||||||||
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
10 |
||||||||||
SiO 2 |
54,45 |
31,07 |
57,38 |
53,14 |
53,32 |
52,57 |
53,23 |
49,33 |
50,55 |
54,26 |
|||||||||
TiO 2 |
0,06 |
0,06 |
0 |
0,07 |
0 |
0,06 |
0 |
0,13 |
0,15 |
0 |
|||||||||
Al 2 O 3 |
2,91 |
19,41 |
1,71 |
2,73 |
3,84 |
2,17 |
1,82 |
2,80 |
6,89 |
2,73 |
|||||||||
Cr 2 O 3 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
- |
0,06 |
0 |
0 |
|||||||||
V 2 O 3 |
- |
0,28 |
0,13 |
0,30 |
0,16 |
0,13 |
- |
- |
- |
0,28 |
|||||||||
MgO |
10,65 |
12,88 |
12,54 |
10,01 |
9,86 |
10,43 |
10,68 |
8,63 |
11,98 |
10,72 |
|||||||||
FeO* |
20,34 |
35,59 |
19,03 |
21,83 |
21,33 |
20,53 |
21,97 |
25,81 |
21,40 |
19,92 |
|||||||||
CaO |
9,70 |
0,21 |
11,31 |
10,02 |
9,43 |
9,88 |
10,97 |
11,39 |
6,68 |
9,47 |
|||||||||
MnO |
0,39 |
0,50 |
0,35 |
0,37 |
0,34 |
0,36 |
0,43 |
0,45 |
0,40 |
0,33 |
|||||||||
Na 2 O |
1,68 |
0 |
0,74 |
1,39 |
1,86 |
1,18 |
0,74 |
1,17 |
1,33 |
1,67 |
|||||||||
K 2 O |
0,16 |
- |
- |
0,15 |
0,18 |
- |
0,15 |
0,22 |
0,17 |
0,19 |
|||||||||
Сумма |
100,32 |
100 |
103,19 |
100 |
100,32 |
97,29 |
100 |
100 |
99,56 |
99,56 |
|||||||||
Проба 3003-22 |
|||||||||||||||||||
11 |
12 |
13 |
14 |
15 |
16 |
17 |
18 |
19 |
|||||||||||
SiO 2 |
51,84 |
52,62 |
45,40 |
55,26 |
55,31 |
53,08 |
46,59 |
45,07 |
53,86 |
||||||||||
TiO 2 |
0,08 |
0 |
0 |
0,08 |
0,05 |
0,15 |
0,08 |
0,13 |
0,04 |
||||||||||
Al 2 O 3 |
6,95 |
2,33 |
2,77 |
2,31 |
3,13 |
2,80 |
4,39 |
3,96 |
2,24 |
||||||||||
Cr 2 O 3 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
- |
- |
0 |
0 |
||||||||||
V 2 O 3 |
0 |
0,21 |
0,32 |
0,17 |
0,14 |
- |
0,20 |
0,15 |
0,20 |
||||||||||
MgO |
7,28 |
10,26 |
7,14 |
11,48 |
11,74 |
9,64 |
8,96 |
8,54 |
10,84 |
||||||||||
FeO* |
30,42 |
22,21 |
31,03 |
19,10 |
18,09 |
22,59 |
29,29 |
29,86 |
21,42 |
||||||||||
CaO |
0,96 |
10,53 |
11,10 |
9,47 |
9,11 |
9,96 |
8,49 |
11,00 |
9,45 |
||||||||||
MnO |
0,92 |
0,41 |
0,55 |
0,36 |
0,33 |
0,36 |
0,45 |
0,44 |
0,35 |
||||||||||
Na 2 O |
0,26 |
1,28 |
1,48 |
1,62 |
1,90 |
1,43 |
1,55 |
0,65 |
2,02 |
||||||||||
K 2 O |
1,29 |
0,15 |
0,23 |
0,15 |
0,20 |
- |
- |
0,20 |
- |
||||||||||
Сумма |
100 |
100 |
100 |
100 |
100 |
100 |
100 |
100 |
100,43 |
||||||||||
Проба 4008-9 |
|||||||||||||||||||
20 |
21 |
22 2 |
3 |
24 |
25 |
||||||||||||||
SiO 2 |
52,44 |
51,31 |
55,42 |
54,40 |
55,81 |
56,47 |
|||||||||||||
TiO 2 |
0,14 |
0,06 |
0,05 0 |
,07 |
0 |
0,10 |
|||||||||||||
Al 2 O 3 |
5,11 |
2,87 |
0,47 2 |
,41 |
2,90 |
3,72 |
|||||||||||||
Cr 2 O 3 |
0 |
0 |
00 |
0 |
0 |
||||||||||||||
V 2 O 3 |
0,18 |
0,32 |
00 |
,27 |
0,32 |
0,21 |
|||||||||||||
MgO |
10,05 |
9,12 |
13,14 1 |
1,59 |
12,41 |
12,18 |
|||||||||||||
FeO* |
19,71 |
23,90 |
16,30 1 |
8,26 |
17,48 |
18,84 |
|||||||||||||
CaO |
8,91 |
10,20 |
11,49 9 |
,14 |
8,50 |
8,91 |
|||||||||||||
MnO |
0,28 |
0,33 |
0,26 0 |
,34 |
0,24 |
0,28 |
|||||||||||||
Na 2 O |
2,42 |
1,66 |
0,20 1 |
,83 |
2,20 |
2,49 |
|||||||||||||
K 2 O |
0,43 |
0,22 |
-- |
0,14 |
0,26 |
||||||||||||||
Сумма |
99,66 |
100 |
97,33 9 |
8,31 |
100 |
103,5 |
По химизму базальты и долериты, распространённые на площади, практически идентичны, поэтому при описании петрохимических и геохимических особенностей они рассмотрены совместно. По петрохимическим параметрам основные породы относятся к толеитовой серии: низкощелочные, при резком преобладании
Таблица 2. Химический состав основных пород Тыкотловской площади
натрия над калием (К 2 О в среднем 0,2 %), низкоглиноземистые (al' в среднем 0,62), с коэффициентом фракционирования (железистости) в среднем К ф ~ 63 (табл. 2). Содержание кремнезема в породах в основном пониженное, в спилитизированных разностях – несколько повышенное.
№ пробы |
SiO 2 |
TiO 2 |
Al 2 O 3 |
∑ Fe |
MnO |
MgO |
CaO |
Na 2 O |
K 2 O |
P 2 O 5 |
al' |
K ф |
Базальты |
||||||||||||
2001-4 |
50.8 |
1.71 |
12.6 |
13.0 |
0.21 |
6.37 |
10.9 |
2.50 |
0.14 |
0.29 |
0.65 |
0.67 |
2002-1 |
49.7 |
1.46 |
14.4 |
11.8 |
0.20 |
6.61 |
10.6 |
2.96 |
0.097 |
0.21 |
0.78 |
0.64 |
2028-1 |
50.2 |
1.57 |
12.7 |
14.5 |
0.20 |
6.16 |
11.4 |
0.42 |
0.025 |
0.15 |
0.61 |
0.70 |
2049-13 |
46.7 |
1.13 |
13.6 |
18.0 |
0.27 |
9.9 |
5.8 |
1.24 |
0.03 |
0.15 |
0.49 |
0.64 |
2049-4 |
47.3 |
0.99 |
14.2 |
14.1 |
0.25 |
14.4 |
5.9 |
0.43 |
0.02 |
0.12 |
0.50 |
0.49 |
3001-1 |
45.0 |
1.40 |
16.8 |
11.1 |
0.15 |
8.13 |
10.8 |
2.83 |
0.037 |
0.27 |
0.87 |
0.58 |
3002-10 |
47.3 |
1.87 |
15.8 |
13.5 |
0.19 |
5.67 |
9.51 |
3.50 |
0.23 |
0.40 |
0.82 |
0.70 |
3003-13 |
49.0 |
1.14 |
11.1 |
11.7 |
0.23 |
5.34 |
10.1 |
2.10 |
0.018 |
0.19 |
0.65 |
0.69 |
3003-14 |
50.3 |
1.73 |
15.0 |
16.0 |
0.31 |
7.07 |
2.06 |
2.70 |
0.015 |
0.26 |
0.65 |
0.69 |
3003-16 |
51.2 |
1.41 |
13.5 |
14.1 |
0.33 |
6.09 |
8.31 |
1.86 |
0.15 |
0.22 |
0.67 |
0.70 |
3003-7 |
49.0 |
1.32 |
13.9 |
11.6 |
0.20 |
6.76 |
10.9 |
1.76 |
0.027 |
0.18 |
0.76 |
0.63 |
3007-3 |
46.6 |
2.00 |
16.3 |
14.2 |
0.42 |
7.22 |
8.38 |
0.056 |
0.005 |
0.30 |
0.76 |
0.66 |
3018-1 |
47.1 |
1.23 |
13.6 |
10.3 |
0.14 |
11.1 |
7.6 |
2.83 |
0.20 |
0.33 |
0.63 |
0.48 |
3032-4 |
44.7 |
0.84 |
13.9 |
15.6 |
0.21 |
11.3 |
5.7 |
2.98 |
0.02 |
0.14 |
0.51 |
0.58 |
3033-3 |
47.9 |
1.27 |
11.3 |
17.1 |
0.21 |
7.5 |
9.8 |
3.12 |
0.08 |
0.12 |
0.46 |
0.69 |
3036-2 |
47.3 |
1.10 |
12.2 |
16.2 |
0.20 |
9.9 |
8.5 |
2.81 |
0.02 |
0.099 |
0.47 |
0.62 |
3043-2 |
40.9 |
1.09 |
13.3 |
18.2 |
0.45 |
9.5 |
8.6 |
1.20 |
0.01 |
0.12 |
0.48 |
0.66 |
3067-6 |
43.3 |
1.56 |
13.9 |
19.4 |
0.20 |
11.5 |
4.6 |
1.52 |
0.01 |
0.12 |
0.45 |
0.63 |
3068-5 |
45.0 |
1.07 |
14.5 |
16.6 |
0.26 |
12.1 |
5.8 |
1.93 |
0.57 |
0.30 |
0.51 |
0.58 |
3501-1 |
46.3 |
1.45 |
11.5 |
19.2 |
0.23 |
7.1 |
7.7 |
2.63 |
0.18 |
0.38 |
0.44 |
0.73 |
3603-2 |
41.0 |
0.81 |
13.9 |
17.1 |
0.18 |
10.6 |
13.8 |
0.72 |
0.02 |
0.087 |
0.50 |
0.62 |
3611-1 |
51.8 |
1.42 |
11.3 |
9.9 |
0.16 |
8.1 |
11.6 |
2.86 |
0.25 |
0.14 |
0.63 |
0.55 |
4003-9 |
45.6 |
1.99 |
15.2 |
15.4 |
0.24 |
6.57 |
10.6 |
1.56 |
0.12 |
0.29 |
0.69 |
0.70 |
4037-1 |
45.5 |
1.41 |
14.7 |
16.6 |
0.24 |
9.9 |
7.2 |
2.12 |
0.95 |
0.29 |
0.55 |
0.63 |
4040-1 |
47.9 |
1.23 |
13.5 |
11.6 |
0.20 |
9.1 |
7.6 |
2.96 |
0.11 |
0.31 |
0.65 |
0.56 |
4045-1 |
44.5 |
2.16 |
13.9 |
19.8 |
0.21 |
8.5 |
6.2 |
3.23 |
0.03 |
0.36 |
0.49 |
0.70 |
4050-1 |
47.4 |
1.58 |
12.4 |
16.8 |
0.24 |
9.3 |
8.7 |
2.49 |
0.02 |
0.27 |
0.48 |
0.65 |
4051-3 |
46.0 |
1.29 |
13.7 |
16.0 |
0.23 |
10.6 |
8.0 |
2.79 |
0.05 |
0.33 |
0.51 |
0.60 |
4056-3 |
47.3 |
0.81 |
15.8 |
9.3 |
0.23 |
8.9 |
10.7 |
2.44 |
0.01 |
0.27 |
0.87 |
0.51 |
4062-1 |
48.4 |
1.85 |
12.6 |
16.4 |
0.20 |
8.6 |
7.9 |
3.02 |
0.23 |
0.22 |
0.50 |
0.65 |
4072-1 |
41.1 |
1.76 |
17.3 |
17.0 |
0.16 |
10.8 |
3.7 |
3.47 |
0.03 |
0.11 |
0.62 |
0.61 |
4079-2 |
41.6 |
1.42 |
14.7 |
18.7 |
0.19 |
13.8 |
5.0 |
2.34 |
0.02 |
0.30 |
0.45 |
0.57 |
4079-3 |
49.5 |
1.22 |
11.9 |
10.3 |
0.29 |
10.3 |
10.0 |
2.38 |
0.03 |
0.31 |
0.58 |
0.50 |
4079-4 |
41.8 |
1.02 |
13.4 |
18.2 |
0.19 |
16.4 |
6.1 |
1.30 |
0.02 |
0.18 |
0.39 |
0.53 |
4090-1 |
44.7 |
1.42 |
13.4 |
18.4 |
0.15 |
9.7 |
8.8 |
2.02 |
0.03 |
0.12 |
0.48 |
0.66 |
4511-1 |
43.3 |
1.76 |
12.7 |
22.0 |
0.26 |
8.5 |
8.0 |
2.40 |
0.04 |
0.12 |
0.42 |
0.72 |
4535-1 |
42.0 |
1.22 |
16.1 |
20.3 |
0.21 |
11.7 |
3.1 |
2.45 |
0.02 |
0.24 |
0.50 |
0.64 |
4542-6 |
48.0 |
1.68 |
12.2 |
11.4 |
0.28 |
7.1 |
10.8 |
3.06 |
0.28 |
0.42 |
0.66 |
0.62 |
5005-4 |
49.2 |
1.45 |
14.7 |
11.0 |
0.25 |
6.72 |
9.68 |
3.17 |
0.026 |
0.17 |
0.83 |
0.62 |
5005-5 |
50.6 |
1.49 |
13.4 |
11.9 |
0.18 |
7.88 |
8.36 |
3.46 |
0.055 |
0.23 |
0.68 |
0.60 |
4003-6 |
46.4 |
2.17 |
14.9 |
15.2 |
0.19 |
7.40 |
7.00 |
3.54 |
0.046 |
0.18 |
0.66 |
0.67 |
4003-7 |
45.9 |
2.07 |
14.9 |
14.9 |
0.21 |
7.09 |
8.48 |
3.09 |
0.039 |
0.17 |
0.68 |
0.68 |
5007-1 |
45.5 |
1.51 |
15.3 |
12.8 |
0.21 |
7.19 |
13.3 |
1.42 |
0.27 |
0.18 |
0.77 |
0.64 |
5008-1 |
48.7 |
1.83 |
14.1 |
13.0 |
0.22 |
7.29 |
9.61 |
1.75 |
0.005 |
0.22 |
0.69 |
0.64 |
5008-17 |
46.3 |
1.73 |
16.0 |
12.4 |
0.21 |
7.87 |
10.2 |
2.24 |
0.014 |
0.26 |
0.79 |
0.61 |
5008-6 |
48.6 |
2.07 |
15.3 |
13.9 |
0.29 |
6.48 |
5.73 |
2.16 |
0.014 |
0.31 |
0.75 |
0.68 |
5009-2 |
41.2 |
1.96 |
15.3 |
18.3 |
0.28 |
8.93 |
6.27 |
2.42 |
0.074 |
0.36 |
0.56 |
0.67 |
5009-3 |
44.0 |
2.00 |
15.6 |
17.3 |
0.23 |
5.79 |
9.60 |
0.86 |
0.041 |
0.40 |
0.68 |
0.75 |
Продолжение табл. 2
№ пробы |
SiO 2 |
TiO 2 |
Al 2 O 3 |
∑ Fe |
MnO |
MgO |
CaO |
Na 2 O |
K 2 O |
P 2 O 5 |
al' |
K ф |
Базальты спилитизированные |
||||||||||||
3006-40 |
55.9 |
1.21 |
15.0 |
11.0 |
0.13 |
4.77 |
2.98 |
5.10 |
0.14 |
0.30 |
0.95 |
0.70 |
3006-58 |
59.2 |
1.07 |
14.0 |
9.78 |
0.16 |
3.32 |
2.68 |
6.24 |
0.52 |
0.24 |
1.07 |
0.75 |
3006-65 |
53.5 |
1.16 |
18.9 |
10.3 |
0.12 |
3.93 |
2.71 |
6.47 |
0.19 |
0.28 |
1.33 |
0.72 |
4531-5 |
54.0 |
1.97 |
12.1 |
11.0 |
0.20 |
4.5 |
5.6 |
4.30 |
0.05 |
0.83 |
0.78 |
0.71 |
3594-1 |
49.4 |
1.87 |
11.9 |
18.1 |
0.20 |
5.5 |
5.0 |
3.55 |
0.23 |
0.50 |
0.50 |
0.77 |
4041-2 |
46.3 |
1.76 |
13.6 |
16.9 |
0.17 |
8.6 |
6.6 |
3.72 |
0.08 |
0.47 |
0.53 |
0.66 |
4055-1 |
49.1 |
2.19 |
12.9 |
17.9 |
0.18 |
6.9 |
5.4 |
3.83 |
0.20 |
0.53 |
0.52 |
0.72 |
3003-8 |
47.1 |
2.95 |
12.6 |
18.8 |
0.18 |
5.40 |
5.87 |
3.30 |
0.13 |
0.42 |
0.52 |
0.78 |
3004-11 |
48.0 |
2.11 |
13.4 |
15.7 |
0.21 |
5.82 |
6.98 |
4.08 |
0.072 |
0.34 |
0.62 |
0.73 |
3004-18 |
52.3 |
1.83 |
13.2 |
13.3 |
0.22 |
5.83 |
5.00 |
5.30 |
0.040 |
0.092 |
0.69 |
0.70 |
3006-28 |
47.7 |
1.41 |
17.5 |
12.2 |
0.26 |
7.59 |
5.52 |
4.38 |
0.044 |
0.12 |
0.88 |
0.62 |
3006-45 |
49.6 |
1.27 |
16.2 |
11.4 |
0.21 |
7.00 |
7.08 |
4.14 |
0.47 |
0.48 |
0.88 |
0.62 |
3006-51 |
51.4 |
1.33 |
15.8 |
11.1 |
0.21 |
7.32 |
5.52 |
4.38 |
0.51 |
0.74 |
0.86 |
0.60 |
4007-2 |
48.8 |
1.64 |
14.0 |
14.2 |
0.27 |
7.05 |
7.28 |
3.45 |
0.79 |
0.15 |
0.66 |
0.67 |
Долериты |
||||||||||||
3004-10/2 |
46.5 |
1.80 |
15.0 |
12.9 |
0.20 |
7.28 |
9.21 |
2.50 |
0.36 |
0.51 |
0.74 |
0.64 |
0501-30 |
47.4 |
1.43 |
14.2 |
14.2 |
0.20 |
6.77 |
9.13 |
2.91 |
0.57 |
0.21 |
0.68 |
0.68 |
2001-1 |
48.5 |
1.63 |
14.2 |
13.4 |
0.20 |
7.86 |
7.99 |
2.52 |
1.12 |
0.22 |
0.67 |
0.63 |
2002-3 |
48.4 |
1.69 |
14.2 |
13.2 |
0.20 |
6.94 |
10.2 |
2.24 |
0.73 |
0.25 |
0.71 |
0.66 |
2003-1 |
47.4 |
1.63 |
15.3 |
12.1 |
0.16 |
7.59 |
10.1 |
2.21 |
0.70 |
0.21 |
0.78 |
0.61 |
2010-3 |
44.5 |
1.54 |
13.2 |
11.2 |
0.18 |
13.3 |
8.23 |
2.42 |
0.056 |
0.15 |
0.54 |
0.46 |
2016-1 |
47.8 |
2.10 |
13.5 |
14.6 |
0.22 |
7.34 |
7.80 |
2.86 |
0.065 |
0.36 |
0.62 |
0.67 |
2033-1 |
48.1 |
1.24 |
14.4 |
12.0 |
0.17 |
9.30 |
8.76 |
2.87 |
0.093 |
0.16 |
0.68 |
0.56 |
2041-3 |
48.7 |
0.97 |
15.1 |
11.0 |
0.18 |
7.85 |
11.0 |
2.24 |
0.043 |
0.15 |
0.80 |
0.58 |
2043-7 |
48.9 |
1.52 |
13.2 |
13.5 |
0.22 |
7.24 |
9.26 |
3.14 |
0.068 |
0.13 |
0.64 |
0.65 |
2045-1 |
45.7 |
2.79 |
12.1 |
19.3 |
0.28 |
6.65 |
7.67 |
2.89 |
0.089 |
0.13 |
0.47 |
0.74 |
2049-2 |
42.8 |
1.59 |
13.8 |
22.4 |
0.29 |
9.7 |
6.8 |
0.16 |
0.01 |
0.27 |
0.43 |
0.70 |
2049-21 |
45.4 |
1.13 |
13.3 |
17.0 |
0.20 |
8.8 |
8.9 |
2.67 |
0.05 |
0.17 |
0.52 |
0.66 |
2049-23 |
48.0 |
1.31 |
12.1 |
17.8 |
0.20 |
8.5 |
9.1 |
1.55 |
0.03 |
0.20 |
0.46 |
0.68 |
3003-2 |
45.2 |
1.61 |
16.2 |
13.8 |
0.20 |
7.08 |
10.6 |
2.22 |
0.041 |
0.18 |
0.78 |
0.66 |
3003-23 |
48.5 |
1.08 |
16.0 |
11.2 |
0.16 |
6.76 |
11.7 |
1.91 |
0.03 |
0.20 |
0.89 |
0.62 |
3003-3 |
46.8 |
1.51 |
15.5 |
12.8 |
0.18 |
7.69 |
9.79 |
2.23 |
0.54 |
0.26 |
0.76 |
0.62 |
3003-4 |
47.6 |
2.30 |
12.7 |
17.6 |
0.27 |
4.63 |
9.16 |
1.80 |
0.14 |
0.29 |
0.57 |
0.79 |
3004-8 |
49.2 |
1.33 |
15.1 |
11.0 |
0.17 |
7.29 |
9.55 |
2.56 |
0.29 |
0.45 |
0.83 |
0.60 |
3005-6 |
47.6 |
1.29 |
16.3 |
11.0 |
0.16 |
7.87 |
9.42 |
2.89 |
0.20 |
0.34 |
0.86 |
0.58 |
3005-7 |
48.3 |
1.25 |
16.5 |
10.2 |
0.16 |
7.43 |
10.5 |
2.48 |
0.74 |
0.34 |
0.94 |
0.58 |
3007-10 |
47.1 |
1.82 |
15.9 |
13.2 |
0.24 |
6.97 |
9.05 |
3.06 |
0.084 |
0.25 |
0.79 |
0.65 |
3016-1 |
47.3 |
1.07 |
12.2 |
17.9 |
0.21 |
9.4 |
8.3 |
2.83 |
0.37 |
0.084 |
0.45 |
0.66 |
3033-1 |
46.6 |
1.39 |
12.8 |
11.5 |
0.18 |
10.4 |
8.2 |
3.13 |
0.10 |
0.40 |
0.58 |
0.52 |
3034-9 |
46.5 |
1.27 |
11.6 |
18.1 |
0.20 |
8.2 |
7.6 |
2.84 |
0.04 |
0.15 |
0.44 |
0.69 |
3047-20/1 |
46.7 |
0.92 |
13.3 |
16.6 |
0.20 |
11.5 |
8.5 |
1.67 |
0.84 |
0.14 |
0.47 |
0.59 |
3062-1 |
48.6 |
1.44 |
11.6 |
19.4 |
0.21 |
7.0 |
9.7 |
2.13 |
0.07 |
0.20 |
0.44 |
0.73 |
3069-3 |
47.8 |
1.09 |
12.4 |
11.2 |
0.18 |
8.1 |
9.3 |
3.30 |
0.09 |
0.11 |
0.64 |
0.58 |
3071-3 |
46.0 |
1.03 |
14.6 |
11.7 |
0.18 |
11.7 |
8.0 |
2.27 |
0.72 |
0.14 |
0.62 |
0.50 |
3071-4 |
46.5 |
0.91 |
14.5 |
11.0 |
0.17 |
11.7 |
9.7 |
1.66 |
0.26 |
0.13 |
0.64 |
0.48 |
3072-3 |
48.3 |
0.95 |
13.5 |
10.8 |
0.18 |
9.1 |
9.0 |
2.80 |
0.71 |
0.21 |
0.68 |
0.54 |
3597-1 |
47.6 |
1.39 |
12.5 |
17.4 |
0.23 |
9.5 |
8.3 |
2.96 |
0.22 |
0.18 |
0.47 |
0.65 |
3599-1 |
47.8 |
0.69 |
13.2 |
9.6 |
0.15 |
12.4 |
9.2 |
2.64 |
0.32 |
0.058 |
0.60 |
0.44 |
3599-2 |
41.1 |
1.84 |
14.0 |
21.7 |
0.25 |
13.5 |
6.3 |
0.82 |
0.95 |
0.22 |
0.40 |
0.62 |
3602-1 |
47.0 |
1.26 |
13.0 |
11.9 |
0.17 |
11.4 |
7.5 |
3.02 |
0.13 |
0.14 |
0.56 |
0.51 |
Окончание табл. 2
№ пробы |
SiO 2 |
TiO 2 |
Al 2 O 3 |
∑ Fe |
MnO |
MgO |
CaO |
Na 2 O |
K 2 O |
P 2 O 5 |
al' |
K ф |
4001-1 |
46.6 |
1.88 |
14.8 |
13.7 |
0.20 |
7.03 |
10.4 |
2.41 |
0.16 |
0.27 |
0.71 |
0.66 |
4003-1 |
47.3 |
1.82 |
15.4 |
13.0 |
0.19 |
6.95 |
9.18 |
2.51 |
0.80 |
0.25 |
0.77 |
0.65 |
4003-3 |
43.1 |
3.16 |
13.2 |
18.1 |
0.25 |
5.02 |
11.2 |
1.08 |
0.34 |
0.45 |
0.57 |
0.78 |
4007-3 |
49.4 |
1.39 |
14.3 |
13.1 |
0.20 |
6.12 |
9.60 |
2.62 |
0.20 |
0.23 |
0.74 |
0.68 |
4008-12 |
47.7 |
1.06 |
13.9 |
12.8 |
0.23 |
8.76 |
10.8 |
2.17 |
0.42 |
0.077 |
0.64 |
0.59 |
4008-5 |
44.7 |
3.07 |
11.9 |
20.2 |
0.30 |
5.23 |
8.97 |
2.97 |
0.31 |
0.16 |
0.47 |
0.79 |
4008-7 |
45.4 |
2.41 |
12.4 |
17.5 |
0.26 |
5.94 |
10.9 |
3.03 |
0.11 |
0.078 |
0.53 |
0.75 |
4014-1 |
44.0 |
1.85 |
11.5 |
22.0 |
0.21 |
7.9 |
9.2 |
2.32 |
0.15 |
0.082 |
0.38 |
0.74 |
4017-2 |
46.6 |
1.05 |
13.2 |
11.8 |
0.18 |
9.5 |
7.6 |
3.01 |
0.39 |
0.081 |
0.62 |
0.55 |
4057-4 |
46.4 |
0.90 |
13.8 |
10.5 |
0.16 |
11.8 |
9.1 |
2.23 |
0.08 |
0.12 |
0.62 |
0.47 |
4057-5 |
47.3 |
0.75 |
13.7 |
9.7 |
0.15 |
12.7 |
10.2 |
2.10 |
0.20 |
0.094 |
0.61 |
0.43 |
4073-1 |
46.0 |
2.12 |
13.5 |
18.9 |
0.22 |
7.2 |
8.2 |
2.71 |
0.15 |
0.33 |
0.52 |
0.72 |
5001-4 |
48.4 |
1.33 |
14.3 |
13.8 |
0.23 |
8.96 |
7.12 |
1.66 |
0.023 |
0.33 |
0.63 |
0.61 |
5001-5 |
47.6 |
1.38 |
15.2 |
12.9 |
0.22 |
7.49 |
9.74 |
1.09 |
0.013 |
0.23 |
0.75 |
0.63 |
5001-8 |
46.8 |
1.63 |
14.3 |
13.3 |
0.21 |
7.6 |
10.6 |
2.64 |
0.17 |
0.22 |
0.68 |
0.64 |
5005-1 |
45.6 |
1.65 |
16.2 |
12.7 |
0.21 |
7.66 |
10.1 |
2.69 |
0.016 |
0.27 |
0.80 |
0.62 |
5006-6 |
46.5 |
2.00 |
15.1 |
14.1 |
0.23 |
7.64 |
8.74 |
0.28 |
0.012 |
0.23 |
0.69 |
0.65 |
5008-18 |
48.5 |
1.87 |
13.8 |
13.7 |
0.22 |
5.63 |
11.2 |
1.49 |
0.005 |
0.50 |
0.71 |
0.71 |
5009-1 |
46.2 |
1.55 |
14.9 |
13.9 |
0.22 |
7.55 |
10.4 |
1.94 |
0.26 |
0.32 |
0.69 |
0.65 |
6029-15 |
48.3 |
1.85 |
11.0 |
22.5 |
0.28 |
6.5 |
6.9 |
2.39 |
0.43 |
0.17 |
0.38 |
0.78 |
6033-1 |
41.0 |
1.47 |
15.2 |
20.7 |
0.31 |
10.3 |
3.3 |
2.42 |
0.03 |
0.13 |
0.49 |
0.67 |
Долериты спилитизированные |
||||||||||||
2047-13 |
45.5 |
1.41 |
15.0 |
11.9 |
0.28 |
8.17 |
7.62 |
4.07 |
0.28 |
0.10 |
0.75 |
0.59 |
3065-2 |
47.6 |
1.36 |
13.9 |
11.6 |
0.19 |
7.7 |
9.3 |
2.70 |
0.81 |
0.64 |
0.72 |
0.60 |
4028-1 |
48.3 |
1.13 |
13.0 |
16.5 |
0.18 |
8.4 |
7.9 |
2.59 |
1.34 |
0.60 |
0.52 |
0.66 |
4501-1 |
47.8 |
1.38 |
12.4 |
17.3 |
0.19 |
7.8 |
6.0 |
3.53 |
0.07 |
0.44 |
0.49 |
0.69 |
3004-1 |
54.9 |
1.43 |
14.1 |
10.7 |
0.20 |
4.97 |
4.97 |
3.87 |
2.05 |
0.24 |
0.90 |
0.68 |
3004-3 |
50.4 |
1.93 |
13.9 |
12.9 |
0.18 |
6.10 |
7.26 |
4.24 |
0.68 |
0.18 |
0.73 |
0.68 |
3004-5 |
49.4 |
1.76 |
14.0 |
12.4 |
0.16 |
6.04 |
9.24 |
3.64 |
0.54 |
0.31 |
0.76 |
0.67 |
3005-1 |
48.6 |
1.95 |
14.3 |
14.8 |
0.19 |
6.48 |
6.26 |
4.23 |
0.13 |
0.31 |
0.67 |
0.70 |
4007-4 |
50.1 |
1.21 |
15.7 |
10.2 |
0.29 |
6.91 |
8.40 |
4.00 |
0.45 |
0.17 |
0.92 |
0.60 |
4008-1 |
50.3 |
1.18 |
15.6 |
10.9 |
0.19 |
7.16 |
6.66 |
4.70 |
0.61 |
0.11 |
0.86 |
0.60 |
4008-2 |
47.6 |
1.92 |
14.2 |
15.9 |
0.20 |
5.76 |
6.73 |
4.65 |
0.085 |
0.33 |
0.66 |
0.73 |
5004-4 |
45.6 |
2.08 |
14.3 |
15.0 |
0.25 |
7.35 |
8.58 |
3.57 |
0.034 |
0.33 |
0.64 |
0.67 |
П |
икриты и пикродолериты |
|||||||||||
2034-1 |
43.5 |
0.50 |
7.46 |
11.8 |
0.16 |
23.1 |
6.99 |
0.10 |
0.049 |
0.057 |
0.21 |
0.34 |
3002-11 |
42.6 |
0.93 |
8.43 |
14.5 |
0.23 |
20.8 |
7.32 |
0.25 |
0.035 |
0.11 |
0.24 |
0.41 |
3028-1 |
41.7 |
0.48 |
9.8 |
17.7 |
0.27 |
21.4 |
7.5 |
0.19 |
0.04 |
0.074 |
0.25 |
0.45 |
3608-4 |
41.0 |
0.66 |
7.3 |
18.2 |
0.20 |
28.6 |
4.5 |
0.17 |
0.40 |
0.11 |
0.16 |
0.39 |
3616-1 |
43.7 |
0.38 |
7.5 |
16.3 |
0.16 |
24.8 |
6.6 |
0.07 |
0.03 |
0.055 |
0.18 |
0.40 |
4051-1 |
34.0 |
0.77 |
15.8 |
23.9 |
0.32 |
22.3 |
3.8 |
0.07 |
0.02 |
0.14 |
0.34 |
0.52 |
4076-1 |
41.7 |
0.72 |
7.3 |
20.9 |
0.21 |
26.0 |
5.4 |
0.12 |
0.30 |
0.13 |
0.16 |
0.45 |
5001-10 |
39.0 |
0.72 |
7.21 |
17.3 |
0.29 |
23.1 |
5.16 |
0.14 |
0.18 |
0.13 |
0.18 |
0.43 |
5004-1 |
40.0 |
0.78 |
7.46 |
16.6 |
0.28 |
22.8 |
5.02 |
0.37 |
0.055 |
0.11 |
0.19 |
0.42 |
5004-5 |
35.9 |
0.66 |
6.15 |
19.3 |
0.39 |
26.1 |
2.64 |
0.12 |
0.081 |
0.035 |
0.14 |
0.43 |
3007-9* |
45.4 |
0.85 |
11.1 |
11.8 |
0.23 |
17.5 |
8.45 |
0.55 |
0.076 |
0.082 |
0.38 |
0.40 |
3067-2* |
44.3 |
0.72 |
12.9 |
12.4 |
0.19 |
16.7 |
7.4 |
1.81 |
0.09 |
0.11 |
0.44 |
0.43 |
5006-2* |
42.9 |
1.33 |
12.8 |
13.4 |
0.23 |
14.6 |
9.18 |
0.86 |
0.022 |
0.24 |
0.46 |
0.48 |
5008-9* |
35.8 |
2.50 |
19.3 |
16.8 |
0.29 |
11.4 |
6.35 |
1.06 |
0.005 |
0.45 |
0.68 |
0.60 |
На классификационной диаграмме TAS (рис. 2, а) и диаграмме AFM (рис. 2, в) ба-зиты попадают в поле толеитовых серий, за исключением спилитизированных разностей, повышенная щелочность (высокие содержания Na 2 O при низких содержаниях К 2 О) которых объясняется постмагматическими преобразованиями с привно-сом Na при подводных извержениях. На классификационной диаграмме FeO*/MgO – SiO 2 (рис. 2, б) все базиты попадают в поле толеитов.
В последних работах по ГДП-200 и ГДП-1000 [13; 14] тыкотловские базальто-иды отнесены к отложениям кокпельской свиты нижнего ордовика, формировавшимся при рифтогенезе нижней части континентального склона в Сакмаро-Лем-винской зоне. Но это положение опровергают, во-первых, находки верхнеордовикской фауны кораллов, во-вторых, анализ петро- и геохимических данных, показывающих близость тыкотловских базальтов к MORB (базальтам срединно-океанических хребтов) и несхожесть их с толеитами континентальных рифтов.
На диаграмме AFM (рис. 2, в) нанесено поле океанических толеитов, в которое попадают большинство тыкотловских ба-зитов. Та же ситуация наблюдается на диаграмме Т.Х. Пирса (рис. 3), позволяющей разделить континентальные и океанические базальты.
Для определения геодинамической обстановки формирования базитов Ты-котловской вулканогенной ассоциации использованы дискриминационные диаграммы Дж. Пирса, Канна, Шервейса, Кабани-са и др. [3, 6]. Таблица содержаний элементов (55 элементов, определенных методом ICP-MS в 90 пробах), использованных для построения диаграмм, в статье не приводится из-за большого объема. Результаты определений макро- и микроэлементов в породах Тыкотловской толщи можно посмотреть на сайте geoline.perm.ru.
Вначале применены диаграммы для «отбраковки» внутриплитных базальтои-дов. Диаграмма Zr/Y-Ti/Y (рис. 4,а) позво- ляет отделить внутриплитные базальты от других типов базальтов, объединенных термином «базальты окраин плит». Фигуративные точки тыкотловских базитов попадают в поле последних. На диаграмме Ti/Y-Nb/Y (рис. 4, б) породы попадают в поле, общее для MORB и VAB (базальты островных дуг), кроме того, на диаграмму нанесены границы толеитовой, переходной и щелочной серий. С помощью диаграмм на рис. 5 исключаются также островодужные обстановки и остаются обстановки зон спрединга в срединно-океанических хребтах и задуговых бассейнах. На треугольной диаграмме La-Y-Nb (рис.6) разделяются поля базальтов зон спрединга океанов и окраинных морей. Большинство фигуративных точек попадает в поле заду-говых бассейнов.
По вариациям содержаний Zr, Nb и Y породы близки к примитивным базальтам срединно-океанических хребтов – N-типу MORB (рис. 7).
Долериты и базальты характеризуются почти недифференцированным спектром РЗЭ (рис. 8, а) с незначительным обогащением легкими редкими землями и слабо выраженной отрицательной европиевой аномалией. Спектры РЗЭ соответствуют MORB (базальтам срединно-океанических хребтов), при этом наиболее близки к обогащенным базальтам E-MORB. Спектр РЗЭ у пикритов недифференцированный, почти идентичен спектру базальтов и до-леритов, но приблизительно в три раза ниже по содержаниям РЗЭ. На спайдер-диаграмме (рис. 8, б) содержания элементов, нормализованных к примитивной мантии, также соответствуют базальтам срединно-океанических хребтов, приближаясь к Е-типу MORB. Незначительное обогащение крупноионными литофильными элементами (Rb, Ba, Th) наблюдается только в спилитизированных разностях, в пикритах отмечаются резкие отрицательные аномалии Ba и Sr.
Из анализа петрохимических диаграмм следуют выводы о принадлежности ты-котловской толщи к вулканогенному комплексу окраинного спредингового
моря.

а)

б)

Рис. 2. Положение пикритов и базитов Тыкотловского участка на классификационных диаграммах: а) TASK 2 O+Na 2 O – SiO 2 [9]; б) FeO* – SiO 2 (Diagram of Miyashiro, 1974); в) AFM (Irvine & Baragar, 1971), пунктиром нанесено поле океанических базальтов

Рис. 3. Дискриминационная диаграмма K 2 O – TiO 2 – P 2 O 5 (Pearce, 1977), позволяющая разделить океанические и континентальные базальты

Рис. 4. Дискриминационные диаграммы Zr/Y—Ti/Y (Pearce, 1977) и Ti/Y— Nb/Y (Pearce, 1982) позволяющие отделять внутриплитные базальты (WPB): а) от других типов базальтов (РМВ); б) базальтов MORB и VAB, пунктиром разделены поля Thol. — толеитовой серии; Trans. — переходной серии; Alk. — щелочной серии



Рис. 5. Диаграммы, позволяющие отделить островодужные толеиты и толеиты зон спредин-га: а) Ti/Cr – Ni (Беккалувы и др. [6]); б) Ti – V (Shervais, 1982), поля на диаграмме: 1 – островодужные толеиты; 2 – покровные континентальные базальты; 3 – базальты СОХ и базальты задуговых бассейнов; 4 – базальты океанических островов и щелочные базальты; 5 – известково-щелочные базальты

Рис. 6 . Диаграмма La-Y-Nb (Cabanis, Lecolle, 1989): 1А – островодужные известково-щелочные базальты; 1 С – островодужные толеиты; 1В – известково-щелочные базальты и островодужные толеиты; 2А – континентальные базальты; 2В – базальты задуговых бассейнов; 3А – щелочные базальты внутриконтинентальных рифтов; 3В – обогащенные базальты СОХ (Е-тип MORB); 3С – слабообогащенные Е-MO RB; 3D – N-тип MORB

Рис. 7. Диаграмма Zr-Nb-Y (De Paolo, Wasserburg, 1976): поля на диаграмме: AI – внутриплит-ные щелочные базальты; АII – внутриплитные щелочные базальты и внутриплитные толеи- ты; B – E-тип MORB; С – внутриплитные толеиты и базальты океанических дуг; D – N-тип MORB и базальты океанических дуг

Рис. 8 . Распределение средних содержаний микроэлементов в тыкотловских базитах [11]: а) график содержаний РЗЭ, нормализованных по хондриту [6]; б) распределение микроэлементов, нормализованных по примитивной мантии (McDonough, Sun, 1991). Для сравнения приведены океанические базальты N- и Е-типов MORB
«ОМ (окраинные моря) являются уникальными структурами, в процессе формирования которых можно проследить все переходы от корового и мантийно-корового магматизма, отражающего в своем составе строение, состав и тип коры фундамента, к мантийному магматизму, знаменующему образование малых океанических бассейнов…Магматизм ранних этапов развития ОМ несет черты магматизма свойственного предшествующим обстановкам, в частности островодужным и рифтогенным, и заканчивается базальтовым магматизмом океанического типа (MORB)» [11]. «Риолит-базальтовые колчеданоносные комплексы отличаются преобладанием основных вулканитов или равным их соотношением с кислыми вулканитами. Как правило, обстановки формирования этих комплексов ассоциируются с задуговыми и междуговыми спредин-говыми бассейнами» [7].
В Легенде Североуральской серии листов [2] описываемым вулканитам более всего соответствует шемурский комплекс базальт-риолитовый (β-λO3-S1Išm), в состав которого входят шемурская свита (ба- зальты, андезибазальты, риолиты, их туфы, прослои туфопесчаников, сланцев кремнистых, кремнисто-глинистых, туф-фитов) и субвулканические образования, представленные силлами и дайками доле-ритов, базальтов и риолитов. Шемурская свита подстилается пальникшорской (O3pn) и перекрывается именновской (S11im) свитой. Все перечисленные свиты выделены в составе Кумбинско-Петропав-ловской подзоны Западно-тагильской структурно-формационной зоны.
Базальтоиды шемурской свиты так же, как и тыкотловские, имеют особенности составов, сопоставимые с океаническими базальтами, или попадают в область промежуточных составов между океаническими и островодужными вулканитами. По мнению ряда исследователей [10], эти породы принадлежат к контрастно дифференцированной риолит-базальтовой формации основания Тагильской островной дуги. Формирование шемурских базальто-идов происходило в пределах подводного вулканического пояса, возникшего над зоной субдукции, над которой в дальнейшем в процессе тектономагматической эволюции происходит образование типичной островодужной системы.
На формирование шемурских образований в спрединговых обстановках указывает и М.А. Шишкин [14]: «В пределах Та-гило-Магнитогорского окраинного моря в позднем ордовике – раннем силуре продолжается спрединг, параллельно формируются контрастные риолит-базальтовые формации войкарской и шемурской свит. В позднем силуре закладывается зона суб-дукции, падающая в восточном направлении. На коре океанического типа формируются энсиматические Малоуральская и Тагильская островные дуги, образования которых представлены малоуральской, именновской и сосьвинской свитами». В
Список литературы Геодинамические обстановки формирования базальтоидов Тыкотловской площади (Приполярный Урал)
- Геодинамические реконструкции: метод. руководство. Л.: Недра, 1991. 144 с.
- Дембовский Б.Я., Иванов В.Н., Кузенков Н.А. и др. Легенда Северо-Уральской серии листов Госгеолкарты-200 (новая серия). Объяснительная записка. Воркута, 1999.
- Интерпретация геохимических данных: учеб. пособие/под ред. Е.В. Склярова. М.: Интернет Инжиниринг, 2001. 288 с.
- Колбин Б.А. Об адинолах Приполярного Урала//Вопросы петрологии и металлогении Урала. Гранитоиды. Метаморфизм: тез. докл. Ч. II./УНЦ АН СССР. Свердловск, 1981. С. 187-188.
- Лапин Б.Н., Фролова Т. И. Атлас структур базальтов Мирового океана. Новосибирск: Наука, 1992. 261 с.
- Магматические горные породы. Т. 6. М.: Наука, 1987.
- Масленников В.В., Масленникова С.П., Леин А.Ю., Богданов Ю.А., Третьяков Г.А. Фанерозойские «чёрные курильщики»//Вулканизм и геодинамика: материалы IV Всерос. симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Т. 2./ИВиС ДВО РАН. Петропавловск-Камчатский, 2009. С. 773-776.
- Миклухо-Маклай А.Д. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Сер. Северо-Уральская. Объяснительная записка (ред. Ю.Д. Смирнов). М.: МинГео СССР, 1972. 86 с.
- Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. 3-е изд., испр. и доп. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2009. 200 с.
- Свяжина И.А., Пучков В.Н., Иванов К.С., Петров Г.А. Палеомагнетизм ордовика Урала/УрО РАН. Екатеринбург, 2003. 136 с.
- Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок: учеб. пособие. М.: Изд-во МГУ, 1997. 320 с.
- Цымбалюк А.В., Коркин В.Н. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Лист Q-41-XXVI. Объяснительная записка. М., 1975. 86с.
- Шишкин М.А., Малых О.Н., Афанасьева Т.А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000 (новая серия). Листы Q-41-XIX, XX. 2002.
- Шишкин М.А., Астапов А.Л., Кабатов Н.В. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000 (третье поколение). Уральская серия. Лист Q-41 (Воркута). Объяснительная записка. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2005. 335с.