Минералогия и литохимия рудных метапесчаников, перекрывающих гранитный массив Мань-Хамбо (Северный Урал)

Вопрос о возрасте терригенной толщи, вмещающей редкоземельно-уран-торий-редкометалльную минерализацию и располагающейся на северо-восточном фланге гранитного массива Мань-Хамбо, до настоящего времени остается дискуссионным. По одной версии породы толщи относятся к нижнерифейской хобеин-ской (R ₁ hb) [6], а по другой — к нижнепалеозойской тельпосской (O ₁ tl) [1] свите. На основании существующих структурно-геологических, литологических, геохимических и минералогических данных мы считаем осадочные толщи, перекрывающие кембрийские граниты массива Мань-Хамбо, тельпосской свитой нижнего ордовика [2, 4].

Отложения тельпосской свиты, метаморфизованные в условиях зеленосланцевой фации, со стратигра- фическим несогласием, залегают на гранитоидах и представлены классическим трансгрессивным циклом, в основании которого конгломераты сменяются гравелитами и песчаниками, составляющими основную часть разреза свиты (рис. 1).

Рис. 1. Схематический разрез восточного фланга массива Мань-Хамбо: 1 — конгло-брекчии, 2 — гравелиты, 3 — песчаники, 4 — сланцы, 5 — граниты, 6 — разломы

Интенсивно катаклазирован-ная и милонитизированная часть разреза грубообломочной терригенной толщи с обильной REE–U–Th-редкометалльной минерализацией выделена в самостоятельный рудный тольинский комплекс [3]. Наиболее продуктивные на оруденение зоны локализованы в гравелитах [2—4], в метапесчаниках содержания рудных минералов на порядок меньше, интенсивность минерализации постепенно затухает по мере уменьшения зернистости пород.

Метапесчаники, отобранные с разной глубины из керна скважин участков «Турман Центральный» и «Турман Южный» Верхнетольинской площади, расположенных в верховьях ручьёв Парья и Горелый, изучались в прозрачных шлифах и аншли-фах. При этом наибольшее внимание 3

было уделено изучению распределения цирконов в породе (поскольку в протолочную пробу могли попасть цирконы, содержащиеся в мелкогравийных обломках пород в составе песчаников) и исследованию наложенной рудной минерализации.

Исследования, включающие съемку изображений исследуемого объекта в отраженных электронах с вещественным контрастом (BSE — backscattered electrons) и рентгеноспектральный локальный микроанализ, выполнялись в ИЭМ РАН (г. Черноголовка) на цифровом электронном сканирующем микроскопе Tescan VEGA-II XMU с энергодисперсионным спектрометром INCA Energy-450 и в ИГ Коми НЦ УрО РАН на микроскопе Olympus BX-51 и спектральном электронном микроскопе Tescan Vega 3 LMH с эдс X-MAX 50 mm Oxford Instruments. Интерпретация данных химических анализов метапесчаников с использованием методики литохимии [7] позволила уточнить их состав и сравнить его с составом подстилающих грубообломочных пород.

Изученные породы представлены тремя разновидностями метапесчаников — тонкозернистыми (а); разнозернистыми полевошпат-квар-цевыми (б) и слюдистыми катакла-зированными с карбонатом (в).

Тонкозернистый (преобладает фракция 0.1 мм) серый до темно-серого с тонкой косой слоистостью кварцитопесчаник (обр. 389) в шлифе характеризуется гранобласто-вой, участками бластопсаммитовой структурой и массивной текстурой. В составе породы преобладает кварц, второстепенное положение занимают полевые шпаты. Акцессорные ми- нералы представлены микрозерни-стым новообразованным титанитом, апатитом (окатанные и идиоморфные шестигранные зерна), цирконом различной степени окатанности: окатанные зерна, обломки окатанных зерен, зерна с «растворенными» контурами и микровключениями темноцветного минерала, окатанные и с «растворенными» контурами зерна внутри чешуек мусковита (рис. 2).

На модульной диаграмме ГМ– (Na ₂ O + K ₂ O), на которую для сравнения нанесены составы подстилающих гравелитов [4] и гранита из гранитной гальки в конгломератах (обр. 339), тонкозернистые песчаники отличаются наименьшими значениями гидролизатного модуля и суммы щелочей (табл. 1, рис. 3), являясь наиболее хорошо сортированными и со-

Т а б л и ц а 1

Химический состав пород, мае. %

Êомпоненты и модóли	493	389	374	372	339
SiO 2	70.84	91.68	84.28	74.40	75.84
TiO 2	0.52	0.14	0.11	0.16	0.16
Al 2 O 3	10.72	3.01	7.30	10.54	11.06
Fe 2 O 3	2.17	0.17	0.35	2.88	3.42
FeO	1.38	0.87	0.72	0.56	0.72
MnO	0.047	0.020	0.014	0.014	0.035
MgO	1.77	0.40	0.20	0.30	0.1
CaO	2.40	0.65	0.20	0.40	0.3
Na 2 O	0.68	0.68	1.92	2.73	2.01
K 2 O	4.66	1.22	3.90	5.38	6.57
P 2 O 5	0.280	0.045	0.015	0.013	0.029
Ппп	4.13	0.76	0.59	2.10	0.98
Сóмма	99.60	99.65	99.60	99.48	100.24
H 2 O	0.11	0.13	0.05	0.05	0.37
CO 2	0.06	0.05	0.05	0.05	0.13
Na2O+K2O	5.34	1.90	5.82	8.11	8.58
ÃМ	0.21	0.05	0.1	0.19	0.19
ТМ	0.049	0.05	0.015	0.015	0.014

Примечание. Химический состав пород определен методом классической «мокрой» химии в ИГ Коми НЦ УрО РАН. Модули [7]: гидролизатный ГМ=(Al ₂ O ₃ + + TiO ₂ + Fe ₂ O ₃ + MnO/SiO ₂ ), ТМ – (TiO ₂ /Al ₂ O ₃ ).

держащими минимальное из изученных образцов количество рудных минералов.

Нормативный минеральный пересчет химического состава показал, что в тонкозернистом песчанике содержится максимальное для изученных пород количество кварца (82.5 % — здесь и далее приведены объемные %).

Второстепенные минералы представлены кислым (An ₁₉ ) плагиоклазом (7.2 %), калиевым полевым шпатом (5 %) и биотитом(2.9 %). Акцессорные — мусковитом (0.8 %), кальцитом (0.5 %), титанитом (0.4 %) и различными рудными минералами, условно пересчитанными на магнетит (0.2 %).

Разнозернистые полевошпат-кварцевые песчаники (обр. 372 и

Рие. 2. Циркон в тонкозернистом песчанике (обр. 389, без анализатора): а — циркон в новообразованном мусковите, б — зерно с «растворенными» контурами и включениями

N^O+K^O

Рис. 3. Модульная диаграмма (пояснения в тексте)

374) содержат неравномерно распределенный в породе мелкий (около 2.0 мм) гравий. Обломки представлены микропегматитом, полево-шпат-кварцевой мелкокристаллической породой, кварцем, кварцитом (рис. 4). Рудные минералы располагаются в цементе, нередко образуют цепочки, слойки и пятна, где их количество составляет до 10 об. %. В знаковых количествах присутствуют циркон, апатит, микрозернистый плохоокристаллизованный титанит.

Химический и соответственно минеральный состав в изученных образцах разнозернистых пес- чаников различен, что нашло отражение в расположении на модульной диаграмме соответствующих точек (рис. 3). Песчаник обр. 372 содержит максимальное количество (24.4 %) кислого (An5) плагиоклаза, 10.8 % ортоклаза и по составу близок гранитоидам. В акцессорных количествах в песчанике присутствуют биотит (2.7 %) и титанит (0.4 %). Нормативные гематит и магнетит составляют 1.1 и 0.7 % соответственно.

Катаклазированный мелко-среднезернистый с редким мелким гравием слюдистый метапесчаник (обр. 493) сложен зернами размером 0.2— 0.5 мм. Структура гранобластовая, текстура массивная и порфирокластическая. Редкие гравийные (до 3.0 мм) зерна представлены калиевым полевым шпатом. Слюдистый цемент порового типа в зоне интенсивной трещиноватости переходит в базальный. В породе присутствуют пой-килобласты карбоната, иногда выполняющие роль базального цемента, содержащие кроме обломков минералов полости с округлыми или извилистыми очертаниями (рис. 5).

Рис. 4. Разнозернистые песчаники: а — обломок микропегматита (обр. 374): б — распределение рудных и акцессорных минералов (обр. 372)

Рис. 5. Карбонат в песчанике, обр. 493: а — 1 , б — ||

В образце песчаника различимы фрагменты тонкой слоистости, косой или линзовидной, с выклинивающимися слойками толщиной от 0.05 до 0.7 см. Точно установить характер слоистости невозможно из-за малого диаметра керна. Под углом 50° к столбику керна проходит плоскость сместителя, по которой две части породы смещены друг относительно друга, а на расстоянии 6—7 см вдоль нее располагается зона интенсивного тектонического дробления. На модульной диаграмме точка, соответствующая этому песчанику, располагается в стороне от линии тренда. Эта точка соответствует самому слюдистому из изученных образцов песчаников — мусковит и биотит составляют 16.7 и 9.7 % соответственно. 48.7 % приходится на кварц, 9.5 % — на калиевый полевой шпат, 6.6 % — на кислый (An ₁₂ ) плагиоклаз, 2.0% — на гематит, а на акцессорные титанит и лейкоксен — по 0.4 %.

Микрозондовые исследования показали, что в песчаниках постоянно присутствует железистый минерал из группы хрупких слюд (лепидокрокит?), имеющий, вероятно, метасоматический генезис. Разнообразные акцессорные минералы расположены в цементе. Они, как и породообразующие минералы, по морфологическим признакам, химическому составу и парагенетическим ассоциациям разделяются на три группы: 1) обломочные осадочного генезиса, 2) обломочные осадочного генезиса, но преобразованные в зоне минерализации, 3) новообразованные минералы [5].

Первую группу составляют минералы, слагающие метапесчаники (кварц, альбит, КПШ, мусковит, биотит), и часть цирконов, наблюдающихся в виде окатанных зерен, обломков кристаллов и кристаллов (рис. 6, а, б).

Вторая группа — цирконы в сростках с ксенотимом (рис. 7, а—д) или с обильными включениями ксенотима, что может служить надежным типоморфным признаком преобразованных цирконов в зоне минерализации. По циркону развивается замещение или совместное с цирконом развитие ксенотима — формируются каймы зерен или «пропитанность» всего кристалла в целом, напоминающего при этом пористую, скелетную, выщелоченную матрицу.

Третью группу составляют новообразованные минералы, представленные редкоземельными: агрегаты алланита с монацитом, высокотори-евым монацитом и торитом (рис. 8, а—в), фторкарбонаты (предположительно паризит, бастнезит, синхизит, а также неустановленные фазы), развивающиеся, как правило, по границам чешуй слюд (рис. 8, г), а также новоо-

Рис. 6. Пример распределения в породе детритных цирконов (обр. 493): Xe — ксенотим, Zrn — циркон

Рис. 7. Примеры внутреннего строения зерен и кристаллов детритных цирконов (обр. 493), ассоциирующихся с ксенотимом: Xe — ксенотим, Aln — алланит, Q — кварц, Bt — биотит, Fcarb — фтор-карбонат

25 мкм

100 мкм

Fcarb

100 мкм

бразованный циркон. Последний приближен к границам зерен и имеет весьма разнообразную форму (рис. 8, д).

Подготовленная для изотопногеохронологических исследований монофракция цирконов предварительно исследовалась различными методами. Ниже приводится описание морфологии зерен цирконов и их внутреннего строения.

Рис. 8. Примеры распределения в породе новообразованных агрегатов редкоземельных минералов и циркона (обр. 493): а—в — высокоториевый монацит и торит в рубашке алланита, г — фторкарбонаты в плоскостях спайности в мусковите, д — циркон. Zrn — циркон, Mnz — монацит, Aln — алланит, Thr — торит, REE Fcarb — редкоземельный фторкарбонат, Q — кварц, Ms — мусковит, Bt — биотит

Рис. 9. Морфологические особенности цирконов из метапесчаников (обр. 493): а—в — плохоокатанные с различимыми кристаллографическими формами, г—е — хорошо окатанные удлиненные зерна, ж—и — хорошо окатанные шарообразные зерна

Среди обычных желтых, желтокоричневых, коричневых цирконов метапесчаников (обр. 493) наблюдаются единичные цирконы светло-розового цвета. В метапесчаниках отмечается большее, чем в гравелитах, количество морфотипов цирконов [4] (рис. 9).

Зерна циркона характеризуются различной окатанностью (рис. 9, а—в): плохоокатанные, в морфологии которых легко читаются дипи- рамидальные кристаллы с призматическими головками; удлиненные овальные хорошо окатанные (рис. 9, г—е) и практически шарообразные с преобладающей розоватой окраской (рис. 9, ж—и).

Проведенные микрозондовые исследования всех зерен, попавших в выборку, показали, что наблюдаемая в цирконах зональность имеет различный генезис: 1) реликтовая зональность обломоч- ных цирконов (рис. 10, а), 2) новообразованная, характерная для минералов второй группы (рис. 10, б), 3) сформированная при интенсивном метасоматическом воздействии (преобразование в рудной зоне) и проявленная в неравномерном распределении элементов, подчеркивающих эту зональность (рис. 10, в). Химический состав цирконов различных морфологических типов практически одинаков, однако на-

Т а б л и ц а 2

Химический состав исследованных цирконов (мае. %)

Рис.	№ т.н.	ZrO 2	SiO 2	Y 2 O 3	HfO 2	Al 2 O 3	La 2 O 3	Ce 2 O 3	CaO	FeO	ThO 2	UO 3
	1.1ê	64.93	32.66		1.59
	1.2	50.94	29.42		1.66						9.89	3.07
	2ê	71.85	35.65		1.52
	3ê	66.47	32.78		0.77
	4ê	65.35	32.99		1.66
9д	5ê	66.07	32.85		1.06
9а	6ê	65.39	32.89		2.78
9в	7ê	64.28	34.43		1.28	0.98
9ã	8ê	65.52	32.73		1.74
		66.63	33.23		1.94
9ã	9ê	65.95	32.68		0.88	0.55
9е	10ê	66.28	32.69		1.03
9и	11ê	63.72	31.62		1.85
9ж	12ê	65.47	32.46		2.06
9з	13ê	66.15	32.33		1.15
7а	14ц	67.40	31.44		1.57
	15.1ц	68.06	31.58
7б	15.2ц	67.79	30.82		1.37
	15.3ê	65.91	30.89		1.49							0.95
	15.4ê	65.98	31.61
	16.1ц	67.30	31.65		1.64
7д	16.2ц	65.67	31.35		2.61
	16.3ê	68.66	32.18		1.65
	16.4ê	65.28	33.1		3.72
	17.1ц	53.70	27.02	0.82	1.51						6.02	2.9
7ã	17.2ê	57.45	28.84		3.84
	17.3ê	61.13	31.38		7.12
	18.1ц	61.15	28.98
7в	18.2ц	66.85	31.68
	18.3ê	68.15	32.28
	18.4ê	64.32	30.72
	19.1ц	68.57	31.55
	19.2ê	67.95	31.20
	19.3ê	68.58	31.42
	19.4ê	64.73	30.61
	19.5ц	68.18	31.49
	19.6ê	65.78	31.43
	20.1ц	62.68	29.66		1.74		0.61
10в	20.2ê	56.46	30.65		8.21							0.78
	20.3ê	62.89	29.23		2.15
	20.4ê	62.45	29.60		1.98			0.69
	21.1ц	64.13	32.02			0.53				0.64
	21.2ц	65.61	31.53
10б	21.3ц	65.13	32.15			0.43			0.52	0.53
	21.4ê	67.22	30.38
	21.5ê	66.58	31.98
	22.1ц	67.87	31.11
10а	22.2ê	69.22	30.98
	22.3ê	67.07	32.51		2.26

Примечание. Т. н. — точки наблюдения. Часть зерна: ц — центр, к — край. В ячейках приведены составы, относящиеся к одному зерну. Рисунки приведены в тексте. Пустые ячейки – содержания не определены.

50 мкм

50 мкм

Рис. 10. Примеры зональности в зернах и кристаллах детритных цирконов (обр. 493): Xe — ксенотим, Hf — светлые зоны, обогащенные гафнием (табл. 2)

блюдаются и значительные изменения содержания Hf, Th и U (табл. 2), но связаны они не с морфологией зерен, а с внутренним строением цирконов выделенных нами групп. Например, новообразованные цирконы третьей группы не попадают в монофракцию, и их можно наблюдать и исследовать только при изучении пород в шлифах и аншли-фах. Детритные цирконы I группы при изучении зерен в катодолюми-несцентом свете показывают типичную для магматических цирконов осцилляционную зональность (рис. 10, а), цирконы же II группы в катодолюминесцентном свете черные (рис. 10, б, в) благодаря своему внутреннему строению, и именно для них характерны изменения в химическом составе.

Таким образом, приведенные выше данные показывают, что изученные метапесчаники сложены минералами трех типов: 1) обломочными осадочного генезиса, 2) обломочными осадочного генезиса, но преобразованными в зоне минерализации, 3) новообразованными минералами. Наложенная убогая рудная минерализация в метапесчаниках имеет гидротермальную природу. Состав обломочной части гравелитов и песчаников сходен, при этом отмечаются различия в соотношении породообразующих и наборе акцессорных минералов. Более широкий спектр акцессорных минералов, в том числе большее разно- образие разновидностей цирконов в песчаниках, указывает на незначительное изменение (увеличение площади или смещение) области питания.

Полученные новые данные о составе и характере распределения цирконов позволяют проследить закономерности распространения обломочного материала, оценить характер изменений, вклад гидротермальных постседиментационных преобразований в формирование современного облика пород, вмещающих комплексное редкоземельно-уран-торий-редкометалльное оруденение, локализованное в верхней части разреза продуктивной осадочной толщи.

Работа проводится при финансовой поддержке проектов № 12-П-5-1027 и № 12-У-5-1008 программ РАН.