Тальковые сланцы нижнепалеозойской чувальской свиты в верховье р. Улс (Северный Урал)
Бесплатный доступ
В верховье р. Улс искусственным обнажением вскрыты породы чувальской свиты среднего-верхнего ордовика. Здесь впервые описаны неизвестные ранее в чувальской свите тальковые сланцы, содержащие аномально высокие концентрации Ni (до 3320 г/т). Интервал разреза мощностью около 15 м представлен чередованием прослоев тальксодержащих сланцев, кварцевых и вулканомиктовых песчаников. Установлены особенности состава и генетической принадлежности пород, послуживших субстратом для тальксодержащих сланцев, проведено изучение петрогенных оксидов и элементов-примесей в сланцах и окружающих породах, а также морфологических особенностей и состава ряда минералов с помощью сканирующего электронного микроскопа. Интерпретация результатов химических анализов и особенностей распределения REE позволила сделать вывод о том, что тальксодержащие породы имеют метасоматическое происхождение и образованы, вероятно, в результате гидротермальных преобразований вулканогенно-осадочных пород чувальской свиты, содержащих основную вулканокластику. Аномально высокие концентрации никеля, хрома и кобальта имеют стратиформный характер, приурочены к вулканогенно-осадочной части разреза чувальской свиты, могут иметь широкое площадное распространение и представлять интерес при поисках более крупных рудопроявлений.
Короткий адрес: https://sciup.org/149151913
IDS: 149151913 | УДК: 550.42 | DOI: 10.19110/geov.2026.7.2
Talc shales in the Lower Paleozoic Chuval Formation in the upper reaches of the Uls River (Northern Urals)
In the upper reaches of the Uls River, on its right tributary, the Myka River, rocks of the Middle and Upper Ordovician Chuval Formation were exposed by artificial outcrop. Talc shales, previously unknown in the Chuval Formation, containing anomalously high Ni concentrations (up to 3320 g/t), were described for the first time here. The stratigraphic interval, approximately 15 m thick, consisted of alternating interbeds of talc-bearing schists, quartz sandstones, and volcaniclastic sandstones. To establish the compositional features and genetic affiliation of the rocks that served as a substrate for talc-containing shales, a study of the composition of petrogenic oxides and trace elements, morphological features and composition of a number of minerals was conducted using a scanning electron microscope. Interpretation of the results of chemical analyses and the characteristics of the REE distribution allowed us to conclude that the talc-containing rocks were of metasomatic origin and had been probably formed as a result of hydrothermal transformations of the volcanogenic-sedimentary rocks of the Chuval Formation containing basic volcaniclastic material. The abnormally high concentrations of nickel, chromium and cobalt were stratiform in nature, were confined to the volcanogenic-sedimentary part, could have a wide areal distribution and were of interest in the search for larger ore occurrences.
Текст научной статьи Тальковые сланцы нижнепалеозойской чувальской свиты в верховье р. Улс (Северный Урал)
Проявления и месторождения талька известны от Южного до Полярного Урала — в Режевском, Ишанов-ском, Джетыгоринском, Магнитогорском и Миасском районах Южного Урала, Сысертском районе Свердловской области на Среднем Урале, в северной части кря- жа Енганепэ на Полярном Урале (Огородников и др. 2000; Спиридонов и др., 2000; Хворов, 2003, Солодкий и др., 2009; Онищенко, Соболева, 2021 и др.).
Возникновение тальковой минерализации обусловлено преобразованием магнезиальных горных пород различного генезиса. Апоультрамафитовые талькиты
на контактах гипербазитов с вмещающими породами, известные в Миасском районе (Хворов, 2003) и на кряже Енганепэ (Соболева, 2021 и др.), образованы под воздействием гидротермальных растворов. Апомагне-зитовые и аподоломитовые тальковые сланцы, распространенные в Белорецком районе Южного Урала (Грановская, Кочергин, 2020), образованы в результате воздействия гранитоидов на магнезиальные карбонатные породы в зонах разрывных нарушений или контактов с алюмосиликатными образованиями. Тальк-хлоритовые сланцы, возникшие за счет осадочных, эффузивно-осадочных и эффузивных пород при региональном и контактовом метаморфизме, известны на Урал-Дачинском месторождении в Миасском районе, где такие сланцы образованы за счет воздействия уль-траосновных пород на осадочную толщу (Романович, 1973). Тальк-карбонатные метасоматиты являются источником никеля и кобальта в приуроченных к апогарц-бургитовым и аподунитовым серпентинитам медноколчеданных месторождениях Ишкининское, Иванов- ское и Дергамышское в зоне Главного Уральского разлома на Южном Урале (Артемьев, Зайков, 2009).
На Северном Урале, в верхнем течении р. Улс, на ее правом притоке — р. Мыке, в искусственном обнажении вблизи тектонического контакта с образованиями хапхарской свиты нижнего-среднего ордовика (60° 30' 33.5" с. ш., 58° 48' 45.1" в. д.) вскрыт 15-метровый фрагмент разреза чувальской свиты среднего-верхнего ордовика — переслаивание тектонизирован-ных темно-зеленых, в различной степени ожелезнен-ных (лимонитизированных) хлорит-кварцевых, хлорит-тальковых, карбонат-тальковых сланцев и расслан-цованных песчаников (рис. 1).
Основная задача проведенного исследования — всесторонняя характеристика тальк-содержащих образований, выявление особенностей их химического и минерального состава, которые могут быть использованы для поисковых целей, корреляции, определения генетической принадлежности и условий формирования отложений.
Рис. 1. Схематическая геологическая карта (по неопубликованным данным: Уткина, 2003 г.): 1–4 рифейская эратема: 1 — расьинская свита: сланцы альбит-серицит-хлорит-кварцевые графитсодержащие, кварцитопесчаники магнетитсо-держащие; 2 — мойвинская свита: мраморы кальцитовые и доломитовые, сланцы хлорит-серицит-кварцевые и графит-кварцевые; 3 — муравьинская и ишеримская свиты: сланцы хлорит-серицит-кварцевые графитсодержащие, кварцито-песчаники, кварциты, известняки и доломиты мраморизованные; ишеримская свита: кварцитопесчаники, прослои титан-циркониевых гематитовых руд; 4 — ишеримская свита: кварцитопесчаники кварцевые и полевошпат-кварцевые; 5–8 — ордовикская система: 5 — хапхарская свита: конгломераты, гравелиты, песчаники, сланцы серицит-кварцевые и известковистые; 6 — чувальская свита: сланцы серицит-хлорит-кварцевые, серицит-альбит-кварцевые, прослои известняков мраморизованных, лавы базальтоидов и их туфы и туффиты; 7 — тошовская свита: глинистые известняки, редко — доломиты и глинистые сланцы; 8 — ордовикская–силурийская системы, доломитовая толща: доломиты; 9 — лыпьин-ский комплекс габбродолеритовый гипабиссальный: дайки долеритов, габбро-долеритов;10 — кваркушский габбро-долеритовый комплекс гипабиссальный: силлы, линзовидные тела габбро-долеритов, пикритов и пикродолеритов
Fig. 1 . Schematic geological map (after Utkina, 2003): Legend: 1–4 Riphean erathema: 1 — Rasinskaya Formation: graphitebearing albite-sericite-chlorite-quartz shales, magnetite-bearing quartzite sandstones; 2 — Moyva Formation: calcite and dolomite marbles, chlorite-sericite-quartz and graphite-quartz shales; 3 — Muravyin and Isherim Formations: graphite-bearing chloritesericite-quartz shales, quartzite sandstones, quartzites, marbleized limestones and dolomites; Isherimskaya Formation: quartzite sandstones, interlayers of titanium-zirconium hematite ores; 4 — Isherimskaya Formation: quartzite sandstones, quartz and feldspar-quartz; 5–8 — Ordovician system: 5 — Khapkhar Formation: conglomerates, gravelites, sandstones, sericite-quartz and calcareous shales; 6 — Chuval Formation: sericite-chlorite-quartz, sericite-albite-quartz shales, interlayers of marbled limestone, basaltoid lavas and their tuffs and tuffites; 7 — Toshov Formation: argillaceous limestones, rarely dolomites and argillaceous shales; 8 — Ordovician-Silurian systems, dolomite strata: dolomites; 9 — Lypyin gabbro-dolerite hypabyssal complex: dolerite and gabbro-dolerite dikes; 10 — Quarkush gabbro-dolerite hypabyssal complex: sills, lens-shaped bodies of gabbro-dolerite, picrite and picrodolerite
Объект и методы исследования
Образцы тальксодержащих и ассоциирующих с ними пород чувальской свиты отобраны в ходе полевых работ Кваркушской партии отдела РГ и ПИ полярных и приполярных территорий Института Карпинского в 2025 г. (рис. 1).
Определение содержаний редких и редкоземельных элементов методом ICP-MS и породообразующих оксидов методом РФА проведено в Центральной лаборатории Института Карпинского.
Микрозондовые исследования проведены на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA3 LMH c энергодисперсионной приставкой X-MAX 50 mm Oxford instruments в Институте геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН.
Петрографическая и минералогическая характеристика тальксодержащих пород
Тальксодержащие породы имеют гранолепидо-бластовую структуру, сланцеватую текстуру. Породы примерно на 50 % сложены листоватым агрегатом талька с реликтами серпентина и незначительной примесью карбоната (рис. 2, a). На отдельных участках до 40 % площади шлифа занимает карбонат, образующий отдельные зерна (0.02–1.0 мм) с ромбовидными сечениями и скопления таких зерен. Часто на месте выщелоченных зерен карбоната расположены пустоты ромбической формы, частично выполненные гидроксидами железа, иногда содержащие мелкие зерна новообразованного карбоната (рис. 2, c). Встреченное в обр. 3237/7*1 зерно новообразованного карбоната представлено мезититом, содержащим (мас. %): MgO — 34.99, FeO — 15.33, CaO — 0.47. На ксеноморфные, с одновременным погасанием зерна размером 0.1–1.0 мм, вероятно поздних генераций гидротермального кварца, приходится до 15 % от общего числа кварцевых зерен. Хромит часто образует цепочки мельчайших зерен согласно сланцеватости тальк-серпентинового агрегата или отдельные кубические зерна (рис. 2, b–d).
Хромит представлен кубическими и октаэдрическими кристаллами и их сростками (рис. 2 с, d), содер-
a
b
c
Рис. 2. Тальксодержащие сланцы: a — реликты серпентина (1) в тальке, обр. 3236/7*1; b — цепочка микрокристаллов хромита и выполненные гидроксидами выщелоченные зерна доломита, обр. 3236/6; c — зерно мезитита (1) и каймы гидроксидов в выщелоченных зернах карбоната, обр. 3236/7*1; d — кристалл хромита с каймой, обр. 3236/7*1, зерно 5. Фото сделано: a — в поляризованном, b — в проходящем свете; c, d — с помощью сканирующего микроскопа
d
Fig. 2. Talc-bearing shales: a — serpentine relics (1) in a carbonate-talc aggregate, sample 3236/7*1; b — chain of chromite microcrystals and leached grains of dolomite-1 filled with hydroxides, sample 3236/6; c –mesitite grain (1) and hydroxide rims on leached carbonate grains, sample 3236/7*1; d — chromite crystal with rim, sample 3236/7*1, grain 5. Photo a — in polarized light, b — in transmitted light, c, d — in scanning electron microscope
жащими (мас. %): Cr2O3–43.45–56.20, Fe2O3–6.77–39.23, Al2O3–8.67–18.65, ZnO — 0–3.82, MnO — 0–0.57, MgO — 0–6.06 (табл. 1), относящимися к алюмохромитам и имеющими следующий нормативно-минальный со став: (Fe0.48–0.7Mg0.02–0.25Zn0.01–0.06)(Cr0.84–1.08Al0.02–0.69 Mn0–0.01V0.0–0.01)2O4.
У большинства зерен хромита отчетливо видны каймы, насыщенные мельчайшими полостями, возникшими, вероятно, при выщелачивании микровключений (рис. 2, с). Каймы в большинстве изученных зерен обладают повышенными по сравнению с центральными частями, содержаниями цинка и железа и пониженными — алюминия, хрома и магния. Образование каймы, обогащенной цинком, имеющим высокую миграционную способность, возможно при изо- морфном замещении цинком магния, содержания которого, в свою очередь, уменьшаются от центральных частей зерен к краевым.
В составе серпентина и талька, образующего основную массу породы, постоянно присутствует никель, заместивший близкий по ионному радиусу магний (табл. 2 и 3).
Геохимическая характеристика пород чувальской свиты
Содержания породообразующих оксидов 12 образцов пород чувальской свиты (тальксодержащих сланцев и вмещающих пород) из разреза ТН 3236 приведены в таблице 4.
Таблица 1. Химический состав хромита, мас. %
Table 1. Chemical composition of chromite, wt. %
|
№ обр. Sample No. |
№ зерна Grain No. |
№ замера Measuring No. |
MgO |
Al2O3 |
SiO 2 |
V 2 O 5 |
Cr 2 O 3 |
MnO |
FeO |
ZnO |
Сумма Sum |
|
1 |
1 |
3.76 |
9.33 |
– |
0.48 |
56.20 |
– |
29.83 |
– |
99.6 |
|
|
2* |
0.81 |
8.94 |
– |
0.36 |
54.54 |
0.35 |
33.61 |
0.64 |
99.24 |
||
|
2 |
1 |
0.76 |
10.37 |
0.26 |
0.34 |
54.64 |
0.24 |
33.09 |
0.7 |
100.4 |
|
|
2* |
0.5 |
9.56 |
0.24 |
0.32 |
52.33 |
0.34 |
32.47 |
1.19 |
96.95 |
||
|
to CN to |
3 |
1 |
1.47 |
13.91 |
0.2 |
0.4 |
50.21 |
0.32 |
32.98 |
0.76 |
100.25 |
|
2* |
0.64 |
14.48 |
0.26 |
0.4 |
49.64 |
0.43 |
33.50 |
1.60 |
100.95 |
||
|
4 |
1 |
0.55 |
10.09 |
0.27 |
0.39 |
53.5 |
– |
33.63 |
1.29 |
99.72 |
|
|
2 |
0.53 |
11.27 |
0.21 |
0.32 |
52.33 |
– |
34.21 |
0.92 |
99.79 |
||
|
1 |
1.49 |
18.65 |
– |
0.3 |
46.24 |
– |
33.75 |
0.82 |
101.24 |
||
|
5 |
2* |
0.52 |
14.24 |
0.19 |
0.38 |
43.45 |
0.36 |
33.1 |
2.15 |
94.39 |
|
|
3* |
– |
8.67 |
– |
0.36 |
49.94 |
0.49 |
39.23 |
1.33 |
100.02 |
||
|
6 |
1 |
4.71 |
13.97 |
– |
0.17 |
51.71 |
0.45 |
29.10 |
– |
100.13 |
|
|
2* |
2.14 |
13.62 |
– |
0.21 |
49.99 |
0.47 |
32.04 |
1.07 |
99.53 |
||
|
to CN to |
7 |
1 |
0.54 |
16.15 |
– |
0.22 |
46.93 |
0.51 |
31.71 |
3.82 |
99.88 |
|
8 |
1 |
0.58 |
15.71 |
– |
0.2 |
47.44 |
0.52 |
31.31 |
3.75 |
99.52 |
|
|
9 |
1 |
0.56 |
15.35 |
– |
– |
48.86 |
0.41 |
31.86 |
3.23 |
100.27 |
|
|
10 |
1 |
6.06 |
13.71 |
– |
0.19 |
52.88 |
0.55 |
26.77 |
– |
100.16 |
|
|
2* |
1.11 |
12.84 |
0.25 |
– |
49.86 |
0.57 |
31.74 |
1.7 |
98.23 |
Примечание: * краевая часть зерна.
Note: * edge of the grain.
Таблица 2. Химический состав серпентина, мас. %
Table 2. Chemical composition of serpentine, wt. %
|
№ образца Sample No. |
№ точки замера Measuring point No. |
MgO |
Al2O3 |
SiO 2 |
Cr 2 O 3 |
FeO |
NiO |
Сумма Sum |
|
to CN to |
1-4 |
26.43 |
15.99 |
29.3 |
4.7 |
10.23 |
0.28 |
86.93 |
|
1-6 |
25.84 |
14.43 |
28.78 |
5.57 |
9.69 |
0.46 |
84.78 |
|
|
2-8 |
26.52 |
15.6 |
28.92 |
4.61 |
10.11 |
0.34 |
86.1 |
|
|
3-3 |
26.58 |
15.22 |
30.07 |
4.84 |
10.02 |
0.39 |
87.13 |
|
|
1-6 |
24.63 |
16.75 |
29.27 |
3.86 |
13.46 |
0.46 |
88.43 |
|
|
1-7 |
25.24 |
16.61 |
30.31 |
3.89 |
12.93 |
0.53 |
89.51 |
|
|
^ to CN to |
2-7 |
24.63 |
16.39 |
29.28 |
4.01 |
12.99 |
0.61 |
87.91 |
|
2-8 |
24.39 |
16.47 |
29.27 |
4.11 |
13.09 |
0.50 |
87.84 |
|
|
2-12 |
24.54 |
16.55 |
29.44 |
3.85 |
12.86 |
0.75 |
87.99 |
|
|
3-3 |
24.04 |
16.26 |
28.89 |
4.51 |
13.24 |
0.42 |
87.35 |
|
|
3-5 |
24.75 |
16.31 |
30.33 |
3.78 |
12.78 |
0.74 |
88.69 |
Таблица 3. Химический состав талька, мас. %
Table 3. Chemical composition of talc, wt. %
|
№ образца Sample No. |
№ точки замера Measuring point No. |
MgO |
SiO 2 |
FeO |
NiO |
Сумма Sum |
|
40 to CX to |
1-3 |
29.07 |
63.20 |
3.33 |
0.37 |
95.97 |
|
2-7 |
27.98 |
61.04 |
3.38 |
0.54 |
92.93 |
|
|
4-4 |
29.36 |
64.00 |
3.42 |
0.35 |
97.12 |
|
|
1-3 |
29.01 |
63.60 |
4.69 |
0.36 |
97.66 |
|
|
1-4 |
28.56 |
63.35 |
4.62 |
0.13 |
96.66 |
|
|
to CN to |
1-5 |
28.67 |
63.27 |
4.58 |
0.27 |
96.8 |
|
2-9 |
27.96 |
62.48 |
4.38 |
0.63 |
95.44 |
|
|
2-10 |
28.63 |
63.18 |
4.48 |
0.59 |
96.89 |
|
|
2-11 |
28.48 |
63.15 |
4.23 |
1.01 |
96.86 |
|
|
3-4 |
28.42 |
63.47 |
4.75 |
0.38 |
97.03 |
На диаграмме «НКМ — ГМ» (Юдович, Кетрис, 2000) фигуративные точки составов пород сгруппированы в три кластера, в которые не вошла точка песчаников обр. 10 (рис. 3, а). Выделенные группы пород существенно различны по содержанию SiO2, максимальное количество которого содержит кварцевый песчаник обр. 3236/10 и рассланцованные песчаники кластера I, характеризующиеся также минимальными содержаниями MgO (рис. 3 a, табл. 1). Хлорит-кварцевые сланцы кластера II с максимальными значениями гидро-лизатного модуля, с высокими концентрациями FeO, CaO и TiO2 по содержанию MgO > 3.0 мас. % отнесены в соответствии с классификацией Я. Э. Юдовича и М. П. Кетрис (Юдович, Кетрис, 2000) к псевдосилитам — породам, содержащим примесь основной пиро-кластики или вулканокластики из области размыва. Сланцы кластера III отличаются минимальными содержаниями Al2O3 и щелочей и максимальными содержаниями MgO, дающими повод предположить присутствие в них пирогенной примеси основного состава.
На треугольной диаграмме «Al — (Fe2O3 + FeO + Ti) — Mg» (Jensen, 1976) фигуративные точки желези-
Таблица 4. Содержания породообразующих оксидов, мас. %
Table 4. Contents of rock-forming oxides, wt. %
|
№ образца Sample No. Оксиды, модули и отношения Oxides, modules and ratios |
I |
II |
II |
о 40 to ex to |
||||||||
|
40 to ex to |
40 to сч to |
04 40 to ex to |
сч 40 to ex to |
VO 40 to ex to |
oq 40 to rq to |
to 40 to rq to |
40 40 to rq to |
rH X 40 to ex to |
ex to ex to |
04 40 to ex to |
||
|
SiO 2 |
63.8 |
62.5 |
65.3 |
46.2 |
41.3 |
49.8 |
54.2 |
56.2 |
53.6 |
58.9 |
60.3 |
89.5 |
|
TiO 2 |
0.49 |
1.37 |
0.88 |
2.49 |
1.93 |
1.22 |
0.17 |
0.19 |
0.17 |
0.22 |
0.068 |
0.2 |
|
Al2O3 |
17.00 |
15.30 |
11.40 |
12.30 |
8.67 |
15.00 |
1.14 |
1.84 |
1.15 |
3.32 |
5.50 |
6.20 |
|
Fe 2 O 3 |
2.94 |
6.32 |
2.87 |
2.98 |
2.25 |
4.25 |
7.5 |
6.58 |
7.77 |
7.61 |
2.73 |
1.61 |
|
FeO |
1.71 |
4.43 |
5.32 |
9.95 |
7.24 |
6.56 |
3.53 |
3.82 |
3.43 |
3.57 |
3.95 |
0.24 |
|
MnO |
0.17 |
0.28 |
0.22 |
0.26 |
0.25 |
0.28 |
0.26 |
0.32 |
0.21 |
0.28 |
0.32 |
0.063 |
|
MgO |
3.48 |
2.25 |
2.74 |
11.2 |
9.5 |
10.6 |
26.9 |
22.1 |
26.9 |
19.9 |
7.55 |
0.74 |
|
CaO |
1.43 |
0.043 |
2.88 |
3.56 |
9.96 |
1.86 |
<.01 |
1.25 |
<.01 |
0.019 |
6.69 |
0.054 |
|
Na2O |
5.96 |
<0.1 |
3.02 |
<0.1 |
1.34 |
2.16 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
1.3 |
|
K2O |
<0.01 |
<0.01 |
0.018 |
0.026 |
0.043 |
0.09 |
<0.01 |
0.031 |
0.014 |
0.17 |
<0.01 |
0.096 |
|
P 2 O 5 |
<0.05 |
<0.05 |
<0.05 |
0.3 |
0.28 |
0.094 |
<0.05 |
<0.05 |
<0.05 |
<0.05 |
<0.05 |
<0.05 |
|
Ппп / LOI |
2.82 |
3.14 |
5.04 |
9.85 |
16.5 |
7.47 |
6.22 |
7.39 |
6.72 |
5.95 |
12.6 |
0.57 |
|
Сумма / Sum |
100.0 |
100.0 |
100.0 |
100.0 |
100.0 |
100.0 |
100.0 |
100.0 |
99.7 |
100.0 |
100.0 |
100.0 |
|
ГМ / GM |
0.35 |
0.44 |
0.32 |
0.61 |
0.49 |
0.55 |
0.23 |
0.23 |
0.24 |
0.25 |
0.21 |
0.09 |
|
НКМ / NKM |
0.36 |
0.27 |
0.27 |
0.01 |
0.16 |
0.15 |
0.16 |
0.07 |
0.09 |
0.08 |
0.03 |
0.23 |
|
(Fe+Mn)/Ti |
9 |
10 |
11 |
2 |
2 |
6 |
68 |
54 |
70 |
54 |
66 |
13 |
|
Al/(Al+Fe+Mn) |
0.75 |
0.48 |
0.50 |
0.68 |
0.67 |
0.65 |
0.08 |
0.14 |
0.08 |
0.20 |
0.51 |
0.67 |
|
AL |
55.20 |
64.36 |
35.09 |
0.78 |
6.64 |
15.30 |
0.66 |
0.52 |
0.38 |
1.29 |
1.25 |
63.74 |
|
CCPI |
41.26 |
42.18 |
53.60 |
99.04 |
88.13 |
83.48 |
99.35 |
99.47 |
99.63 |
98.76 |
97.88 |
51.96 |
|
log(SiO 2 /Al 2 O 3 ) |
0.57 |
0.61 |
0.76 |
0.57 |
0.68 |
0.52 |
1.68 |
1.48 |
1.67 |
1.25 |
1.04 |
1.16 |
|
log(Fe 2 O 3общ /K 2 O) |
1.51 |
0.83 |
2.20 |
2.06 |
1.72 |
1.67 |
1.92 |
2.33 |
2.74 |
1.65 |
1.48 |
1.22 |
Примечание: обр. 3236/11, 3236/17, 3236/19 — вулканомиктовые песчаники; обр. 3236/2, 3236/5, 3236/12 — хлорит-кварце-вые сланцы; обр. 3236/3, 3236/6, 3236/7*1, 3236/7*2, 3236/9, 3236/16 — тальксодержащие сланцы; обр. 3236/10 — кварцевый песчаник.
Note: 3236/11, 3236/17, 3236/19 — volcanomictic sandstones; 3236/2, 3236/5, 3236/12 — chlorite-quartz shales; 3236/3, 3236/6, 3236/7*1, 3236/7*2, 3236/9, 3236/16 — talc-bearing shales; 3236/10 — quartz sandstone.
b
Рис. 3. Положение фигуративных точек пород чувальской свиты на диаграммах: a — НКМ — ГМ (по: Юдович, Кетрис, 2000); b — Al — (Fe2O3 + FeO + Ti) — Mg (по: Jensen, 1976), где поля составов: 1 — коматииты (пикриты); 2 — коматиитовые базальты; 3–7 — вулканиты толеитовой серии: 3 — высокомагнезиальные и 4 — высокожелезистые базальты; 5 — андезиты; 6 — дациты; 7 — риолиты; 8–11 — вулканиты известково-щелочной серии: 8 — базальты; 9 — андезиты; 10 — дациты; 11 — риолиты; c — Al — CCPI (по: Large et al., 2001), где CCPI = 100(MgO + FeOt)/(Mg + FeOt + K2O + Na2O); Al = 100(K2O + MgO)/(K2O + MgO + Na2O + CaO). Здесь и далее на рисунках приведены только последние цифры номера образца
Fig. 3. Position of data points for rocks of the Chuval Formation on the diagrams: a — NKM — GM (after Yudovich and Ketris, 2000); b — Al — (Fe2O3 + FeO + Ti) — Mg (after Jensen, 1976), where the composition fields are: 1 — komatiites (picrites); 2 — komatiite basalts; 3–7 — tholeiitic series volcanics: 3 — high-magnesian and 4 — high-iron basalts; 5 — andesites; 6 — dacites; 7 — rhyolites; 8–11 — calc-alkaline series volcanics: 8 — basalts; 9 — andesites; 10 — dacites; 11 — rhyolites; c –Al — CCPI (after: Large et al., 2001), where CCPI =100(MgO + FeOt)/(Mg + FeOt + K2O + Na2O); Al = 100(K2O + MgO)/(K2O + MgO + Na2O + CaO)
сто-магнезиальных сланцев кластера III попали в поля пикритов и пикритовых базальтов (рис. 3, b). Содержащие меньшее количество вулканокластики сланцы кластера II находятся в поле железистых базальтов, а вулканомиктовые песчаники кластера I — в полях базальтов и андезитов.
О присутствии в породах кластера III продуктов подводных вулканических эксгаляций свидетельствуют значения (Fe + Mn)/Ti > 25 (Страхов, 1963) и Al/(Al + Fe + Mn) < 0.4 (Bostrom, 1973).
Положение точек составов пород чувальской свиты на диаграмме «Al — CCPI» указывает на интенсивную карбонатизацию пород, объединенных в кластеры II и III, и отсутствие изменений в песчаниках кластера I и обр. 10 (рис. 3, c). Бóльшая часть сланцев кластеров II и III содержат малые количества CaO (табл. 4), поэтому можно считать, что карбонаты представлены в основном магнезитом, возможно с примесью доломита и анкерита. Исключение составляют сланцы обр. 5 и 9, в которых присутствуют достаточные для образования доломита содержания CaO (9.96 и 6.69 мас. %). Вероятно, исходные осадочные породы, с которыми смешаны вулканогенные обломки, содержали некоторое количество карбонатного материала.
Состав редкоземельных и малых элементов в породах чувальской свиты приведен в таблице 5.
Спектры нормированных на хондрит (Тейлор, МакЛеннан, 1988) содержаний REE в выделенных по породообразующим элементам кластерам имеют свои специфические особенности (рис. 4).
Для песчаников кластера I характерны практически горизонтальные спектры распределения, по форме и содержанию элементов близкие E-MORB, отношения ΣLREE/ΣHREE составляют 1.91–2.50, Eu/Eu* — 0.84–0.95 (рис. 4, a, табл. 5). Форма и наклон спектров 26
распределения REE в обр. 12 хлорит-кварцевых сланцев кластера II аналогичны песчаникам кластера I, а обр. 2 и 5 отличает крутой наклон тяжелой части спектра с отношением ΣLREE/ΣHREE 6.53 и 7.02 (рис. 4, b; табл. 5). Для тальксодержащих сланцев кластера III характерны пониженные содержания REE, пологий наклон кривой (ΣLREE/ΣHREE 2.36–4.16) и отсутствие в большинстве образцов европиевого минимума (рис. 4, c, табл. 5). Не затронутые гидротермальными изменениями песчаники обр. 10 по форме кривой и четко проявленному европиевому минимуму (Eu/ Eu* — 0.61) сходны с PAAS, а концентрации REE в них примерно в три раза ниже PAAS, что характерно для зрелых кварцевых песчаников с незначительным количеством акцессорных минералов и слюд (рис. 4, d). Незначительный дефицит церия, отмеченный в спектрах большинства образцов, может быть результатом подводного выветривания вулканогенной примеси, к которому в наиболее измененных сланцах кластера III добавлено гидротермальное воздействие (Дубинин, 2006).
На классификационной диаграмме «Th/Yb — Ta/Yb» фигуративные точки тальксодержащих сланцев попали в поле уральских магматитов основного состава древнее 380 млн лет, а точки обр. 3236/2 и 3236/5 расположены вблизи значений внутриплитных базальтов (рис. 5).
На мультиэлементных диаграммах нормированных на UCC (Григорьев, 2002) содержаний элементов-примесей видно, что концентрации Cr (2310–4820 г/т), Co (79.5–156 г/т) и Ni (1510–3320 г/т) в тальксодержа-щих сланцах в десятки раз превышают UCC (рис. 6). Концентратором кобальта могут быть гидроксиды марганца, хрома — хромиты, а никеля — тальк. Поскольку максимальные содержания Ni и Co отмечены в образцах, содержащих наибольшие количества Fe(табл. 4 и 5),
Таблица 5. Содержания элементов-примесей, г/т
Table 5. Contents of trace elements, ppm
|
№ обр. Sample No. Эле менты и отно шения Elements and ratios |
I |
II |
III |
о o' to oq to |
||||||||
|
^ to rq to |
to сч to |
to СЧ to |
to сч to |
< to СЧ to |
CN O' to сч to |
to сч to |
to сч to |
rH O' to сч to |
^ o' to сч to |
to м to |
||
|
Au |
0.0079 |
0.073 |
<.002 |
0.016 |
0.0066 |
<.002 |
0.0049 |
0.0035 |
0.0078 |
0.0068 |
0.0065 |
<.002 |
|
Li |
5.15 |
20.4 |
13.7 |
75.3 |
37.4 |
58.2 |
7.53 |
5.92 |
6.11 |
11.2 |
21.2 |
<1 |
|
Sc |
12.2 |
43.6 |
31.2 |
36.6 |
27 |
33.8 |
16.1 |
15.1 |
15.4 |
20.7 |
14 |
4.48 |
|
Co |
10.6 |
31.3 |
27.4 |
82.2 |
58.4 |
77.3 |
156 |
140 |
161 |
155 |
79.5 |
6.11 |
|
Ni |
10.3 |
21.8 |
31.2 |
622 |
513 |
666 |
3020 |
3110 |
3320 |
2940 |
1510 |
19.5 |
|
Cr |
8.46 |
7.33 |
17 |
885 |
829 |
1060 |
3310 |
3170 |
3510 |
3270 |
2310 |
31.5 |
|
Cu |
268 |
43.8 |
24.3 |
19.1 |
62.3 |
2.78 |
86.8 |
74.8 |
22.8 |
54.3 |
29.5 |
24.1 |
|
Zn |
34.6 |
104 |
164 |
141 |
76.5 |
116 |
53.5 |
54 |
48.3 |
77.4 |
55.4 |
22.3 |
|
Ag |
0.21 |
0.027 |
0.036 |
0.082 |
0.12 |
<0.01 |
0.05 |
0.047 |
0.072 |
0.17 |
0.38 |
0.28 |
|
Sb |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
0.14 |
0.11 |
<0.1 |
0.15 |
<0.1 |
<0.1 |
|
Pb |
7.81 |
6.49 |
3.61 |
6.19 |
9.4 |
4.6 |
12.9 |
16.9 |
10.6 |
20.6 |
11.8 |
104 |
|
Bi |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
0.16 |
<0.1 |
<0.1 |
0.14 |
0.12 |
0.11 |
|
Be |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
<1 |
|
V |
145 |
469 |
294 |
369 |
280 |
281 |
80.1 |
65.4 |
68.7 |
94 |
90.1 |
26 |
|
Ga |
10.8 |
14.2 |
10.8 |
16.4 |
11.5 |
11.5 |
2.62 |
2.51 |
2.36 |
4.13 |
4.35 |
3.02 |
|
Rb |
<2 |
16.6 |
<2 |
2.4 |
3.16 |
4.41 |
2.54 |
3.66 |
3.48 |
9.6 |
<2 |
2.91 |
|
Sr |
80.7 |
13.5 |
26.6 |
69.3 |
213 |
22.7 |
3.21 |
21 |
3.36 |
5.42 |
73.2 |
3.26 |
|
Y |
39 |
28.8 |
24.3 |
24.3 |
16.7 |
22.5 |
5.41 |
9.3 |
3.96 |
9.61 |
5.7 |
8.74 |
|
Zr |
90.6 |
56 |
84.8 |
158 |
130 |
71.3 |
15.5 |
14.7 |
16.1 |
25.5 |
7 |
162 |
|
Nb |
1.87 |
1.3 |
1.54 |
33.3 |
28.2 |
4.25 |
1.46 |
0.87 |
2.13 |
1.71 |
0.75 |
2.58 |
|
Mo |
2.15 |
<0.6 |
<0.6 |
<0.6 |
<0.6 |
<0.6 |
<0.6 |
2.98 |
<0.6 |
<0.6 |
1.52 |
1.05 |
|
Sn |
1.71 |
0.66 |
0.63 |
1.72 |
1.46 |
1.05 |
0.5 |
0.41 |
0.75 |
5.85 |
0.51 |
0.7 |
|
Cs |
<0.1 |
1.16 |
<0.1 |
<0.1 |
0.13 |
0.21 |
0.17 |
0.23 |
0.22 |
0.52 |
<0.1 |
0.2 |
|
Ba |
250 |
116 |
57.4 |
34.8 |
27.3 |
46.8 |
120 |
91.3 |
59 |
97 |
24.2 |
36.6 |
|
La |
7.56 |
3.95 |
7.11 |
26.3 |
19.7 |
4.26 |
2.09 |
5.28 |
2.3 |
5.4 |
1.62 |
9.7 |
|
Ce |
18.9 |
8.4 |
16.6 |
50.7 |
41.1 |
9.6 |
4.08 |
4.26 |
4.73 |
9.78 |
2.95 |
20 |
|
Pr |
2.69 |
1.79 |
2.43 |
7.32 |
5.6 |
1.66 |
0.68 |
1.78 |
0.67 |
1.64 |
0.55 |
2.55 |
|
Nd |
12.6 |
9.08 |
11.2 |
30.1 |
23 |
8.26 |
3.15 |
7.83 |
2.82 |
7.13 |
2.69 |
9.88 |
|
Sm |
3.75 |
3.07 |
3.01 |
6.45 |
5.04 |
2.72 |
0.84 |
1.91 |
0.7 |
1.7 |
0.81 |
2.08 |
|
Eu |
1.1 |
1.00 |
0.91 |
1.64 |
1.36 |
0.9 |
0.3 |
0.52 |
0.16 |
0.48 |
0.29 |
0.4 |
|
Gd |
4.19 |
3.35 |
3.1 |
5.76 |
4.25 |
2.96 |
0.83 |
1.68 |
0.68 |
1.55 |
0.89 |
1.84 |
|
Tb |
0.86 |
0.66 |
0.6 |
0.87 |
0.63 |
0.58 |
0.15 |
0.27 |
0.11 |
0.26 |
0.16 |
0.26 |
|
Dy |
6.25 |
4.79 |
4.23 |
4.78 |
3.32 |
3.9 |
0.93 |
1.56 |
0.67 |
1.66 |
0.93 |
1.59 |
|
Ho |
1.45 |
1.04 |
0.95 |
0.88 |
0.63 |
0.85 |
0.19 |
0.32 |
0.14 |
0.33 |
0.2 |
0.33 |
|
Er |
4.35 |
3.09 |
2.81 |
2.26 |
1.63 |
2.44 |
0.57 |
0.9 |
0.38 |
0.95 |
0.53 |
0.93 |
|
Tm |
0.67 |
0.45 |
0.41 |
0.3 |
0.21 |
0.35 |
0.085 |
0.13 |
0.061 |
0.14 |
0.072 |
0.15 |
|
Yb |
4.37 |
2.89 |
2.76 |
1.77 |
1.26 |
2.19 |
0.54 |
0.9 |
0.43 |
0.95 |
0.51 |
0.98 |
|
Lu |
0.62 |
0.44 |
0.38 |
0.26 |
0.17 |
0.32 |
0.084 |
0.15 |
0.064 |
0.15 |
0.075 |
0.14 |
|
Hf |
3.06 |
1.76 |
2.39 |
4.13 |
3.42 |
1.98 |
0.48 |
0.51 |
0.47 |
0.73 |
0.2 |
4.34 |
|
Ta |
0.16 |
0.12 |
0.14 |
2.22 |
1.88 |
0.3 |
<0.1 |
<0.1 |
0.15 |
0.15 |
<0.1 |
0.21 |
|
W |
9.2 |
9.32 |
<0.5 |
0.56 |
0.52 |
0.64 |
2 |
1.12 |
2.34 |
1.06 |
0.8 |
<0.5 |
|
Th |
2.41 |
0.54 |
1.99 |
0.75 |
0.61 |
1.55 |
1.81 |
0.35 |
0.38 |
1.32 |
2.3 |
0.2 |
|
U |
0.51 |
0.26 |
0.42 |
0.72 |
0.56 |
0.18 |
0.95 |
0.46 |
0.24 |
0.45 |
<0.1 |
0.75 |
|
LREE |
46 |
26 |
40 |
121 |
94 |
27 |
11 |
21 |
11 |
26 |
9 |
44 |
|
HREE |
24 |
18 |
16 |
19 |
13 |
14 |
4 |
6 |
3 |
6 |
4 |
7 |
|
ΣREE |
41 |
50 |
20 |
139 |
108 |
44 |
15 |
27 |
14 |
32 |
12 |
69 |
|
Σ LREE / Σ HREE |
1.91 |
1.48 |
2.50 |
6.53 |
7.02 |
1.83 |
2.95 |
3.28 |
4.16 |
3.96 |
2.36 |
6.68 |
|
Eu/Eu* |
0.84 |
0.95 |
0.90 |
0.81 |
0.88 |
0.96 |
1.09 |
0.87 |
0.70 |
0.89 |
1.04 |
0.61 |
|
Ce/Ce* |
0.98 |
0.74 |
0.93 |
0.85 |
0.91 |
0.85 |
0.80 |
0.33 |
0.89 |
0.77 |
0.73 |
0.93 |
Рис. 4. Нормированные на хондрит (Тейлор, МакЛеннан, 1988) спектры распределения REE в породах чувальской свиты: a — кластер I; b — кластер II; c — кластер III, d — обр. 10, вне кластеров
Fig. 4. Chondrite-normalized (Taylor, McLennan) REE distribution spectra in rocks of the Chuval Formation: a — cluster I; b — cluster II; c — cluster III, d — sample 10, outside clusters
Рис. 5. Классификационная диаграмма Th/Yb — Ta/Yb (по: Pearce,1982, Прибавкин, 2017), где ОА — океанические дуги; ACM– активная континентальная окраина; WPVZ — внутриплитная вулканическая зона, WPB — внутриплитные базальты; E-MORB –обогащенные и N-MORB — деплетированные базальты срединно-океанических хребтов. Поля на диаграмме: I — анарогенные лампроиты Западной Австралии, Северной Америки, Антарктиды, Индии, Костамукши; II — орогенные лампроиты, лампроитоподобные породы, минетты Испании, Италии, Корсики, Перу, Индонезии, Тайваня, Вьетнама, Тибета, Колорадо, Алдана; III и IV — уральские магматиты основного состава древнее и моложе 380 млн лет cоответственно Fig. 5. Classification diagram Th/Yb–Ta/Yb (after: Pearce, 1982, Pribavkin, 2017) dividing basalts of oceanic arcs (OA), active continental margins (ACM), within-plate volcanic zones (WPVZ), within-plate basalts (WPB) and mid-ocean ridge basalts (E-MORB — enriched; N-MORB — depleted). Fields in the diagram: I — anarogenic lamproites of Western Australia, North America, Antarctica, India, Kostamuksha; II — orogenic lamproites, lamproite-like rocks, minettes of Spain, Italy, Corsica, Peru, Indonesia, Taiwan, Vietnam, Tibet, Colorado, Aldan; III and IV — Uralian mafic igneous rocks older and younger than 380 Ma, respectively 28
Рис. 6. Графики распределения нормированных на UCC (Григорьев, 2002) элементов-примесей в породах чувальской свиты: a — кластер I; b — кластер II; c — кластер III, d — обр. 10, вне кластеров
Fig. 6. Graphs of distribution of trace elements normalized to UCC (Grigoriev, 2202) in rocks of the Chuval Formation: a — cluster I; b — cluster II; c — cluster III, d — sample 10, outside clusters можно считать, что минералами-носителями никеля были сульфиды железа (пирротин, пентландит, пирит).
Обсуждение и выводы
Мы предполагаем следующий механизм возникновения тальксодержащих пород: вулканогенноосадочные породы основного (ультраосновного) состава, образованные в результате попадания в водоем переменного (в том числе значительного) количества вулканогенного материала, в зоне тектонического контакта с породами хапхарской свиты подверглись метасоматическим изменениям. На первом этапе под воздействием гидротермальных растворов проходил вынос щелочных и щелочноземельных элементов, мафические силикаты были замещены серпентином. Одновременно с серпентинизацией шло разложение присутствующих в составе вулканогенной примеси никельсодержащих сульфидов с переходом никеля в раствор. Высвобожденный в результате кислотного метасоматоза никель был повторно отложен в серпентините, заместив выщелоченный магний. На втором этапе произошло выщелачивание серпентинита, который почти нацело был замещен тальк-карбонатной породой.
В пользу такой схемы образования говорит присутствие в средней части чувальской свиты вулканогенно-осадочных пород (Государственная…, 2017), а туфы ультраосновных пород известны в составе чуваль-ского метабазальтового комплекса формации натриевых базальтов (Румянцева, 1977; Зильберман, 1996; Ибаминов, Лебедев, 2006).
Таким образом, аномально высокие концентрации никеля, кобальта и хрома приурочены к вулканогенно-осадочной части чувальской свиты, имеют, вероятно, достаточно широкое распространение по ла- терали и представляют интерес при поисках более крупных рудопроявлений.
Работа выполнена в рамках тем Всероссийского научно- исследовательского геологического института имени А. П. Карпинского (Государственное задание Федерального агентства по недропользованию от 25.12.2024 г. № 049–00004–25–00) и ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (№ 122040600012–2).
