МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ И ЭКОЛОГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО НЕДРОПОЛЬЗОВАНИЮ

ОТКРЫТОЕ АКЦИОНЕРНОЕ ОБЩЕСТВО
«ПОЛЯРНО-УРАЛЬСКОЕ ГОРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ» (ОАО «ПУГГП»)

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ
«ВСЕРОССИЙСКИЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ»
им. А. П. КАРПИНСКОГО (ФГУП «ВСЕГЕИ»)

ГОСУДАРСТВЕННАЯ
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КАРТА
РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

масштаба 1 : 200 000

Второе издание (цифровое)

Серия Полярно-Уральская

Лист Q-41-ХVI (г. Хордъюс)

ОБЪЯСНИТЕЛЬНАЯ ЗАПИСКА

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

САНКТ-ПЕТЕРБУРГ

КАРТОГРАФИЧЕСКАЯ ФАБРИКА ВСЕГЕИ • 2014


УДК 550,8:528,94(084.3М200) (470.13)

 

Д. Н. Ремизов, М. А. Шишкин, С. И. Григорьев, А. В. Степунин и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 200 000 (второе издание, цифровое). Серия Полярно-Уральская. Лист Q-41-XVI (г. Хордъюс). Объяснительная записка. − СПб.: Картографиче­ская фабрика ВСЕГЕИ, 2014. 256 с.

 

Дается описание материалов по стратиграфии, интрузивным и метаморфи­ческим образованиям центральной части Войкаро-Сынинского массива По­ляр­ного Урала, его западных и восточных предгорий. Описаны стратигра­фи­ческие подразделения в возрастном диапазоне от позднего рифея до позднего мела включительно, а также четвертичные отложения, магмати­че­ские обра­зо­вания венда и палеозоя. Приведены сведения по тектонике, геомор­фо­ло­гии, истории геологического развития, гидрогеологии и геоэкологии. Дано си­сте­матическое описание полезных ископаемых территории. Рассмотрены зако­но­мерности их размещения. Дана оценка прогнозных ресурсов. Состав­лен комплект обязательных геологических карт и элементов зарамочного офор­мления.

 

Табл. 7, ил. 16, список лит. 172 назв., прил. 9.

 

 

 

А в т о р ы:

Д. Н. Ремизов, М. А. Шишкин, С. И. Григорьев, А. В. Степунин,
К. В. Куликова, Е. А. Лебедева А. Д. Матюшков, М. В. Носиков, С. Ю. Петров, М. Н. Петрова, С. Т. Ремизова, М. Л. Сахновский, А. О. Косьянов, С. Н. Сычев, С. Н. Суриков, М. А. Чуйко

 

Научный редактор М. А. Шишкин

 

Рецензенты: А. В. Жданов, Л. Р. Семёнова, А. К. Иогансон

 

 

Рекомендована к печати НРС Роснедра

23 ноября 2009 г.

 

 

© Роснедра, 2014

© ОАО «ПУГГП», 2009

© ФГУП «ВСЕГЕИ», 2009

© Коллектив авторов, 2009

© Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2014


 

ВВЕДЕНИЕ

Территория листа Q-41-XVI в административном отношении входит в со­став Шурышкарского района Ямало-Ненецкого автономного округа и Вор­ку­тинского района Республики Коми. Ее географическое положение опре­де­ляется координатами: 66–66°40′ с. ш. и 63–64° в. д.

Орографически территория делится на пять частей (с северо-запада на юго-восток): Предуральскую равнину, западные предгорья, горную часть (Боль­шой Урал), восточные предгорья (Малый Урал) и Западно-Сибирскую низменность.

Предуральская предгорная равнина занимает небольшой фрагмент в край­ней северо-западной части площади и характеризуется слабохолмистой забо­ло­ченной поверхностью с отметками от 70 до 150 м. Область западных пред­горий представляет собой приподнятую слабоволнистую поверхность, сту­пен­чато воздымающуюся к зоне Уральского кряжа, в связи с чем здесь выде­ляют­ся подзоны низких и высоких предгорий, а также отдельные остаточные горы. Для низких предгорий характерны плоские, часто заболоченные вер­ши­ны водоразделов с абс. отм. 200–360 м, при относительных превыше­ниях над долинами до 150 м. На этом фоне выделяются отдельные остаточ­ные го­ры (например, гора Хойла-Пэ – 549 м). Высокие предгорья характери­зуются уп­ло­щенными холмисто-увалистыми водоразделами с абс. отм. 400–600 м (до 800 м).

Горная часть листа (Уральский кряж) включает здесь Войкаро-Сынинский и Хордъюсский горные массивы. Рельеф их сильно расчленен, максимальные высотные отметки достигают значений 1000–1100 м (1179 м – гора Скальная, 1130 м – гора Географов, 1086 м – гора Хордъюс), а минимальные состав­ляют 160–360 м в днищах троговых долин. Горные массивы изобилуют мно­го­численными карами, цирками, трогами, каньонами с обрывистыми, иног­да субвертикальными бортами. Перепады высот между днищами трогов и водо­раз­делами достигают 300–500 м. В карах нередко располагаются совре­мен­ные небольшие ледники. Водоразделы часто плоские, представляют собой со­хра­нившиеся фрагменты разноуровневых поверхностей выравнива­ния 900–1100 м и 600–800 м, ступенями спускающиеся к предгорьям. Гребне­вид­ные водоразделы редки (хр. Хордъюс).

Между Уральским кряжем и Западно-Сибирской низменностью в зоне восточных предгорий расположена холмисто-увалистая гряда Малого Урала с абс. отм. 200–300 м (максимальная 338,5 м – хр. Янас-Тэре). Последняя отделена от главного хребта Лагортинской межгорной впадиной, по большей части заболоченной, с абс. отм. 120–200 м. Попадающая в пределы рассма­три­ваемой территории крайняя западная часть Западно-Сибирской низменно­сти в целом характеризуется отметками 60–80 м, минимальные 42–45 м в долинах мелких ручьев и по берегам озер в крайней юго-восточной части планшета. Эта часть территории сильно заболочена, здесь распо­ло­жены мно­гочисленные озера и западный край крупнейшего в районе оз. Варчаты.

Реки западного склона принадлежат к бассейну р. Печора и в пределах территории листа текут в северо-западном направлении. С севера на юг это – Бол. Хойла, Прав., Сред. и Лев. Лагорта, которые, сливаясь, образуют р. Ла­гор­та, Бол. Ниедзъю, Мал. Ниедзъю, Грубею, Пальник-Ю и Пага. В севе­ро-за­падном углу планшета расположен фрагмент р. Юньяга, текущей вдоль гор с северо-востока на юго-запад, в которую впадают все вышепере­числен­ные водотоки.

Главные водотоки Восточного склона принадлежат к бассейну р. Обь и текут к востоку и юго-востоку в верховьях, поворачивая на юг в Лагор­тин­ской межгорной впадине. Это (с севера на юг) – Хойла, Лагорта-Ю, Тру­ба-Ю, Бол. Лагорта, Мал. Лагорта, Лабахэй, Вылью, Погурей, Кокпела. У край­него южного обреза листа слияние рек Бол. Лагорта и Кокпела образуют р. Войкар. Все реки района несудоходны – ширина их составляет несколько десятков метров, а обычная глубина (0,5–2 м) лишь в отдельных «ямах» достигает нескольких метров. Вместе с тем эти водотоки являются серьезным препятствием для вездеходного транспорта и во время весеннего паводка непреодолимы. В межень они, как правило, могут быть преодолены на участках бродов, к которым сходятся дороги гусеничного транспорта.

Климат района субарктический, снеговой покров держится 8 месяцев (отдельные снежники многолетние), амплитуда колебаний температур от –45 °С до +31 °С, среднегодовая от –5,4 °С до –8,9 °С. Теплый период с температурой воздуха выше 0 °С начинается в последней декаде июня и длится до сентября; снежный покров ложится во второй половине сентября и сходит в конце июня. В глубоких карах верховьев главных рек и их притоков, а также на склонах северной экспозиции снежники часто сохраняются в течение всего лета, а иногда и несколько лет подряд. Лето прохладное и дождливое, для значительной части горной площади характерны частая облачность, низкие туманы и штормовые ветры до 7–8 баллов. В летние месяцы, преимущественно в середине–конце июля часты грозы, атмосферное давление меняется резко и часто. Повсеместно развита вечная мерзлота, верхняя часть которой в течение лета оттаивает на 0,5–2 м.

Территория района расположена в пределах трех растительных зон: гор­ной тундры (Войкаро-Сынинский и Хордъюсский горные массивы), лесо­тундры (западная равнина и низкие предгорья, гряда Малого Урала, Приоб­ская низменность) и лесов (лиственница, береза, реже ель). Леса растут в до­ли­нах крупных рек отдельными островками и на склонах (преиму­щест­венно юго-восточных) высот Малого Урала. Широко представлены кустарни­ки: кар­ли­ковая береза, ива, ольха, можжевельник. Травяная растительность рас­про­страняется до высот 800–850 м, выше присутствуют только мхи и лишай­ники.

Постоянное и кочевое население на территории отсутствует. Животный мир весьма убог. В лесотундровой зоне очень редко встречаются медведи, волки, лоси; в тундре – куропатки и лемминги. В горных реках преобладает хариус, в озерах Западно-Сибирской низменности водится обычная для региона ассоциация рыб: сиговые, щука, окунь, красноперка. Самое крупное в регионе оз. Варчаты, западная часть которого попадает на территорию листа, является промысловым.

В экономическом отношении изученный район не освоен. Населенные пункты на рассматриваемой территории отсутствуют. Ближайшие населен­ные пункты находятся на железной дороге Сейда–Лабыт­нан­ги–по­селки Елец­кая, Харп, Обская, а также г. Лабытнанги. Через площадь вдоль восточного склона Урала, проходит вездеходно-тракторная дорога, которая через невы­со­кие сквозные перевалы Хойлинский (400 м), Лагортинский (302 м) и Кок­пель­ский (325 м) соединяется с аналогичной дорогой, идущей вдоль запад­но­го склона Урала. Для колесного транспорта рассматриваемая территория непро­ходима. Становится непроходимой она и для гусеничного транспорта в период весеннего паводка (май–начало июня).

Обнаженность геологических объектов территории листа весьма неравно­мерна. Наиболее обнажены породы райизско-войкарского, кэршорского и дзе­ляюского комплексов, слагающие самые высокие и наиболее расчле­нен­ные Войкаро-Сынинский и Хордъюсский горные массивы с многочислен­ными скальными бортами трогов, каров, цирков и каньонов, между которыми располагаются поля крупноглыбовых элювиально-делювиальных развалов, что обеспечивает относительно равномерную площадную обнаженность. Весь­ма слабо обнажена территория межгорной впадины между Войка­ро-Сы­нин­ским массивом и грядой Малого Урала, сложенная преимущественно гранитоидами собского и янаслорского комплексов. Они обнажены главным образом в береговых обрывах главных водотоков (реки Бол. Лагорта и Кокпела) и образуют отдельные останцы и преимущественно крупноглы­бовые развалы в хр. Янас-Тэре Малого Урала. Довольно слабо обнажены вулканогенно-осадочные образования Малого Урала, представленные единичными останцами среди покрытых лесом отдельных полей развалов пород и отдельными коренными выходами в береговых обрывах р. Войкар. Западные предгорья в основном перекрыты ледниковыми образованиями, вместе с тем хорошо обнажены склоны долин большинства рек и ручьев. Дочетвертичные (мезозойские) образования расположенного в юго-восточ­ной части площади листа фрагмента Западно-Сибирской низменности не обнажены.

Работы по ГМК-200 и подготовка к изданию второго поколения Госу­дар­ственной геологической карты листа Q-41-ХVI масштаба 1 : 200 000 были начаты в 2006 г. Проведены четыре полевых сезона, в задачу которых входи­ло уточнение дискуссионных вопросов стратиграфии и магматизма, прогноз­но-поисковые работы на хромиты, медь, золото и другие виды полезных ископаемых, с опережающим геохимическим опробованием по первичным и вторичным ореолам на перспективных участках. Более подробно результаты полевых и поисковых работ отражены в отчете по ГМК-200 [123]. В камеральный период с учетом полученных данных проведено обобщение мате­риа­лов геологосъемочных, поисковых, разведочных и геофизических работ, выполненных в пределах листа.

Изданная в 1976 г. Государственная геологическая карта листа Q-41-XVI первого поколения [18] к настоящему времени в заначительной мере уста­рела. Поэтому основой для составления Госгеолкарты второго издания, в пер­вую очередь, явились материалы ГДП-50 под руководством П. М. Ку­че­рины [137], материалы ГДП-200 [135], данные собственных исследований авторов [123], материалы поисковых работ на хромиты [152], [153], благо­род­ные металлы [160], бариты [144], а также тематические исследования ИГ КомиНЦ УрО РАН, ГИН РАН, ИГиГ УрО РАН на территории листа за период с 1969 по 2005 годы. Вышеотмеченные работы позволили уточнить положение и детализовать состав подразделений практически всех возрастных диапазонов, развитых в районе, а также уверенно проследить положение геологических границ в обнаженной части территории.

Наименее обоснованной осталась рисовка геологической карты по Запад­но-Сибирской части листа, которая полностью перекрыта неоген-чет­вер­тич­ны­ми отложениями, бурение не проводилось (пробурено пять опорных сква­жин на соседнем с востока листе Q-41-XVII и пять на примыкающем с юга-за­пада листе Q-41-XXI). В основу рисовки геологической карты здесь положена карта масштаба 1 : 500 000, составленная сотрудниками Зап­Сиб­ВНИГНИ [151].

Из смежных листов Государственной геологической карты масштаба 1 : 200 000 к настоящему времени изданные комплекты карт второго поко­ле­ния отсутствуют. В издании находится лист Q-41-XI [83]. Изданные по смеж­ным листам карты масштаба 1 : 200 000 первого поколения по листам Q-41-X [12], Q-41-XV [18], Q-41-XXI [22] в значительной степени устарели. Поэтому увязка границ по западной и северной рамкам не проводилась. Восточная и южная рамки с подготовленными к изданию листами Q-41-XVII [60] и Q-41-XXI, XXII [61] полностью увязаны.

Геологические карты и зарамочное оформление к ним, а также Объясни­тельная записка выполнены в соответствии с основными положениями «Мето­ди­ческого руководства по составлению и подготовке к изданию листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1 : 200 000 (2009 г.), «Временными требованиями по проведению и конечным результатам геологосъемочных работ, завершающихся созданием Госгеол­кар­ты-200» (1998 г.). Цифровые модели подготовлены согласно «Требо­ва­ниям к составу, структуре и форматам представления в НРС Роснедра циф­ро­вых материалов по листам Государственной геологической карты Россий­ской Федерации масштаба 1 : 200 000 второго издания (вторая редакция, 2009 г.). Электронная база первичных данных составлена только по мате­риа­лам собственных работ в форматах Word и Access.

В полевых работах по объекту в течение всего периода принимали учас­тие сотрудники ФГУП «ВСЕГЕИ»: докт. геол.-минер. наук. Д. Н. Реми­зов (ответ­ствен­ный исполнитель), докт. геол.-минер. наук. С. И. Григорьев, Н. Г. Гри­горье­ва, А. О. Косьянов, А. Д. Матюшков, М. В. Носиков, С. Ю. Пе­тров, М. Н. Пе­тро­ва, А. В. Степунин, С. Н. Сычев, в разные годы – докт. геол.-минер. наук. С. Т. Ремизова, канд. геол.-минер. наук. М. А. Шиш­кин, Е. В. Мол­чанова, А. В. Черкашин, Е. А. Лебедева, С. В. Ка­лаус, сотрудники ИГ КНЦ УрО РАН, кандидаты геол.-минер. наук. А. А. Со­болева, К. В. Ку­ликова, А. Ф. Хазов, сотрудники ГИН РАН, кандидаты геол.-минер. наук Е. В. Ха­ин и А. А. Федотова. Сопутствующие полевые и камеральные работы по анализу типоморфизма рассыпного золота проводились группой ИГ КомиНЦ УрО РАН под руководством докт. геол.-минер. наук. С. К. Ку­знецова. Авторы благодарны участникам полевых работ канд. геол.-минер. наук В. И. Мизину, А. Е. Шмырову, С. Т. Неверову, В. В. Гор­бенко, М. А. Ку­рочкиной, Ф. Н. Феофилактову, А. Д. Ремизову, Н. Е. Ко­робейниковой, Э. К. Ибра­ги­мовой.

В составлении комплекта карт и Объяснительной записки к ним принимали участие сотрудники ФГУП «ВСЕГЕИ» Д. Н. Ремизов, М. А. Ши­ш­кин, С. И. Гри­горьев, С. Т. Ремизова, А. Д. Матюшков, С. Ю. Петров, М. Л. Са­х­нов­ский, М. В. Носиков, А. О. Косьянов, А. В. Степунин, М. Н. Пе­тро­ва, С. Н. Сы­чев, Е. А. Лебедева, Н. Г. Григорьева, а также сотрудник ИГ КомиНЦ УрО РАН К. В. Куликова.

Лабораторные работы выполнены в ЦЛ ФГУП «ВСЕГЕИ». Радио­геохро­нологические исследования выполнены в Центре изотопных исследований ФГУП «ВСЕГЕИ».

Определения микрофауны выполнены ведущим научным сотрудником ИГ КНЦ УрО РАН, докт. геол.-минер. наук. С. Т. Ремизовой, спорово-пыльцевой анализ – ведущим научным сотрудником ИГ КНЦ УрО РАН, докт. геол.-ми­нер. наук. О. П. Тельновой.

Авторы признательны Н. В. Лютикову, В. Г. Котельникову, А. Н. Мель­гунову, А. В. Жданову, А. П. Казаку, А. П. Прямоносову, Т. Н. Кривко, В. В. Юди­ну, Е. В. Хаину, А. А. Федотовой, А. А. Соболевой и др., оказав­шим разностороннюю консультативную помощь и предоставившим материа­лы собственных исследований.

 

 

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ

В связи с тем, что работы, проведенные до издания Госгеолкарты мас­шта­ба 1 : 200 000 первого поколения по листу Q-41-XVI, достаточно по­дроб­но ос­вещены в Объяснительной записке к листу [18], в настоящей за­писке рас­сматриваются только сама изданная карта и геологические ис­сле­дования, выполненные после 1976 г. Для улучшения восприятия све­де­ния о работах даются по тематическим разделам.

ГЕОЛОГОСЪЕМОЧНЫЕ, ПОИСКОВЫЕ
И РАЗВЕДОЧНЫЕ РАБОТЫ

Государственная геологическая карта листа Q-41-XVI первого поколения составлена В. Н. Гессе, А. А. Савельевым и Г. Н. Савельевой в 1976 г. с уче­том результатов предыдущих исследований. Авторы установили следую­щую последовательность свит в пределах западного склона: молюд­му­сюрская (PR3), кокпельская (PR3»), на которых с угловым несогласием залегают погурейская (О1), грубеинская (О1–2), чигимская (О2–3) и ее возрастной аналог – молюдшорская, харотская (S–D1), пагинская (D2–3), воргашорская (C), яюская (C), кечьпельская (Р) свиты. В целом эта схема не утратила своего значения до настоящего времени, исключая выделения на листе молюд­му­сюрской свиты (к которой ошибочно отнесены красноцветные обра­зования погурейской и грубеинской свит), отнесения доордовикских вулка­нитов к кокпельской свите, нерасчлененному ордовику – метаморфи­ческих пород пальникшорской толщи на западе и контактовых роговиков собского комплекса на востоке, сборный характер и невалидность по совре­менным данным чигимской свиты. На восточном склоне в пределах Малого Урала стратифицированные вулканогенные образования расчленены на лагортин­скую (S–D1), варчатинскую (D2), дзёляварчатинскую (D2–3) и му­сюрскую свиты (D2–3). На северо-западе территории листа показаны верхнемеловые отложения, залегающие с угловым несогласием на палеозой­ских отложениях, в пределах Западно-Сибирской низменно­сти – четвер­тич­ные отложения.

Среди интрузивных образований выделены: позднеордовикские, к кото­рым отнесены долериты и кварцевые порфиры современных орангъю­ган­ско-лем­винского и пожемского комплексов; позднеордовик­ско-ранне­силу­рий­ские – собский комплекс (в двух фазах – первая – габбро, вторая – тона­литы, плагио­граниты, диориты); раннесилуриские – войкаро-сынинский ком­плекс (объе­диняет в современном понимании райизско-войкарский и полосчатую часть кэршорского), кэршорский комплекс (только габбро и габбронориты); позднесилурийские – погурейский комплекс (лейкограниты, плагиограниты); позднедевонские – конгорский комплекс (диориты, квар­це­вые диориты, габ­бродиориты); раннекаменноугольные – мусюрский комп­лекс (долериты); поздне­палеозойские – янаслорский комплекс (граниты). В общих чертах при­нятая авторами схема расчленения актуальна и поныне, за исключением уточнения возраста и состава отдельных комплексов.

Карта четвертичных образований составлена исходя из представлений о покровном характере ханмейского оледенения, однако по сути правильно отражает распространение на площади основных стратиграфо-генетических типов отложений. В основании четвертичного разреза выделена леднико­во-мор­ская роговская (QII), выше озерно-аллювиальная и флювиогляциаль­ная нияюская QII–III свиты. Авторы подчеркивают их принципиальное отли­чие от залегающей выше покровной морены (QIII).

С 1977 по 1982 гг. под руководством Н. В. Лютикова в северной части листа проводятся поисковые и поисково-оценочные работы на бариты [143], в результате которых оценено Малохойлинское месторождение баритов, уточ­не­но геологическое строение района. Вместо чигимской свиты в районе горы Хойла-Пэ выделены и детально охарактеризованы пагинская и нянь­вор­гинская свиты.

В 1982–1986 гг. под руководством П. А. Шапорева и Т. В. Чепкасовой [169] на Варчатинской площади проведены опережающие геофизические и лито­химические работы масштаба 1 : 50 000 в комплексе с геологическими мар­шрутами. Результирующие материалы представлены в виде схема­ти­че­ской геологической карты масштаба 1 : 50 000, которая отличается высокой де­тальностью прорисовки геологического строения. В пределах листа выделены перспективные участки на медные, молибденовые и железные руды, дана оценка прогнозных ресурсов категории Р3.

В 1982–1991 гг. Хараматолоуская партия Полярно-Уральской ГРЭ под руководством П. М. Кучерины проводила работы по ГС/ГДП-50, в ходе которых составлена кондиционная геологическая карта масштаба 1 : 50 000 на северо-восточную часть территории (лист Q-41–56) [137]. В отчете приво­дятся обширные и разнообразные сведения о геологическом строении райо­на. Расчленение отложений основной части Лемвинской СФЗ отвечает совре­менному уровню знаний о районе. Выделены грубеинская, харотская, пагин­ская, няньворгинская, яйюская и кечьпельская свиты. Все образования Лагор­тинской подзоны объединены в составе лагортинской серии позднекембрий­ско-раннеордовикского возраста. Метаморфические образования западной части Хордъюского блока отнесены к изьякиръюской свите хараматолоуской серии, а восточная часть – к хордъюскому габбро-амфиболитовому комплек­су среднего рифея. Интрузивные образования отнесены к райизско-вой­кар­скому комплексу гарцбургитов, дунитов, серпентинитов (»3?–O2), кэршор­ско­му комплексу габбро-амфиболитов (»3?–O2), комплексу параллельных даек (»3?–O2), собскому габбродиорит-тоналит-плагиогранитовому комплек­су (S2–D1), янаслорскому гранодиорит-гранитовому комплексу (D), комплек­су плагиогранитов (D–C1). Составлена детальная карта четвертичных отло­жений. Проведены бурение и горные работы на Янаслорском проявлении мо­либ­дена, позволившие дать современную оценку проявления и генетическую характе­ристику оруденения.

В 1995 г. Н. В. Лютиковым и М. И. Кузьминым [145] соcтавлен информа­цион­ный отчет по Геологическому доизучению масштаба 1 : 50 000 Кокпель­ской площади, захватывающий территорию листа Q-55-В. Работы в полном объеме по проекту не были завершены, в частности не выполнены объемы картировочного бурения. В целом составлена современная геологическая карта масштаба 1 : 50 000. Расчленение отложений Лемвинской СФЗ отве­чает современным представлениям. Выделены погурейская (»3–O1), кок­пель­ская (O1–2), грубеинская (O1–2), харотская (S–D1), пагинская (D1–3), няньвор­гинская (D3–C1), яйюская (C1–3) и кечьпельская (C3–P1) свиты. Отложения Лагортин­ской подзоны объединены в составе грубешорской свиты (O2–D3).

В 1995 г. Северо-Войкарской партией АООТ «ПУГГП» под руководством П. М. Кучерины начаты работы по ГДП-200 листов Q-41-XVI, XVII с подго­тов­кой к изданию Госгеолкарты-200 второго поколения. В 1998 г. работы были переданы ГИН РАН и выполнялись под руководством Н. Б. Кузнецова и завершились информационным отчетом [135], а карты не были подготов­лены к изданию. В ходе работ были детально фаунистически охарактери­зованы на территории листа осадочные образования западного склона. Стра­тигра­фи­ческая схема отражает реально существующую фациаль­ную зональ­ность в пределах Лемвинской СФЗ. Выделены Западно-Лем­вин­ская и Во­сточ­но-Лем­вин­ская подзоны, а пределах последней пакеты покро­вов: Погу­рей­ский, Гру­бе­шорский, Нелкинский, отличающиеся соста­вом кар­ти­руе­мых подразде­лений. В Западно-Лемвинской подзоне это пага­тин­ская (О1), харот­ская (S–D1), пагинская (D1–3), няньворгинская (D3–C1), яйюская (C1–3) и кечь­пельская (C3–P1) свиты. В Погурейском пакете – погурейская (»3–O1), кок­пель­ская (»3–O1), грубеинская (O1) свиты и черногорская тол­ща (O2–D3), в Грубешор­ском – погурейская, (»3–O1) грубеинская (O1), грубе­шор­ская (O2–D3) свиты, в Нелкинском – погурейская (»3–O1), игядейская (O1), харбейшорская (O2–3?) свиты. Многочисленные силы габбродолеритов и долеритов в пределах Восточно-Лемвинской подзоны отнесены к орангъю­ганско-лемвинскому комплексу. Метаморфические образо­ва­ния за­пад­ного обрамления массива Хордъ­юс выделены в составе пальник­шор­ской толщи (PZ1), хордъюский габ­бро-амфи­болитовый комплекс отнесен также к ран­нему палеозою. По­лярно­уральская офиолитовая ассо­циация вклю­чает рай­изско-войкарский комплекс ультрамафитовых рести­тов (PZ1), кэршор­ский ультрамафит-мафи­товый комп­лекс (D1), лево­пай­ер­ский комп­лекс метамор­физо­ванных ультрамафитов – войкариты (D1), лагортаю­ский комплекс парал­лельных даек (D1). Исходя из предположения, что габбро­идная магма­ти­че­ская камера была зоной, питавшей дайки, авторы в составе кэршорского комплекса оставили только фрагменты дунит-вер­лит-клино­пироксе­нит-габ­брового состава «полосчатого» строения и габбро­нориты, а большая часть одно­родных габбро была отнесена к лагорта­юскому комп­лексу, что привело к расширению полей развития последнего на карте. Раннедевонское время формирования полярноуральских офиолитов обосновывается определениями возраста пород Sm/Nd методом. Плагио­гра­ниты, прорывающие офиолиты и аккреционную призму Западного склона, отнесены к погурейскому комп­лексу (C3–P1). При этом в состав последнего на карте включены риолиты пожем­ского комплекса. В пределах Малоуральской зоны осадоч­но-вулка­но­генные толщи расчленены на войкарскую (O2–S1), малоураль­скую (S2–D1), варчатинскую (D1–2) свиты. Кроме того, выделена кевоимская толща (S2–D1), рассматриваемая как фа­циаль­ный субщелочной аналог мало­ураль­ской свиты. Интрузивные образо­вания отнесены к собскому тона­лит-грано­диоритовому (D1), янаслорскому гра­нит-лейкогранитовому (D2) и конгор­скому монцо­нит-сие­нит-диоритовому (С1) комплексам. Поля послед­него на листе факти­чески выделены искус­ствен­но (предшествен­ни­ками на ли­сте комплекс не выделялся) за счет включения в него краевых приконтактовых пород соб­ского комплекса. В пределах Запад­но-Сибирской низменности на геоло­ги­ческой карте показаны четвертичные отложения. Составленная карта чет­вертичных отложений основывается на идее покровного характера хан­мей­ского оледенения, предельно упрощена в контурах и не отвечает мас­штабу 1 : 200 000. Полезные ископаемые охаракте­ри­зованы недостаточ­но, оценка прогнозных ресурсов не проводилась. Однако в целом геологические мате­риалы ГДП-200, особенно их фактографическая часть по западному скло­ну, в значительной мере легли в основу подготов­ленной к изданию Гос­геолкарты-200/2.

В конце 1990-х годов под руководством А. М. Овечкина [152] поисковыми работами на хромиты охвачены все перспективные площади и рудо­прояв­ления северной части Войкаро-Сынинского массива. Составлена детальная геологическая карта района масштаба 1 : 25 000 и геологические планы мас­штаба 1 : 2000–1 : 5000 на все наиболее крупные и перспективные рудо­проявления. С применением горных работ опоисковано восемь рудо­прояв­ле­ний. Проведена оценка рудных тел на глубину бурением скважин на шести рудо­проявлениях. На площадях, закрытых мощным чехлом рыхлых отложе­ний, проведены грави-магнито-сейсморазведочные работы. Произведен под­счет запасов категории С2 на отдельных проявлениях и дана оценка прогноз­ных ресурсов хромитов по категориям Р1 и Р2 по всем опоискованным объек­там. Материалы данных работ отличаются высоким качеством и деталь­но­стью проработки и с некоторым упрощением положены в основу подго­тов­ленной к изданию Госгеолкарты-200/2 по северной части Войка­ро-Сы­нин­ского мас­сива.

В 2002–2004 гг. ОАО «Ямальская Горная Компания» совместно с ОАО «Ямалзолото» и коллективом сотрудников ЦНИГРИ проведены работы по теме «Изучение процессов локализации россыпей в условиях Полярного Урала» [160], которые охватили в том числе и юго-западную часть листа Q-41-XVI в пределах Малого Урала (южная часть Таньюско-Варчатинской площади). Полевые работы включали: рекогносцировочные поисковые мар­шру­ты, ревизионное опробование на золото (штуфные и минералогические пробы), шлихо-геохимические маршруты. Для Таньюско-Варчатинской пло­щади составлены: геологическая и металлогеническая карты, струк­тур­но-гео­морфологическая карта с элементами прогноза экзогенной золото­носности масштаба 1 : 50 000 с результатами опробования на золото, схема­ти­ческая карта распределения золота в аллювиальных отложениях Ла­гор­тинского и Варчатинского рудных узлов масштаба 1 : 100 000. На тер­ри­то­рии листа выделены три потенциальных золоторудных узла: Вар­ча­тин­ский, Лагор­тин­ский и Манюкуюский (по параметрам эти объекты ближе к рудным полям), из которых рекомендовано продолжить поисковые работы в пре­де­лах по­след­него, который рассматривается как наиболее перспек­тив­ный на выяв­ление золоторудных объектов золото-скарнового, золо­то-кварц-суль­фид­ного метасо­мати­ческого генезиса и золотоносных кор выветривания.

В 2007 г. издана Государственная геологическая карта масштаба 1 : 1 000 000 (третье поколение) листа Q-41 – Воркута (авторы: М. А. Шиш­кин, А. П. Астапов и др. [29]), на которой отражены современные пред­став­ления по стратиграфии, магматизму, тектонике, геоморфологии, полезным ископаемым и прогнозной оценке, в том числе территории листа Q-41-XVI. Достоинством работы является наличие цифровых моделей всех графических приложений комплекта, что позволяет их легко использовать при карто­соста­вительских работах.

В 2006–2008 гг. в рамках программы «Урал промышленный–Урал Поляр­ный» под руководством А. Н. Мельгунова [151] на основе анализа всех пред­шествующих материалов было проведено крупное геолого-минера­гени­ческое обобщение и составлен комплект карт (геологическая, полезных ископаемых, четвертичных отложений, магнитного поля, гравитационных аномалий) мас­штаба 1 : 500 000, данные которого по территории листа Q-41-XVI учтены при составлении геологической карты на территорию Западной Сибири и оценке прогнозных ресурсов при подготовке к изданию.

ТЕМАТИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

С 1949 по 1955 г. проводились развернутые тематические работы Поляр­но-Ураль­ской комплексной экспедицией Института геологических наук АН СССР под руководством А. Н. Сирина. Полученные результаты осве­щены в работах Н. П. Лупановой и В. В. Маркина, В. Ф. Морковкиной. Ввиду их боль­шого значения для последующих исследований, кратко остано­вим­ся на основных результатах.

В. В. Маркин разработал и обосновал стратиграфическую схему, под­разде­лив все эффузивно-осадочные отложения на ряд свит и слоев; дал их палеонтологическую и вещественную характеристику, указал (где это воз­мож­но) критерии проведения границ между стратиграфическими подразде­ле­ния­ми. Возраст всех подразделений принят девонский. Н. П. Лупанова дала подробную петрографическую характеристику эффузивных и интрузивных пород, а также исследовала минеральный состав руд и скарнов. В результате работы Полярно-Уральской экспедиции впервые выявлены железорудные проявления Рудная Горка 1, 2 и 3 [40].

В. Ф. Морковкина связывала происхождение разнообразных плутониче­ских пород района с воздействием гранитного расплава на гипербазиты [48].

Следующий этап изучения Войкаро-Сынинского массива сопряжен с име­нами А. В. Пейве, Ю. Е. Молдаванцева, Н. П. Хераскова, А. С. Перфилье­ва, Г. Н. и А. А. Савельевых, С. Г. Самыгина, Р. Г. Язевой, В. В. Бочкарёва, А. А. Ефи­мова, Д. Н. Ремизова и др.

В работах А. С. Перфильева высказано предположение об идентичности «восточных» и «западных» габброидов, обрамляющих ультрамафиты Войка­ро-Сынинского массива и разработана модель формирования гигантской ле­жачей складки океанической коры при движении ее по принципу «трактор­ной гусеницы» [53].

В работах А. А. Савельева и С. Г. Самыгина было показано аллохтонное залегание базит-ультрабазитов Войкаро-Сынинского массива на формациях палеозойской пассивной окраины западного склона Полярного Урала [63].

Н. Л. Добрецов, Ю. Е. Молдаванцев, А. П. Казак, Л. Г. Пономарева, Г. Н. Са­вельева, А. А. Савельев дали подробное описание состава и строения офиолитов и ассоциирующих с ними метаморфических пород Войкарской зо­ны Полярного Урала, а также сопоставили их с офиолитовыми комплек­сами Западного Саяна [54].

Г. Н. Савельева на основе площадного геолого-петрографического изу­чения Войкаро-Сынинского массива показала его сложное внутреннее строе­ние, связанное с пластическим течением мантийного субстрата [65].

Значительное внимание габброидам восточного и западного обрамления Войкаро-Сыньинского массива уделяли А. А. Ефимов и Т. А. Потапова. Они установили основные особенности состава этих образований и их соотно­ше­ние с гипербазитами [32]. А. А. Ефимов последовательно обосно­вы­вает кон­цеп­цию глубинного метаморфогенного происхождения габброидов кэр­шор­ского и хордъюсского (дзеляюского) комплексов.

М. И. Буякайте, В. И. Виноградов и др. [17] получили первые изотоп­но-гео­химические характеристики и Rb-Sr возраст офиолитов Войкарской зо­ны и тоналитов собского комплекса.

В 1969–1975 гг. В. Н. Пучковым [58] изучены разрезы по рекам Грубею, Пага, Лагорта, Хойла. Уточнены возрастные датировки (благодаря обнаруже­нию конодонтов), убедительно доказан преимущественно позднедевонский воз­раст отложений, относимых ранее к чигимской свите (О2–3), палео­зой­ский воз­раст вулканогенно-кремнистых образований лагортинского комплек­са (гру­бе­шорская свита). Важнейшим итогом исследований автора в целом яв­ляет­ся определение батиальной природы Лемвинской СФЗ и ее геотекто­ни­ческой позиции как пассивной континентальной окраины палеозойского Во­сточно-Европейского палеоконтинента.

В 1973–1983 гг. изучением гранитоидного магматизма и особенно вул­ка­но­генно-осадочных образований Малого Урала занимались Р. Г. Язева и В. В. Боч­карёв [87]. Они впервые выделили здесь островодужный вулка­но-плу­тонический пояс, сделали детальную разбивку вулканоген­но-осадочн­ых образований на вулканические комплексы: войкарский спилитовый (S2?), юр­тым-соимский андезитовый (D1), тэрэнский андезит-дацитовый (D1–2), эль­ко­шорский базальт-андезитовый (D2–3), кевсоимский трахиандезит-даци­то­вый (D2–3), варчаты-мусюрский флишоидно-вулканогенно-молассовый (D3), выска­зали предположение о принадлежности поздних из них к актив­ной конти­нен­тальной окраине кордильерского типа, выполнили палео­вулка­нические рекон­струкции, охарактеризовали рудоносность Малого Ура­ла, вы­делили мед­но-пор­фировый и медно-молибденовый типы орудене­ния. Данная работа по глубине и степени детальности изучения вулкано­генных обра­зований района не утратила своей актуальности до настоящего времени.

В 1983–2004 гг. изучением гранитоидов и вулканитов Малоуральской островной дуги в данном районе занимался Д. Н. Ремизов [59]. Он показал их полное генетическое родство и непрерывность в формировании острово­дуж­ного вулкано-плутонического пояса и дал сравнительное описание маг­ма­тиз­ма Войкарского и Щучьинского районов Полярного Урала.

В 1986–1996 гг. В. А. Салдиным [67] изучены верхнепалеозойские терри­ген­ные формации (яйюская и кечьпельская свиты) Лемвинской зоны на тер­ри­то­рии листа и уточнен их возраст.

Ряд крупных обобщений по геологическому строению и хромитоносности Войкаро-Сынинского массива сделаны Б. В. Перевозчиковым с коллегами [52, 155]. В составе ультрабазитов выделены три формационных комплекса: гарц­бургитовый, дунит-гарцбургитовый и верлит-дунитовый, различающиеся по количественным соотношениям слагающих их пород, количествен­но-ми­не­ральному составу гарцбургитов и составу хромшпинелидов. Обосно­ва­ны про­гноз­ные ресурсы территории, дана подробная характеристика боль­шин­ства известных проявлений хромитов Войкаро-Сынинского массива.

В 1997–1998 гг. коллективом авторов в составе М. А. Шишкина, В. Г. Кри­ночкина, Т. А. Афанасьевой, П. М. Кучерины и др. составлена Ле­ген­да По­лярно-Уральской серии листов Госгеолкарты-200 [139]. Для тер­рито­рии листа в основу выделения картируемых подразделений положены ра­бо­чие мате­риалы П. М. Кучерины, полученные в ходе ГДП-200 листов Q-41-XVI, XVII. Для Зилаиро-Лемвинской СФЗ в Легенде выделены кар­тируемые традиционно комплексы и свиты, за исключением вновь выде­ленной черногорской толщи (O2–D3). Пальникшорская толща и хордъюский ультрамафит-мета­габбро­но­ри­товый комплекс включены в состав Запад­но-Вой­кар­ской подзоны с раннепа­лео­зойской трактовкой возраста. Ги­пер­ба­зиты и габброиды, слагающие Войкаро-Сынинский массив объединены в со­ставе Войкарского офиолитового пояса и расчленяются на райизско-вой­карский (O1–2?), кэршорский (O2–S1) и лагортаюсский (S1) комплексы. Ос­тро­водужные образования объединены в Малоуральский вулкано-плуто­ни­че­ский пояс. В Таньюско-Тыкотловском райо­не (куда входит лист Q-41-XVI) вулканогенно-осадочные отложения пояса расчленяются на свиты и тол­щи: войкарскую (O2–S1), малоуральскую (S2–D1), кевсоимскую (S2–D1) и вар­ча­тин­скую (D1–2). Интрузивные образо­вания – на собский габбро­дио­рит-то­на­литовый (D1–2), янаслорский гранитный (D2) и конгорский мон­цо­грано­дио­ри­товый (D2–3) комплексы.

В 2009 г. Легенда Полярно-Уральской серии была актуализирована на основании накопленных за 10 лет новых данных, в том числе и полученных в ходе работ по ГМК-200 листов Q-41-XVI, XVII, XXI, XXII, разработан минерагенический блок [140]. Поэтому все материалы по листу Q-41-XVI полностью ей соответствуют.

ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ

Гравиметрические съемки

В 1966 г. Сафаровой А. А. [163] практически вся территория листа (за ис­клю­чением юго-восточного угла) была покрыта гравиметрической съемкой масштаба 1 : 200 000. Съемка проводилась аппаратурой ГАК-7Т, ГАК-ПТ, ГАК-3М, тип привязки – опознавание по топокарте или аэрофотоснимкам и барометрическое нивелирование. Среднеквадратичная погрешность анома­лии Буге составила ±0,45 мГал, таким образом, съемка является кондицион­ной.

В 1974–1975 гг. под руководством В. В. Мартынова, Ш. А. Юсупова, Ф. А. Ко­злова  [147] проводилась гравиметрическая съемка масштаба 1 : 500 000 в пределах северной части Войкаро-Сынинского массива. При проведении съемок была использована аппаратура ГАК-7Т, ГАК-ПТ, ГР/К-2, при планово-высотной привязке применялись инструментально-геодезиче­ские методы и геодезическое нивелирование. Среднеквадратичная погреш­ность аномалии Буге составила ± 0,2 мГал (1974 г.) и ± 0,19 мГал (1975 г.). Съемка является кондиционной.

В 1977 г. в Специализированной гравиметрической экспедиции 10 Ухтин­ского ТГУ составлена Гравиметрическая карта СССР масштаба 1 : 200 000 (1-е издание), лист Q-41-XVI. Редукция Буге (бпр = 2,3 г/см3) и (бпр = = 2,67 г/см3). Автор –З. А. Яцкевич, редактор – А. Г. Верховцев [125].

В 2006–2008 гг. И. И. Верником (ЗАПСИБНИИГГ) в составе работ по объек­ту «Прогнозная оценка ресурсного потенциала Северного, Приполярнго и Полярного Урала на основе современных геолого-геофизических, минера­ге­ни­ческих, геохимических и изотопных методов исследования» [151] дана оценка качества гравиметрических съемок всех масштабов, проведенных на отчетной территории, выполнена их увязка и приведение к Государственному гравиметрическому уровню. Построена гравиметрическая карта в редукции Буге (бпр = 2,67 г/см3) с поправкой на влияние рельефа местности масштаба 1 : 500 000 на всю территорию Северного, Приполяр­ного и Полярного Урала (в том числе территорию листа Q-41-XVI) и примыкающей с востока части Западно-Сибирской низменности. Выполнена интерпретация гравитацион­но­го поля и его составляющих, позволившая построить карту районирования тер­ритории по гравиметрическим данным с элементами геологической ин­тер­пре­тации масштаба 1 : 500 000.

Аэромагнитные съемки

В 1958 г. А. А. Латыповым, Ю. К. Тетериным, Р. М. Монто [138] практи­чески вся территория листа (за исключением северо-западного угла) была покрыта аэромагнитной съемкой масштаба 1 : 50 000. Съемка проводилась феррозондовыми аэромагнитометрами в модификации АСГМ-25 на высоте 150 м. Среднеквадратическая погрешность съемки составила ±35,7 нТл.

В 1960 г. сотрудниками Аэромагнитной экспедиции Новосибирского гео­фи­зического треста В. В. Большаковым, а также Ю. А. Вильковским, А. М. За­городновым, Г. Ф. Шматалюком были проведены аэромагнитные съем­ки масштаба 1 : 200 000, которые охватили центральную и южную части листа. Съемки проводились феррозондовыми аэромагнитометрами в моди­фи­ка­ции АЭМ-49, высота полета составляла 300 м, среднеквадратическая по­греш­ность съемки составила соответственно ± 20,2 и ± 15,0 нТл.

В 1961 г. сотрудниками Аэромагнитной экспедиции Новосибирского гео­фи­зи­ческого треста В. В. Большаковым, А. М. Загородновым, В. И. Пово­да­то­ром были продолжены работы по аэромагнитной съемке масштаба 1 : 200 000. Съемки проводились феррозондовыми аэромагнитометрами в моди­фи­кации АЭМ-49, высота полета составляла 300 м, среднеквадра­тиче­ская погрешность съемки составила ± 25 нТл. Таким образом, территория ли­ста была практи­чески полностью охвачена аэромагнитной съемкой масштаба 1 : 200 000.

В 1965 г. под руководством Е. А. Подбеловой, Ю. С. Харламова и А. А. Шви­дак [157] северо-западная часть листа была охвачена аэрогам­ма­маг­нитной съемкой масштаба 1 : 25 000 с целью выделения участков, пер­спек­тив­ных на поиски цветных и черных металлов. В результате применения вы­со­ко­чувствительного для того времени аэромагнитометра в модификации АМФ-21 была достигнута достаточно высокая точность съемки в ± 5–10 нТл, что позволило авторам существенно уточнить морфологию магнитного поля и геологическое строение, наметить ряд участков для постановки геоло­го-поис­ко­вых работ.

В 1972 г. издана Карта аномального магнитного поля СССР масштаба 1 : 200 000 листов Q-41-XV, XVI. Изолинии (ΔTa). Авторы – С. М. Ко­стри­ки­на, Р. М. Антонович (Новосибирский геофизический трест) [36].

В 1980 г. под руководством Ю. М. Ефимова, А. П. Рауш и Н. В. Богда­но­вой [131] проведена аэромагнитная съемка масштаба 1 : 50 000, которой было охвачено 50 % территории листа. При проведении съемки были применены высокочувствительные квантовые аэромагнитометры КАМ-28, использо­ва­ние которых позволило провести измерения со среднеквадратической погре­ш­ностью ± 3,0 нТл.

В 1984 г. под руководством Г. Н. Куликова [136] была проведена аэро­магнитная съемка масштаба 1 : 50 000, которая охватила небольшой фраг­мент в северо-западном углу исследуемой территории. При проведении съем­ки были применены квантовые аэромагнитометры КАМ-28, исполь­зо­вание ко­торых позволило провести измерения со среднеквадратической погрешно­стью ± 3,4 нТл.

В 2006–2008 гг. А. В. Чурсиным, С. В. Гриневич, А. М. Прутьян (ОАО «Ураль­ская геофизическая экспедиция») в составе работ по объекту «Про­гноз­ная оценка ресурсного потенциала Северного, Приполярнго и По­ляр­ного Урала на основе современных геолого-геофизических, минера­ге­ни­ческих, гео­химических и изотопных методов исследования» [151] на основе матери­а­лов аэромагнитных съемок масштаба 1 : 10 000–1 : 50 000 составлены цифро­вые карты аномального магнитного поля масштаба 1 : 500 000 (ма­три­ца с ячей­кой 250 × 250 м) на площадь работ (в том числе на лист Q-41-XVI). Ано­мальное магнитное поле приведено к единому для Урала и Западной Си­бири уровню, по данным Уральской картографической аэромагнитной сети.

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ

Площадные геохимические исследования на данной территории в прош­лом веке проводились в ходе геологосъемочных и поисковых работ и на данное время устарели в связи с ограниченным и разнородным набором ана­лизи­рованных элементов, отсутствием в наборах анализов, профи­ли­рую­щих для территории золота и платиноидов и невозможности сопоставления ана­ли­тических баз разных лабораторий и разного возраста. Сводка этих данных была осуществлена в рамках подготовки геохимических основ ГГК-1000 третье­го поколения [159].

В 1982–1986 гг. П. А. Шапорев и Т. В. Чепкасова в ходе опережающих геофизических работ масштаба 1 : 50 000 на Варчатинской площади провели литохимические поиски масштаба 1 : 50 000 по вторичным ореолам с детали­зацией (сеть 100 × 10 м) на площади 26,5 км2. Выполнено ландшафт­ное рай­о­ни­рование территории, рассчитаны ряды гипергенной подвижности элемен­тов для каждого из выделенных родов ландшафтов. Проведена разбра­ковка выделенных аномалий по типам. Наиболее перспективные анома­лии объеди­нены в шесть аномальных полей. Для каждого аномального поля проведен расчет количественных характеристик, подсчитаны прогноз­ные ресурсы категории Р3 для меди, цинка, свинца и молибдена. Выделено восемь участ­ков, перспективных на выявление железорудных (скарновых), колчеданных и медно-порфировых объектов.

Последние, наиболее представительные работы проводились в 2006– 2008 гг. ОАО «ПУГГП» в рамках опережающих геохимических поис­ков масштаба 1 : 200 000 в ходе работ по объекту «ГМК-200 листов Q-41-XVI, XVII, XXI, XXII (Восточно-Войкарская площадь)». В состав работ входили геохимические поиски по потокам рассеяния, проведение завероч­ных горных и маршрутных работ с геохимическим опробованием [123].

 

 

СТРАТИГРАФИЯ

ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ АКРОТЕМА

Стратоны протерозойского возраста в пределах площади характеризуе­мого листа сложены позднерифейскими образованиями Хараматолоуской подзоны Харбейско-Марункеуской СФЗ и рифейско-вендскими – Лемвин­ской подзоны Ляпинской СФЗ. Они представлены отложениями пальникшор­ской и молюдвожской свит.

ВЕРХНЕРИФЕЙСКАЯ ЭРАТЕМА

Пальникшорская толща (RF3pl) развитав пределах изолированного текто­нического блока к западу от массива Хордъюс. Впервые выделена Т. А. По­таповой [55] в качестве метаморфизованного бимодального базальт-рио­ли­тового комплекса предположительно раннепалеозойского возраста. Ранее П. М. Кучериной [137] данные образования относились к изьякырьюской свите среднего рифея, на Государственной геологической карте масштаба 1 : 100 000 (третье поколение) листа Q-41 [29] условно отнесены к ивтысь­шорской свите позднего рифея.

Толща сложена метаморфизованными в эпидот-амфиболитовой фации пред­положительно вулканогенно-осадочными образованиями – клиноцоизи­то­выми, клиноцоизит-хлорит-кварцевыми, гранатовыми, гранат-альбит-кварц- хло­ри­товыми и гранат-эпидот-альбит-кварцевыми амфиболитами. Об­ра­зо­вания толщи полностью слагают одноименную тектоническую пла­стину. В восточной части пластины вблизи контактов с массивом Хордъюс среди амфиболитов развиты анатектические мелкие тела (кулисообразно рас­по­ложенные линзы, жилы и тонкие, конкордантные вмещающей толще, про­слои) плагиогранитов (плагиомигматитов). Образования пальникшорской толщи имеют в основном север-северо-восточные (уральские) простирания, смяты в серию крупных складок, на крыльях осложненных более мелкой склад­чатостью, для которой характерны пологие (8–30°) субмеридиональные погружения шарниров.

Клиноцоизитовые амфиболиты – породы зеленого до темно-зеленого цве­та, мелкозернистые со сланцеватой текстурой и нематобластовой струк­турой. Основным минералом является сине-зеленый амфибол барруазит, формирую­щий призматически удлиненные зерна (75 % породы), в меньшей степени содержатся короткостолбчатые кристаллы клиноцоизита (23 %), отмечаются зерна рутила и кварца.

Клиноцоизит-хлорит-кварцевые амфиболиты (содержание SiO2 – 55 %) – мелкозернистые зеленовато-серые сланцеватые породы с лепидонемато­гра­но­бластовой новообразованной структурой, хотя участками сохранилась релик­товая крупнопсефитовая литокластическая структура. Реликты облом­ков, хо­рошо диагностируемые по округлой форме, замещены мелкозернис­тым агре­гатом хлорита или эпидота. Новообразованный парагенезис пред­ставляет со­бой агрегат удлиненных зерен кварца, клиноцоизита и сине-зеле­ного амфи­бола. Характерны микроструктуры, фиксирующие сдвиговые де­фор­мации (рис. 1).

 

Рис. 1. S-образные цепочки зерен кварца в пойкилокристаллах граната.

 

Гранатовые и гранат-альбит-кварц-хлоритовые амфиболиты (содержание SiO2 от 49 до 53 масс. %) слагают в разрезе пальникшорской толщи довольно однородные пачки до 10 м мощностью, которая уменьшается до первых сан­тиметров в случае переслаивания с мезо- и лейкократовыми разностями. Это темно-зеленые, зелено-серые до черных плотные или сланцеватые, участ­ками микроплойчатые метаморфически располосованные мелкозернис­тые по­роды, иногда с реликтами миндалекаменной текстуры. Структура пород пойкило­бластовая с нематогранобластовой, лепидонематограно­блас­то­вой струк­ту­рой основной массы. В минеральном составе преобладает амфи­бол (сине-зе­леный, реже зеленый, переходный к актинолиту) – 30–60 %, эпи­дот и альбит (10–30 %), что позволяет выделять меланократовые и лейко­крато­вые раз­ности; помимо них в породе часто встречаются хлорит (до 10 %) и гранат (до 20 %) альмандинового состава, местами хлоритизированный, реже разви­ты кар­бонат (менее 10 %), мусковит, а также кварц. Гранат формирует пор­фиро­бласты размерами от 1 до 3 мм, с пойкилитически захваченными зер­нами амфибола, эпидота и альбита, а также ильменита. Рудные минералы пред­ставлены ильменитом, рутилом, титанитом, пирротином, пиритом, халь­ко­пиритом, редко встречается магнетит, содержание этих минералов обычно не превышает 2–4 %, иногда наблюдается более обильная вкраплен­ность суль­фидов (до 8–10 %).

Гранат-эпидот-альбит-кварцевые амфиболиты (содержание SiO2 от 64 до 68 масс. %) – это зеленовато-серые, бело-серые мелкозернистые линей­но-полос­чатые породы. Характеризуются пойкилобластовой, иногда бласто­пор­фировой с гранонематобластовой, лепидогранобластовой основной массы структурой. В составе породы преобладают кварц и альбит (более 50 % объема), в меньшей степени развит сине-зеленый амфибол (барруазит), клиноцоизит, иногда мусковит и хлорит, из второстепенных минералов отме­чаются рутил и титанит. Бластопорфиры альбита имеют удлинен­но-таблит­чатую форму, определяют реликтовую бластопсаммитовую структуру пород. Порфиро­блас­ты граната от 0,5 до 3 мм в поперечнике составляют от 8 до 15 % от объема породы. Захваченные внутри них мелкие зерна кварца, аль­бита, клиноцоизита, реже амфибола формируют изогнутые цепочки, харак­тер­ные для синтекто­нического роста минерала. Для пальникшорского раз­реза характерны пачки мощностью 0,8–1,5 м с чередованием мезократо­вых и лейкократовых гра­нат-эпи­дот-альбит-кварцевых амфиболитов; в зависимости от содержания кварца, альбита и темноцветных минералов.

Породы пальникшорской свиты иногда мигматизированы. Плагиомигма­титы формируют линзы (наиболее мощные – до 25 м длиной и 7 м шириной и мелкие тела – 0,5 м длиной и 0,1 м шириной), а также жилки и прослои, конкордантные вмещающим зеленым сланцам и амфиболитам. Порода пол­но­кристаллическая среднезернистая, кварц и плагиоклаз составляют 90 % объе­ма породы, клиноцоизит и псевдоморфно-замещенный биотит – 10 %. Струк­тура пород катакластическая цементная или порфиробластовая с лепи­до­гра­но­бластовой основной массой. Порфиробласты альбита и кварца (до 2 мм в попе­речнике) расположены в кварц-альбитовой основной массе (зерна 0,3–0,7 мм). Удлиненные призмы клиноцоизита (0,22–0,05 мм) локали­зуют­ся согласно общей гнейсовидности породы. В интерстициях кварца и альбита развиты чешуйки слюды – мусковит-хлоритовые полосчатые псевдо­мор­фозы по биотиту. Для слюды и полевого шпата характерны структуры типа кинк-бэнд – следы механической деформации. Лейкосома плагиомиг­ма­титов характеризуется содержаниями SiO2 74–76 мас. %.

Некоторые элементы строения метаморфизованных образований толщи и участками сохранившиеся реликтовые осадочные структуры позволяют сде­лать вывод о вулканогенно-обломочном генезисе субстрата пальникшор­ской толщи. Субстрат являлся бимодальной вулканогенной ассоциацией базаль­тои­дов и дацитов, чередующихся с их туфами, а также полимиктовыми пес­чаниками и алевролитами. По химическому составу метаморфиты основного состава соответствуют базальтам, трахибазальтам и андезибазальтам (кон­цен­трация SiO2 варьирует от 48,92 до 55,14 мас. %). Породы низкокалиевые, умеренноглиноземистые (al´ = 0,64–0,81), по содержанию титана выделяются весьма низкотитанистые (0,62–0,72 мас. % TiO2) и низкотитанистые разно­вид­ности (1,10–1,73 мас. % TiO2). Метаморфиты кислого состава (гра­нат- эпи­дот-альбит-кварцевые амфиболиты) по соотношению петрогенных компо­нентов на диаграмме Неелова реконструируются как дациты и поли­миктовые алевролиты. Породы низкокалиевые и низкотитанистые (0,49–0,83 мас. % TiO2), высокоглиноземистые (al´ = 1,6–1,92). Плагиомигматиты (пла­гио­гра­ни­ты) по составу являются крайне низкотитанистыми (0,26–0,42 мас. % TiO2) и весьма высокоглиноземистыми (al´ = 4,14–5,11) разновидностями.

Все породы свиты являются низкостронциевыми (Sr – от 72 до 161 г/т), что в несколько раз ниже, чем в апогаббровых амфиболитах массива Хор­дъюс. На диаграммах Харкера точки составов пород пальникшорской толщи не обра­зуют единого тренда, основные разновидности различаются по содер­жа­нию таких породообразующих элементов как Mg и Al, а кислые обо­собля­ются по уровню железистости. Поэтому вулканиты, по которым бы­ли сфор­ми­рованы метаморфические породы пальникшорской свиты, сле­дует объе­ди­нять в би­мо­дальную ассоциацию, а не серию, как было в пре­дыдущих ра­ботах.

Минералы, слагающие породы свиты, имеют следующие особенности со­става.

Ранний метаморфический парагенезис представлен ассоциацией клино­цоизит + амфибол (барруазит) + альбит + кварц + рутил (а также нало­женные актинолит + хлорит).

Амфибол первичный однообразен во всех безгранатовых амфиболовых кристаллосланцах. По составу это барруазит с варьирующей концентрацией натрия (Na2O – 2,83–3,09 мас. %), алюминия (Al2O3 – 11,08–13,49 мас. %) и повышенной магнезиальностью (XMg = 79–82), его каемки изменяют состав до магнезиогорнблендита, в котором содержание алюминия меняется от 9,11 до 13,82 мас. % Al2O3, а магнезиальность – от 71 до 74.

Клиноцоизит присутствует во всех разновидностях пород. Образует ско­пле­ния мелких зерен, равномерно распределенные в основной массе. В отра­женных электронах по изменению тона хорошо просматривается кай­ма, что обусловлено изменением состава. Клиноцоизит содержит некоторое коли­че­ство эпидотового минала, количество которого обычно варьирует (16–22 %) и лишь на краях заметно уменьшается (до 12–18 %). Содержание эпидотового минала контролируется концентрацией трехвалентного железа, которое отра­жает температурные условия – при понижении температуры содержание Fe3+ возрастает [44]. Следовательно, мы можем предполагать, что тонкие каймы в клиноцоизите фиксируют еще прогрессивную стадию прео­бра­зования амфи­бо­литов.

Поздний метаморфический парагенезис выражен ассоциацией гранат + амфибол (барруазит и ферробарруазит) + клиноцоизит + альбит + кварц + наложенный хлорит.

Гранат формирует по всей массе породы мелкие изометричные кристал­лы размером до 0,5–3 мм, преобладают зерна 1–1,5 мм в попереч­нике. Инди­виды имеют шестиугольные и близкие к ним сечения. Гранаты со­дер­жат про­то­генетические пойкилобластовые включения кварца, альбита, клино­цоизита, амфибола, рутила. В некоторых шлифах прослеживается си­гмо­идальное расположение включений, заполняющих обычно практически весь объем внутри зерен, лишь тонкая кайма является мономинеральной. Гра­нат в различных по составу породах толщи обнаруживает вариации со­става. В основных породах (гранатовых амфиболитах) он сложен гроссу­ляр-спес­сар­тин-альмандином (Alm35–38Sps29–30Grs20–24) с каймой спессар­тин-грос­су­ляр-аль­мандина (Alm56–60Grs21–25Sps8–10), наблюдается отчет­ли­вое обогаще­ние минерала магнием и железом от центра к краю и резкое обеднение мар­ган­цевым компонентом по краям зерен. Гранат-эпидот-ам­фи­бол-аль­бит-квар­цевые кристаллосланцы содержат гроссуляр-спес­сар­тин-аль­мандиновый гра­нат (Alm31Sps31Grs27) с гроссуляр-альмандиновой каймой (Alm69Grs24Sps1), для наиболее кислых разностей кристаллосланцев харак­терен наименее марганцевый спессартин-гроссуляр-альмандиновый гранат (Alm45–52Grs25–26 Sps14–19) с тонкой до 0,1 мм каймой гроссу­ляр-альман­дина (Alm66Grs24–25 Sps1–2). В целом для большинства проанализиро­ван­ных зерен характерно постепенное уменьшение концентрации марганца от центра к краю зерен и резкое уменьшение на самом краю. Известно, что в гранате с увеличением температуры и давления от центра к краю кристалла уменьшается содер­жание Mn и возрастает Mg, такую зональность интерпретируют как прогрес­сивную. Следовательно, в основном, гранаты из метаморфитов пальникшор­ской толщи показывают прогрессивную зональность.

Амфибол позднего парагенезиса отличается от раннего более натриевым составом – центральные части сложены барруазитом (Na2O – 3,17–4,09 масс. %), алюминия (Al2O3 – 13,06–14,37 масс. %) и пониженной магнезиальностью (XMg = 52–65), его каемки изменяют состав до паргасита и ферропаргасита, в котором содержание алюминия меняется от 13,27 до 14,31 масс. % Al2O3, а магнезиальность уменьшается (XMg = 43–55).

Метаморфические преобразования вулканогенно-обломочной толщи про­ис­хо­дили в несколько этапов. Первый (ранний) этап связан с регио­наль­ными надвиговыми деформациями во время главного периода формирования структуры Урала, вследствие которых в толще образовалась син­метамор­фи­че­ская полосчатость, фиксируемая по линейной ориентировке амфибола, кли­но­цоизита, кварца и альбита и сохранившаяся затем при последующих пре­образованиях, что согласуется с результатами термо­баро­метрии. Для кли­но­цоизит-хлорит-амфибол-кварцевых кристалло­слан­цев и клиноцоизитовых амфиболитов пределы по давлению и тем­пе­ра­туре, определенные по составу барруазита, варьируют от 7,2 кбар и 512 °С в зоне, граничащей с ГУН до 4,4 кбар и 512°С на удалении от ГУН.

Второй этап преобразований, во время которого происходило фор­миро­вание граната и частичная перекристаллизация раннего амфибола, связан, на наш взгляд, с проявлением сдвиговых деформаций в ранее заложенной текто­ниче­ской структуре. На это указывает сигмоидальный рисунок пойкили­то­вых протогенетических включений в гранате. Форми­ро­вание позднего мета­морфического парагенезиса, как показывают термо­ба­рометрические расчеты, осуществлялось при повышенном давлении (7,1–9,1 кбар), но более низкой температуре (413–504 °С).

Геохимические характеристики горных пород также имеют определенную специфику. Несмотря на очевидное петрографическое разнообразие метамор­фи­ческих пород, определенной корреляции геохимических параметров с петрографией и химией их не наблюдается. Однотипные горные породы характеризуются разным уровнем концентраций лантаноидов на фоне одно­типного и в целом близкого к нормальным базальтам средин­но-океани­ческих хребтов (СОХ) распределения. Те же особенности демонстрирует и спай­дер-диаграмма, причем отчетливая отрицательная аномалия Ta и особенно Nb и общая истощенность относительно базальтов СОХ свидетель­ствует об их надсубдукционной природе. Два образца (8703 – гранат-муско­вит-актино­лит-хлоритовый кристаллический сланец и 8704а – гранатовый амфиболит) демонстрируют бонинитовые параметры: 9,48 масс. % Mg2O при 52,50 масс. % SiO2 и 8,30 масс. % Mg2O при 55,14 масс. % SiO2. Таким образом, пальникшорская толща может отвечать первому (по вероятному наличию терригенного материала) и второму слоям океанической коры заду­гового бассейна, перемешанных в ходе интенсивных тектонических процес­сов в аккреционной призме.

Контакты пальникшорской толщи с подстилающими образованиями мо­люд­шорской и грубешорской свит сильно тектонизированы, в связи с чем оценить ее полную мощность можно только приблизительно, так, по руч. Паль­никшор она превышает 1500 м.

Возраст толщи условно принимается позднерифейским по аналогии со сходными по положению в структуре, степени метаморфизма и отчасти со­ставу породами ивтысьшорской свиты. Однако вероятно, что это не толща, как стратиграфическое подразделение, а динамометаморфический комплекс с проблемным возрастом первичного субстрата.

При изотопном датировании по единичным цирконам (U/Pb, SHRIMP II, ВСЕГЕИ), выделенным из плагиомигматитов, развитых у западного контакта блока, получены возраста 1600 ± 19 и 2700 ± 15 млн лет, вероятно, ука­зы­ваю­щие на их первично-кластогенный генезис. Для плагиомигматитов, развитых близ контакта с массивом Хордъюс, получен возраст 425 ± 4 млн лет. По-ви­ди­мому, их следует относить к погурейскому комплексу.

Верхнерифейская эратема–вендская система

Молюдвожская свита (RF3–Vml) выделена К. Г. Войновским-Кри­гером [8] как подразделение ордовикского возраста. На территории листа Q-41-XVI свита обнажается в виде небольшой тектонической пластины северо-вос­точ­ного простирания. На водоразделе рек Пага и Пальник-Ю выходы свиты наблюдаются в виде клипповых останцев. Пластина располагается в пре­де­лах Восточно-Лемвинского пакета покровов. Свита сложена преиму­щест­венно вул­канитами: красноцветными миндалекамен­ными базальтами, пере­слаи­ваю­щимися с зеленовато-серыми афировыми разностями и долеритами. Преобла­дание красноцветных разностей отмечается в районе высоты 326,9 м на водоразделе рек Пага и Пальник-Ю.

Химический состав вулканитов молюдвожской свиты носит бимодальный базальт-дацитовый характер (табл. 1). Геохимия горных пород существенно отличается от соответствующих параметров прочих магматических пород ре­гиона и наиболее приближается к базальтам СОХ (рис. 2). Несколько по­вы­шенные содержания легких редких земель (РЗЭ) и крупноионных эле­ментов (КИРЭ) может быть связано с наложенными метаморфическими процессами. Содержания Nb и Ta в породах практически точно отвечают базальтам СОХ. Эти показатели свидетельствуют о возможном океаническом происхождении данной свиты, однако вопрос нуждается в дальнейшем, более детальном изучении.

 

Таблица 1

Химический состав горных пород молюдвожской свиты (вес. %)

Номер обр.

SiO2

TiO2

Al2O3

Fe2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

P2O5

ппп

Сумма

9010/3

42,80

1,20

14,10

4,30

4,65

0,19

7,91

13,1

3,20

0,22

0,16

7,60

100

9011/1

47,60

1,19

17,60

2,71

6,59

0,17

8,76

4,96

3,46

1,63

0,14

4,40

100

9013/1

60,30

1,04

14,40

2,53

5,51

0,15

2,61

4,08

4,53

0,85

0,40

3,09

100

9014/1

65,10

0,64

13,30

1,34

4,44

0,12

1,90

5,54

2,81

1,24

0,12

3,00

100

 

 

 

 

Рис. 2. Геохимические параметры горных пород молюдвожской свиты.

а) распределение РЗЭ (нормировано по хондриту [90]), б) спайдер-диаграмма (нормировано по N-MORB) [105] (9010/3, 9011/1 – базальты, 9013/1, 9014/1 – дациты).

 

Позднерифейско-вендский возраст обосновывается сборами микрофито­ли­тов позднего рифея на прилегающем с запада листе Q-41-XV [128]. Мощ­ность – более 1000 м.

 

 

ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРАТЕМА

Для палеозойского времени в пределах изучаемой территории выделяются Зилаиро-Лемвинская и Войкарская структурно-формационные зоны, разде­лен­ные Главным Уральским надвигом (ГУН).

Отложения Зилаиро-Лемвинской СФЗ представлены осадками глубокого шельфа, континентального склона и подножия [58]. Отложения Войкарской СФЗ представляют собой островодужные образования палеоокеанической об­ласти.

Описание стратиграфии ведется в соответствии с Легендой [140] по зо­нальному принципу.

ЗИЛАИРО-ЛЕМВИНСКАЯ СФЗ

В современной структуре и в пределах листа Q-41-XVI данная зона от­вечает Лемвинскому аллохтону. Западная ее граница с образованиями Бель­ско-Елецкой СФЗ проходит по линиям крупных надвигов за пределами рассматриваемой территории. Восточная граница – по линии ГУН. Внутрен­нее строение зоны крайне сложное ввиду широкого развития покров­но-над­виговых дислокаций. Однако по особенностям строения выделяется ряд фа­циаль­ных типов разреза, характеризующих в прошлом различные участки бассейна седиментации, которые можно рассматривать в ранге фациальных подзон. В границах листа выделяются Западно-Лемвинская, Восточ­но-Лем­вин­ская и Лагортинская подзоны.

ЗАПАДНО-ЛЕМВИНСКАЯ ПОДЗОНА

Отложения этой подзоны распространены лишь в крайней севе­ро-за­падной части листа Q-41-XVI и относятся к Няньворгин­ско-Пальникскому району. По условиям образования осадки Западно-Лемвинской подзоны яв­ляю­тся относи­тельно глубоководными либо занимают промежуточное поло­же­ние между глубоководными и шельфовыми образованиями.

Ордовикская система

Пагатинская и кибатинская свиты нерасчлененные (O1pt–kb) впер­вые выделены К. П. Евсеевым в 1958 г. на р. Пага ниже устья р. Покойница-Шор.

На рассматриваемой территории к нерасчлененным образованиям паг­а­тинской и кибатинской свит нами вслед за П. М. Кучериной и Н. Б. Ку­зне­цовым [135] отнесена толща зеленовато-серых полимиктовых песчаников с глауконитом, известковистых сланцев и петельчатых известняков, слагающая узкий тектонический клин протяженностью 6 км по руч. Молюдшор и р. Пага вблизи западной рамки листа Q-41-XVI. Наиболее представительный разрез свит обнажается в береговых обрывах руч. Молюд-Шор.

 

1. Песчаники зеленовато-серые среднезернистые полимиктовые с глауконитом (2 м);

2. Известняки органогенно-детритовые крупнозернистые темно-серого цвета (4 м) с конодонтами нижнего ордовика, по-видимому, тремадока: Acodus tetrahedron Lind.;

3. Песчаники, аналогичные слою 1, местами с мелким раковинным детритом (10 м);

4. Пачка переслаивания известковых алевро-сланцев зеленовато-серых с линзами и желваками известняков, глинистых тонкослоистых известняков с «петельчатой» текстурой и комковатых известняков (80 м), в которой на пяти уровнях собраны аренигские конодонты: Acodus deltatus Lind., Acontiodus latus Pand., Amorphognathus sp., Distacodus stela Lind., D. cf. peracutus Lind., Drepanodus longibasis Lind., D. proteus Pand., D. suberectus (Br. et Mehl), Oistodus paralellus Pand., O. inaequalis Pand., Onetodus variabilis Lind., Scandodus pipa Lind.

 

Видимая мощность в разрезе 95 м. Нижний и верхний контакты текто­нические.

Судя по нахождению тектонического клина в составе Восточно-Лемвин­ского пакета покровов и его положению в разрезе внутри погурейской свиты, данная толща скорее всего входит в состав разреза последней.

Силурийская система, нижний отдел–
девонская система, нижний отдел

Харотская свита (S1–D1hr) выделена К. Г. Войновским-Кригером [122] с названием по р. Харота, притоку р. Бол. Елец и является самой характерной свитой лемвинского комплекса, хорошо изучена и описана в литературе [122, 9, 121, 58, 30, 170, 81, 171, 83, 135] и др. Стратотип свиты сборный. Опорные разрезы отдельных частей свиты находятся на реках Лемва, Харута, Харота. Характеризуется тремя типами разрезов: западным, центральным и восточ­ным, обусловленными первичной латеральной зональностью Лемвинской зоны. В пределах территории листа развит центральный тип разрезов.

Отложения харотской свиты имеют незначительное распространение в узких тектонических клиньях в составе Западного покрова в северо-западной части листа по рекам Грубе-Ю, Пальник-Ю, Мал. Хойла-Ю, Бол. Хойла (район оз. Хойла-Ты), где вскрыты разные по мощности фрагменты разреза свиты. Стратиграфические контакты с подстилающими и перекрывающими отложениями не установлены. Тектонические харотские отложения контакти­руют с отложениями пагинской, няньворгинской, яйюской и кечьпельской свит.

Свита повсеместно имеет двучленное строение. Ее нижняя часть пред­став­лена переслаиванием черных и темно-серых углисто-кремнистых слан­цев, фтанитов с редкими линзами и конкрециями кремнистых известня­ков и имеет силурийский возраст. Верхняя (нижнедевонская) часть также пред­ставлена углисто-глинистыми и углисто-кремнистыми сланцами с просло­ями зеле­но­вато-серых глинисто-кремнистых сланцев, с линзами и прослоями гли­нистых известняков и пачкой характерных «петельчатых» глинистых извест­няков в кровле. Углисто-кремнистые сланцы харотской свиты характеризуются высо­ким содержанием P2O5, фтора, ртути и ванадия. Общая суммарная мощность харотской свиты в сводном разрезе – 600–650 м.

Наиболее представительный по протяженности и обнаженности разрез ха­ротской свиты наблюдается в правом борту долины р. Грубе-Ю, в 3 км ниже устья руч. Грубешор [135].

П. М. Кучериной и М. М. Гаптулкадыровым в породах свиты в районе р. Мал. Хойла-Ю собраны и определены: конодонты – Spathognathodus incli­natus inclinatus (Rhodes), S. cf. Inclinatus posthamatus Wall., S. aff. sagitta Wall., Plectospathodus sp. – лудлов; Icriodus sigmoidalis Carls et Dandl, Pandorinellina steinhornensis steinhornensis (Ziegl.), P. steinhornensis miae (Bult.), Ozarkodina sp. – эмс; наутилоидеи – Kopanicoceras cf. innotatum (Barr.), Michelinoceras sp. – поздний силур–ранний девон, лохков; тентакулиты – Alaina dentata Klish., A. schischkatica Klish., Digitella(?) sp., Styliolina fissurella Hall., Turke­sta­nella ex gr. acuaria Rieht., T. ex gr. ilathrata Klish., T. cf. porschuja Kov. – прагиен [135].

В левом борту р. Бол. Хойла, ниже оз. Хойла-Ты собраны конодонты пржи­долия–начала лохкова (Pandorinellina cf. steinhornensis eosteinhornensis (Ziegl.) и тентакулиты прагиена (Turkestanella cf. acuaria Rieht., T. exdr. clathrata Klish., Styliolina sp.).

Таким образом, фаунистически доказанный возраст харотской свиты в рассматриваемом районе ограничивается лудловско-эмсским интервалом.

Нижний возрастной предел свиты определяется находкой раннелландо­верий­ских граптолитов на юге Лемвинской зоны [81, 171]. В разрезах свиты по рекам Пага, Харота, Лемва и др. на основании детальных сборов грапто­литов установлены все ярусы (а для лландовери – и подъярусы) силура, при­чем расчленение силура по граптолитам произведено на зональном уровне. Верх­няя граница харотской свиты проводится по кровле петельчатых известняков, в верхней части которой собраны конодонты нижнего эмса (в том числе, Polygnathus dehiscens – вид-индекс самой нижней конодонтовой зоны эмса).

Девонская система, нижний и средний отделы

Пагинская свита (D1–2pg) выделена К. Г. Войновским-Кригером в 1945 г. с названием по р. Пага на западном склоне Полярного Урала [10]. Валидного стратотипа свиты нет. Опорные разрезы пагинской свиты расположены за пределами площади листа Q-41-XVI по рекам Пага, Бол. Хойла. Хорошо изучена по скважинам в районе Хойлинского баритового месторождения [144, 127].

Характерной особенностью разреза пагинской свиты является наличие бурых, серых и черных кварцевых (иногда кварцитовидных) толстоплитчатых или массивных песчаников с прослоями зеленовато-серых алевролитов и темно-серых алевро-аргиллитов. Пачки грубообломочных терригенных пород разделены пачками переслаивающихся алевролитов и аргиллитов. Породы пагинской свиты на рассматриваемой площади распространены в ее севе­ро-западной части, на двух небольших участках: в междуречье Пага–Паль­ник-Ю у западной рамки листа Q-41-XVI и в районе горы Хойла-Пэ и оз. Хойла-Ты у северного ограничения территории. Обнаженность пород свиты плохая. Поля ее развития картируются по элювиальным развалам, осыпям и отдельным обнажениям, в которых наблюдаются фрагменты раз­реза свиты.

Для пагинской свиты характерны преимущественно мелкозернистые, редко среднезернистые песчаники; грубозернистые разности (до гравелитов) отме­чаются только в основании свиты. Иногда в песчаниках наблюдается нечеткая градационная слоистость. Обломочный материал представлен хоро­шо­ока­танными зернами кварца (до 85 %). В подчиненном количестве при­сутствует плагиоклаз (до 5 %) и обломки терригенных пород. Цемент ба­заль­ный, реже поровый, обычно кремнистый, глинисто-кремнистый или глини­сто-извест­ко­вистый. Пагинские песчаники часто содержат раститель­ный детрит. В черных разностях листоватых аргиллитов и алевролитов пагинской свиты отмечаются пылевидные частицы углистого вещества.

Отложения пагинской свиты характеризуются наличием стратиформного баритового оруденения промышленных параметров, локализованного в верх­них ее горизонтах [144]. На территории листа находится Малохойлинское бари­товое месторождение, непосредственно за северной рамкой – Хойлин­ское.

Девонский возраст пагинской свиты на рассматриваемой территории под­тверждается находками конодонтов плохой сохранности, собранными в трех пунктах; в двух из них (на склоне горы Хойла-Пэ) определены: Belodella exgr. devonica Stauff., Spathodnathodus sp., Ozarkodina sp. – среднего дево­на–фра­на, а в третьем (левобережье р. Лев. Юньяха, у северной рамки) – Spathognathodus sp. силурийско-девонского облика.

Более детально возраст свиты обоснован сборами конодонтов по р. Бол. Хойла и Хойлинском баритовом месторождении за северной рамкой листа [144, 127].

Пагинская свита без перерыва залегает на «петельчатых» известняках харотской свиты с фауной нижнего девона. Верхняя граница свиты непосред­ственно в обнажениях не вскрыта. Существуют представления, что верхняя граница пагинской свиты «скользит» в пределах франского яруса. Это мнение основывается на том, что на сопредельных территориях, в одних случаях, в подошве перекрывающих пород няньворгинской свиты найдены конодонты зоны Ancyrodella rotundiloba (поздний живет), в других – Palmatolepis gigas (верхний фран). Однако в последнем случае скорее всего соотношения текто­нические, так как верхняя пачка кварцевых песчаников в кровле пагин­ской свиты уверенно коррелируется с пашийской свитой позднего жи­вета и представляет собой подсклоновый уровень лавинной седиментации послед­ней [82]. Признаков терригенных отложений на шельфе выше паший­ской свиты не установлено, кроме того, начиная с кыновского времени, там формируется депрессионная впадина. Поэтому возраст свиты принимается согласно [139] в интервале раннего эмса–позднего живета.

Мощность свиты крайне неравномерна и колеблется от 200 м на р. Паль­ник-Ю до 800 м и более на Хойлинском баритовом месторождении.

 

Девонская система, верхний отдел–каменноугольная система

Няньворгинская cвита (D2–C1nv)впервые была описана К. Г. Вой­нов­ским-Кри­гером в 1961 г. на р. Нянь-Ворга-Вож. Имеет существенно кремни­стый состав, сложена черными и пестроцветными яшмовидными кремнями (серыми, темно-серыми до черных, зеленовато-серыми, серовато-зелеными, кирпично-красными), радиоляриевыми фтанитоидами, кремнистыми и глини­сты­ми сланцами с подчиненными прослоями известняков, количество и мощ­ность которых уменьшается от западных разрезов свиты к восточным. В пре­делах Западно-Лемвинской подзоны распространен известняко­во-кремни­стый тип разреза; маломощные прослои темно-серых пелитоморфных, иногда детри­товые известняки содержат характерные «пояски» черных кремней.

Няньворгинская свита почти не образует непрерывных разрезов, а обна­жается в виде фрагментов среди пород других свит. Залегает на пагинской свите, но контакты чаще всего тектонические. В пределах рассматриваемой территории породы няньворгинской свиты локализованы на тех же участках, что и пагинская свита. Нормальные стратиграфические соотношения с ниже- и вышележащими отложениями отсутствуют.

К западу от рамки листа на р. Пальник-Ю наблюдается в ненарушенном фрагменте стратиграфический контакт с перекрывающими отложениями яйю­ской свиты. Здесь углисто-кремнистые сланцы с кремнями и известняками няньворгинской свиты согласно сменяются переслаиванием полимиктовых известковистых песчаников и алевросланцев – типичным парагенезисом яйюской свиты.

Для пород няньворгинской свиты характерны повышенные концентрации марганца и бария.

Возраст няньворгинской свиты определяется находками конодонтов. На горе Хойла-Пэ определены: Palmatolepis gigas Mill.et Mill. – поздний фран, зона gigas. Кроме того, в районе горы Хойла-Пэ и по левобережью р. Мал. Хойла-Ю в ряде точек найдены фаменские конодонты – от самых низов (зона triangularis) до верхов фамена. Общий список конодонтов включает в себя Palmatolepis distorta Br.et Mehl, P. glabra glabra Ulr.et Bassl., P. g. lepta Zieg. et Huddle, P. g. prima Zieg.et Huddle, P. gracilis Br.et Mehl, P. g. sigmoidalis Zieg., P. minuta loba Helms, P. m. minuta Br. et Mehl, P. m. wolskae Szul., P. cf. perlobata helmsi Zieg., P. quadrantino­dosalobata Sann., P. regularis Cooper, P. rhomboidea Sann., P. sub­perlobata Br. et Mehl, P. triangularis Sann. и др. Фаменские конодонты найдены также в обнажениях пород свиты по рекам Грубе-Ю и Пальник-Ю. Характерная для свиты кирпично-красная «яшмоид­ная» пачка содержит конодонты зоны «marginifera».

Таким образом, возраст имеющихся на рассматриваемой территории фрагментов разреза няньворгинской свиты охватывает интервал от позднего франа по фамен включительно. В целом в Лемвинской зоне по конодонтам, составляющим комплексы зон от «A. rotundiloba» до «S. anchoralis», возраст свиты уверенно обосновывается в пределах от позднего девона (саргаевский горизонт) до кровли турнейского яруса (косьвинский горизонт) [58, 121, 127, 83]. Также вероятно присутвие в основании разреза образований кыновского горизонта. Наиболее вероятно вхождение и всего нижнего визе в состав няньворгинской свиты, так как вышезалегающие фаунистически охарактери­зо­ванные осадки воргашорской и яйюской свит обычно начинают­ся с верхнего визе.

Возраст свиты принят, согласно Легенде, среднедевонско(кы­новский)-ран­не­каменноугольный (поздний турне).

Вскрытая мощность в пределах листа не превышает 150 м, в смежных районах достигает 250–300 м.

Яйюская свита (C1–3jj)выделена К. Г. Войновским-Кригером [11]. В пре­де­лах рассматриваемой территории протягивается от северной рамки площади на юго-запад на расстояние около 40 км, выклиниваясь у р. Паль­ник-Ю, при максимальной ширине полосы выходов до 4,7 км в районе р. Прав. Лагорта. Кроме того, эти каменноугольные образования локализуют­ся в виде разрозненных клиновидных тектонических блоков (тектонических пластин и чешуй) в поле развития кечьпельской свиты по рекам Грубе-Вож, Грубе-Ю, Юньяха. Полных разрезов свиты не установлено.

Свита сложена флишоидной толщей известковистых полимиктовых пес­ча­ников, алевролитов, граувакк с углисто-глинистыми, углисто-гли­нисто-крем­нистыми сланцами и песчанистыми известняками. Характер переслаивания и содержание каждой из перечисленных пород в разрезе меняется от района к району. По материалам П. М. Кучерины [137] выделяются три фациальные разновидности яйюской свиты.

Грубеюско-войшорская фация представлена известняками, песчанистыми и глинистыми известняками, полимиктовыми, часто известковистыми песча­ни­ками, алевролитами и глинистыми сланцами в неритмичном переслаива­нии. В известняках на р. Грубе-Ю ниже устья руч. Грубе-Вож З. П. Ми­хайлова опре­делила фораминиферы позднего визе Endothyranopsis compressa (Raus. et Reitl.), E. crassa (Brady), Archaediscus krestovnikovi Raus., Omphalotis omphalota Raus. et Reitl., Globoendothyra cf. globulus (Eichw.), Eostaffella ikensis Viss. [31].

Пальникско-няньворгавожская фация представлена полимиктовыми, часто известковистыми песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами во фли­шоидном переслаивании с мелкими прослоями и линзами известняков и гори­зонтом фосфатно-кремнистых конкреций. Т. И. Степанова определила визей­ские фораминиферы Septaglomospiranella cf. grozdilovae Pojark., Arhaedi­scus convexus Grozd. et Leb., A. cf. pauxillus Schlyk., Mediocris sp., Tetrataxis sp. [137].

Усть-грубешорская фация представлена тремя пачками: нижняя – извест­няки в переслаивании с известково-глинистыми сланцами; средняя – доло­миты; верхняя – переслаивание доломитов, известняков и глинистых сланцев. В известняках верхней пачки на руч. Грубешор в 2 км выше устья З. П. Ми­хайлова определила поздневизейские фораминиферы Endothyranopsis crassa (Brady) [31].

На рассматриваемой территории наиболее полно представлена нижнека­мен­ноугольная часть яйюской свиты, но за пределами листа она охаракте­ризована также смешанными комплексами конодонтов и фораминифер ран­не­го, среднего и позднего карбона [31, 127, 67, 171].

Вскрытая мощность свиты не превышает 700–750 м. Общая мощность свиты составляет не менее 1000 м.

Каменноугольная система, верхний отдел–пермская система,
нижний отдел

Кечьпельская свита (C3–P1kp) впервые выделена в 1947 г. К. Г. Вой­нов­ским-Кригером на р. Кечьпель. Распространена в северо-запад­ном углу листа Q-41-XVI, где слагает широкую (до 15 км) полосу, разбитую множеством продольных разломов на тектонические блоки и чешуи. С юго-запада в поле развития свиты вклиниваются блоки более древних толщ в диапазоне от си­лура до карбона. По литологическим и текстурным особенностям обра­зо­вания свиты представляют собой типичный граувакковый флиш. Это до­вольно однообразная толща, состоящая из ритмичного переслаивания поли­миктовых песчаников, алевролитов и глинистых сланцев. Подчиненное зна­че­ние имеют углистые алевролиты и аргиллиты. В основании ритмов залегают слои песчаников (от 0,8 м до нескольких метров), затем зернистость обломочных пород постепенно, но весьма быстро уменьшается до аргиллитовой размер­ности. Граница последующего ритма, как правило, резкая, часто со следами микроразмыва. Изредка (реки Лагорта, Грубе-Ю) среди песчаников нижней части кечьпельской свиты наблюдаются небольшие линзовидные тела и прослои гравелитов мощностью 15–20 см.

Для обломочных пород кечьпельской свиты характерен полимиктовый состав.

Песчаники – от мелкозернистых до среднезернистых представляют собой плотные породы серого или темно-серого цвета с зеленоватым оттенком. Структура псаммитовая, текстура массивная или неясносланцеватая. Класти­ческий материал (75–80 %) представлен разноокатанными зернами плагио­клаза, кварца, амфибола, калишпата, чешуйками биотита и мусковита, облом­ками (15–20 %) кремнистых и глинисто-кремнистых пород, основных – сред­них вулканитов, зеленых сланцев. Обломки кремнекислых эффузивов крайне редки. Цемент базальный или контактово-поровый, пелитизиро­ван­ный. На пло­скостях наслоения часто наблюдаются волноприбойные знаки.

Алевролиты – темно-серые до черных тонкослоистые или листоватые по­роды, образующие взаимные переходы к песчаникам и аргиллитам. Для них характер­но присутствие на плоскостях напластования обильного расти­тель­ного детрита – от графитизированных пылевидных частиц до углефи­циро­ван­ных обрывков размером до 3–5 см. Структура пород алевро­литовая, текстура сланцевидная. Обломочный материал (65–70 %) представлен угловатыми зернами полевого шпата, кварца, пластинками серицита и хлорита, а также акцессорными минералами. Обломки пород редки. Цемент базальный или контактово-поровый, глинистый. В значительной степени он серицитизирован и хлоритизирован. Аргиллиты и глинистые сланцы представляют собой тем­но-се­рые и черные неяснослоистые или сланцеватые породы. Они сложе­ны глинистым пелитовым материалом с примесью пылевидных углефи­циро­ванных растительных частиц и единичных зерен кварца.

Возраст кечьпельской свиты длительное время считался раннепермским. Это обосновывалось находкой в ее типовом разрезе на р. Кечьпель К. Г. Вой­новским-Кригером еще в 1947 г. флористических остатков ранне­перм­ского возраста: Paracalamites sp., Noeggerathiopsis sp., Samaropsis sp., Knorric sp. Позднее из пород свиты в разрезе по р. Колокольня были выявлены и определены спорово-пыльцевые комплексы, характерные для нижней перми Приуралья. В последние годы на прилегающей территории (лист Q-41-IX) в разрезе кечьпельской свиты В. А. Салдиным по р. Бол. Хойла в двух точках были собраны конодонты. В одной из них определены Streptognathodus opple­tus Ellis., S. gracilis Stauf. et Plummer, Idiogna­thodus sp. – поздний карбон; в другой – Neognathodus sp., Streptognathodus cf. elongatus Gunn. – поздний карбон–ранняя пермь [67].

Верхняя возрастная граница кечьпельской свиты определяется условно, так как непосредственно перекрывающих свиту палеозойских отложений не установлено. По мнению В. Н. Пучкова, верхний возрастной предел свиты ограничивается артинским ярусом нижней перми, так как в ее разрезе отсут­ствуют мощные толщи полимиктовых песчаников, характерных для кунгур­ских отложений талатинской свиты [58].

Интенсивная дислоцированность пород кечьпельской свиты не позволяет составить ее полный разрез. Мощность свиты – 800–1000 м.

ВОСТОЧНО-ЛЕМВИНСКАЯ ПОДЗОНА

Отложения этой подзоны распространены преимущественно в юго-за­пад­ной части листа в составе Грубеинского и Приводораздельного покровов и отчасти к востоку от горы Хойла-Пэ в составе Верхне-Харотского покрова и представлены Верхнепогурейским районом.

Основание палеозойского разреза сложено мощной терригенной толщей погу­рейской свиты, которая с размывом и угловым несогласием залегает на верхне­рифейско-вендских образованиях и охватывает часть верхнего кем­брия–нижний ордовик. Вышележащие нижнеордовикские образования рас­чле­няются на грубеинскую, кокпельскую (ранний ордовик), харбейшор­скую (ран­ний–средний ордовик) свиты и черногорскую серию (средний ордо­вик–позд­ний девон).

 

 

Кембрийская система, верхний отдел–ордовикская система,
нижний отдел

Погурейская свита (»3–O1pg)Выделена В. Н. Гессе [19] из первона­чального объема грубеинской свиты К. Г. Войновского-Кригера [8] как ниж­няя, грубозернистая ее часть. Распространена в верховьях рек По­гу­рей, Кок­пела, Харута, Грубе-Ю в серии тектонических чешуй и ядрах сор­ванных ли­нейных антиклиналей. Стратотип свиты находится на территории листа на руч. Погурей-Егарт, притоке р. Погурей (прил. 6).

В целом свита сложена песчаниками и гравелитами с прослоями алевро­литов и пластами и линзами конгломератов в нижней части. Залегает с размы­вом на разновозрастных интрузивных и осадочно-вулканогенных образо­ва­ниях доуралид. Перекрывается согласно грубеинской свитой.

В стратотипическом разрезе погурейской свиты выделяются три пачки.

Нижняя пачка представлена серыми, зеленовато-серыми, красными кон­гло­мера­тами, гравелитами, крупнозернистыми песчаниками; местами при­сут­ствуют прослои (до 1 м) основных и кислых литокластических туфов и вул­кано­миктов. Кластический материал в конгломератах (обломки кварцевых порфиров, фельзитов и их туфов, диабазов, разнообразных терригенных пород, жильного кварца) плохо сортирован (1–30 см), повсеместно хорошо окатан. Матрикс конгломератов представлен полимиктовыми песчаниками и алевропелитами. Грубость обломочного материала уменьшается вверх по разрезу. Базальные горизонты и нижний контакт не вскрыты.

Видимая мощность разреза нижней пачки погурейской свиты – 30–70 м.

Средняя пачка образована светло-серыми массивными или грубо­слоис­ты­ми песчаниками. Преобладают олигомиктовые и кварцевые разности, встре­чаю­тся прослои полимиктовых песчаников. Местами песчаники известковые, содержат линзы бурых глинистых известняков. По левому борту р. Западный Погурей (подножие восточного склона горы Чёрная) из глинистых известня­ков погурейской свиты выделены конодонты Cordylodus proavus Mull., Eoco­no­dontus notchpeakensis (Mill.), Proacontiodus jilinensis (Chen et Gond), Phake­lodus cf. tenuis (Mull), указывающие на позднекем­брийский возраст вмещаю­щих слоев [135]. Мощность пачки – 120–150 м.

Верхняя пачка представлена переслаивающимися мелкозернистыми, пре­иму­щественно серыми кварцевыми песчаниками, кварцевыми алевроли­тами и глинистыми сланцами, также содержащими линзы бурых глинистых извест­няков с остатками брахиопод. В разрезах по ручьям Погурей-Егарт, Погу­рей-Соим и в ряде других мест собраны брахиоподы Apheoptis vicina Wallcot, Tritoechia aff. quebecensis Ulr. et. Coop., T. lermontovae (Lissn.), Alimpella sp. и др., указывающие на тремадокский возраст отложений толщи. Мощность верх­ней пачки – 150–200 м.

В целом с учетом данных по сопредельным районам Лемвинской зоны воз­раст погурейской свиты обосновывается в интервале позднего кем­брия–ран­него ордовика (тремадок) [29].

Суммарная мощность погурейской свиты в бассейне р. Западный Погурей достигает 400–420 м. Общая мощность колеблется от 550 до 900 м.

Грубеинская свита (O1gr)впервые была выделена К. Г. Войнов­ским-Кри­гером в 1940 г. под именем филлитовой свиты [7]; новое название получила в 1956 г. [129]. Прослеживается в серии тектонических чешуй от южной рамки листа (верховья руч. Игядей-Егарт) до верховьев рек Западный и Восточный Погурей и Погурей-Соим, а также в составе Верхнехаротского покрова. В целом представлена толщами пестроцветных филлитизированных алевро­пе­ли­тов, алевролитов и мелкозернистых песчаников, переслаивающих­ся с голу­бо­вато-серыми кремнистыми туффитами, туфо-сланцами и пепловыми туфами.

Филлитизированные алевропелиты и алевролиты обычно слагают подав­ляю­щую часть объема свиты. Это тонкослоистые (вплоть до «ленточных»), интенсивно кливажированные породы фиолетовой, красной, зеленой окраски, образованные гидрослюдой, серицитом, реже хлоритом. Обломочный мате­риал представлен в основном кварцем, реже альбитом. Характерна гемати­ти­за­ция пород. Местами удается наблюдать прямую и маятниковую ритмич­ность (мощность ритмов от 2 до 10 см), хотя чаще (особенно в разрезах, где терригенно-глинистые породы ассоциируют с туффитами) наблюдается тон­кая (контурная) слоистость. Изредка в наиболее восточных разрезах появ­ляются линзы вулканомиктовых песчаников. Здесь же характерно присут­ствие силлов и потоков диабазов. Н. Б. Кузнецовым [135] восточная фациаль­ная разновидность грубеинской свиты выделялась под названием «игядей­ская».

Нижний контакт свиты с породами погурейской или кокпельской свит нечеткий. Нижняя ее граница проводится по появлению в самых верхних частях разрезов этих свит первых прослоев фиолетовых филлитов. Непосред­ственно контакт погурейской и грубеинской свит установлен в бассейне рек Молюд-Шор, Погурей-Соим и верховьях Восточного Погурея, кокпельской и грубеинской свит – в верховьях рек Покойница-Шор и Восточ­ная Кокпела. Мощность горизонта переслаивания варьирует от нес­кольких до 100 м. Верх­ние горизонты грубеинской свиты, как правило, согласно перекрыты поро­дами харбейшорской свиты, обычно тектонически контактируют с поро­дами среднеордовикско-нижнекаменноугольной черно­гор­ской серии и, в от­дель­ных случаях, например, на водоразделе руч. Молюдшор и р. Пага, со­глас­но перекрываются черными сланцами низов молюдшорской свиты.

Породы грубеинской свиты плохо охарактеризованы фаунистически. В пе­реходном горизонте между погурейской и грубеинской свитами собраны три­лобиты верхнего тремадока. Южнее рассматриваемой территории, по р. Ха­рута, имеются находки аренигских граптолитов Phyllograptus elongatus Bulm., Ph. densuis Torns., а по р. Молюд-Вож – нижнеордовикских коно­донтов Oisto­dus parallelus Pander, Oncotodus sp., Drepanodus sp. На этом основании возраст свиты рассматривается как позднетремадок­ско-аре­ниг­ский.

Вследствие однообразной пестроты разреза, отсутствия маркирующих го­ри­зонтов и крайне сложной кливажной складчатости, мощность свиты оп­ре­деляется весьма приблизительно в 400–500 м.

Кокпельская свита (O1kp) выделена К. Г. Войновским-Кригером [8]. Свита рассматривается в качестве фациального аналога части грубеинской свиты на востоке Лемвинской зоны и распространена на территории листа в бассейне верховье рек Кокпела и Пага. Опорный разрез находится на р. Кокпела. Свита сложена метабазальтами и ортосланцами зеленого цвета с подчиненным коли­чеством зеленых алевролитов и серицит-хлорит-квар­це­вых сланцев. В мета­базальтах местами отмечаются реликты подушечных и миндалекаменных тек­стур, а среди подушечных метабазальтов иногда встречаются бордо­во-крас­ные гидротермально-метасоматические яшмоиды – джаспериты. По хими­че­скому составу вулканогенные породы идентичны габбродолеритам орангъю­ганско-лемвинского комплекса [171]. Долгое время отложения свиты отно­сились к верхнему протерозою, однако находки в стратотипическом разрезе на р. Кокпела микрофоссилий ордовикского возраста [128] позволяют считать возраст свиты раннеордовикским. Нижняя граница с погурейской свитой согласная и проводится по подошве первых пластов метабазальтов. Переход к грубеинской свите всюду постепенный, через переслаивание метабазальтов и серо-лиловых алевросланцев. Мощность свиты – 450–700 м.

Харбейшорская свита. Нижнехарбейшорская (нелкинская) подсвита 2hb1). Харбейшорская свита впервые выделена К. Г. Вой­новским-Кригером [8]. В стратотипическом разрезе, расположенном по руч. Харбейшор, свита имеет двучленное строение. Нижняя подсвита сложена ритмично наслоен­ными зеленовато-серыми песчаниками и алевролитами, верхняя – алевро­лита­ми и аргиллитами с пачками кремнистых аргиллитов. В пределах рассматри­ваемой территории к харбейшорской свите отнесена толща зеленовато-серых кварцевых и олигомиктовых песчаников, по набору пород отвечающая нижней подсвите. Это толща прослежена от бассейна рек Восточный Погурей и Восточная Кокпела на юг в район бассейнов рек Игядей-Юган, Нелка-Еган и Чигим-Харута (за пределами территории). В. В. Руженцевым и др. [62] описана в районе под названием нелкинская свита.

Строение нижнехарбейшорской подсвиты в целом однообразно. Она сложена песчаниками, которые формируют массивные пласты мощностью 1–3 м. Местами (истоки р. Игядей-Егарт) она имеет ритмичнослоистое строе­ние и представлена переслаиванием песчаников, алевролитов и аргиллитов.

Рассматриваемые образования не охарактеризованы фаунистически. В стра­то­типической местности харбейшорской свиты возраст пород обосно­ван находками акритарх ордовика. Считается, что верхи разреза ассоциируют с низами харотской свиты, в связи с чем возраст верхней части разреза хар­бейшорской свиты определен как средне-позднеордовикский, нижней части – среднеордовикский. В Верхнехаротском районе верхние части разреза свиты замещаются литокомплексом углисто-кремнистых сланцев, выделяемых обычно как молюдшорская свита, возраст нижней части которой средне­ордовикский [28]. В пределах рассматриваемой территории возраст песча­ни­ков, отнесенных к харбейшорской свите, определяется по их нале­ганию на пестроцветные филлиты верхов разреза раннеордовикской грубеин­ской свиты. Контакт грубеинской свиты и разреза кварцевых и олигомиктовых обло­моч­ных пород, отнесенных к харбейшорской свите, хорошо вскрыт во многих местах: в верховьях р. Восточная Кокпела и к юго-западу от рас­сматриваемой территории (верховья рек Игядей-Юган и Нелка-Юган). Он имеет характер постепенного перехода. Основание харбейшорской свиты представлено пач­кой переслаивания красных филлитов и светло-серых кварцевых алевролитов мощностью 20–30 м. Верхний контакт харбейшор­ской свиты на территории листа Q-41-XVI не вскрыт. Однако в более южных районах (на руч. Грубешор, р. Молонья-Вож) серо-зеленые алевролиты хар­бейшорской свиты стратигра­фически перекрыты углисто-кремнистыми слан­цами низов молюдшорской свиты, что определяет в целом возраст нижнехарбейшорской подсвиты в Верхне­погурейско-Верхнехулгинском районе как среднеордовикский. Кроме того, необходимо отметить, что в райо­не горы Чёрная в серо-зеленых известковистых филлитах, по всей ви­димости, относящихся к харбейшорской свите, П. М. Кучериной (она вклю­чила их в состав грубеинской свиты) близ контакта с черными сланцами были собраны раннеордовикские трилобиты Geragnostus sp., Niobe sp. indet (определения Н. Я. Анци­гина).

Мощность свиты существенно варьирует от места к месту. Максимальных значений (650–700 м) она достигает на водоразделе рек Игядей-Юган и Нел­ка-Юган (на южной границе рассматриваемой территории и непосред­ственно к юго-западу от нее. К северу она выклинивается до первых десятков метров (район горы Чёрная) и, возможно, полностью, так как на водоразделе руч. Молюд­шор и р. Пага на карте, по материалам П. М. Кучериной показано страти­графическое налегание черных сланцев молюдшорской свиты на пестроцветные филлиты грубеинской свиты. Необходимо отметить также, что аналогичная картина налегания черных сланцев низов черногорской серии на пестроцветные филлиты также установлена и севернее – на листе Q-41-XI [28]. Это объясняется тем, что кварцевые и олигомиктовые песчаники харбей­шорской свиты представляют собой, вероятно, проксималь­ные части тур­бидных конусов выноса в пределах континентального склона, на припод­нятых участках между которыми продолжалась фоновая пелитовая седиментация. На шельфе харбейшорская свита коррелируется с зеленоцвет­ными терриген­ными осадками саледской свиты.

Таким образом, нижняя возрастная граница харбейшорской свиты прово­дится в середине аренига и, в связи с отнесением в настоящее время верхнего аренига к среднему ордовику, возраст нижней подсвиты принимается средне­ордовикским.

Ордовикская система, средний отдел–каменноугольная система,
нижний отдел

Черногорская серия (O2–C1čg). В эту толщу в пределах Верхне­погурей­ско-Верхнехулгинского района в Верхнепогурейском районе объединяются все черносланцевые, с прослоями кварцевых песчаников, образования, залегающие на терригенных отложениях нижнего ордовика и фаунистически охарактеризованные в интервале средний ордовик–ранний карбон. Название предложено П. М. Кучериной для легенды Полярноуральской серии листов [139]. Впервые подобные отложения была выделены им в черногорскую толщу в районе горы Чёрная [62]. На территории листа Q-41-XVI выходы толщи известны в стратотипической местности в районе горы Чёрная и дру­гих участках бассейна верхнего течения р. Пага.

В составе серии фактически объединяются образования молюдшорской (О2–3), харотской (S–D1), пагинской (D1–2) и няньворгинской (D3–C1) свит, ко­торые самостоятельно здесь не картируются из-за мелкочешуйчатого строе­ния и внешнего литологического сходства кремнистых частей разреза; разви­ты в виде узких полос в пределах полей развития грубеинской свиты.

Среднеордовикская часть разреза толщи, отвечающая по объему молюд­шорской свите, сложена серыми, темно-серыми до черных углисто-гли­нисты­ми и углисто-глинисто-кремнистыми плитчатыми сланцами с линзами и про­слоями темно-серых кремней и имеет нормальные стратиграфические соотно­шения с подстилающими отложениями. Однако контакты практически всегда тектонизированы. Из прослоев кремней В. А. Аристовым по сборам М. М. Гап­тулкадырова у северного подножия горы Чёрная, близ контакта с филлитами грубеинской свиты определены среднеордовикские конодонты: Drepnoistodus suberectus (Br. et Mehl.), Panderodus gracilis (Br. et Mehl.), что наряду с данными по листу Q-41-XI [28] доказывает наличие черносланцевых отложений – аналогов молюдшорской свиты в районе; их мощность здесь не менее 100 м.

Силурийско-нижнедевонская часть, отвечающая харотской свите, сложена черными углисто-кремнистыми сланцами и черными плитчатыми фтанитами. Наиболее полно они представлены на северном и восточном склонах горы Чёрная и в ручьях, впадающих в р. Западный Погурей. В углисто-кремнистых сланцах В. А. Аристовым по сборам М. М. Гаптулкадырова здесь определены представительные комплексы конодонтов нижнего силура (поздний лландо­вери–венлок): Panderodus unicostatus Br. et Mehl., Pterospathodus pennatus (Wall.), Carniodus cf. carnulus (Wall.), Pseudobelodella silurica Armst., Belodella cf. silurica Barricи др., а также конодонты нижнего девона (лохков): Ozar­kodina remscheidensis cf. repetitor (Carls. et Gandl.), O. remscheidensis remschei­densis (Ziegl.), Pandorinellina cf. optima (Mosk.) и др., это указывает на то, что, с одной стороны, интервал, отвечающий харотской свите, представлен пра­к­ти­чески в полном объеме, а с другой, что свита представлена здесь своим наи­более глубоководным безкарбонатным типом разреза ввиду полного отсут­ствия петельчатых известняков. Мощность отложений свиты в составе черно­гор­ской толщи приблизительно оценивается в 100–150 м.

Нижне-среднедевонская часть разреза сложена отложениями пагинской свиты, представленными пачками черных кварцевых песчаников и темно-се­рых алевролитов, образующих ритмы с уменьшением мощности пластов и гра­нулометрического состава к верхней части ритма. Мощность отдельных базальных пластов песчаников с типичными флишевыми гиероглифами в подош­ве достигает 0,8–1,5 м и до 2,0 м. Мощность отложений пагинской сви­ты в составе толщи достигает максимума (не менее 700 м) на юго-западном склоне горы Чёрная. Вверх по разрезу и вверх по склону горы уменьшается мощность турбидных ритмов (1,5 м), мощность базальных кварцевых пес­ча­ников в ритмах до 0,2–0,5 м, появляются пачки отвечающих условиям фо­новой седиментации салатных алевросланцев мощностью 0,3–0,5 м. По про­сти­ранию мощности ритмов и пластов также уменьшаются, это может свидетельствовать, что в районе горы Чёрная находится проксимальная часть одного из турбидных конусов выноса пагинской свиты. Ранне-средне­девон­ский возраст свиты в районе горы Чёрная уверенно обосновывается сборами ко­нодонтов из прослоев кремнистых сланцев среди кварцитопесчаников в интервале эмса–позднего живета (определения В. А. Аристова по сборам М. М. Га­п­тулкадырова): Poly­gna­thus foliformis Snig., Polygnathus ex gr. lingui­formis Hinde, P. cf. trigo­nicus Bisch. et Ziegl., P. cf. angustipennatus Bisch. et Ziegl, Polygnathus cf. varcus Stauf и др.

Верхнедевонско-нижнекаменноугольная часть разреза, отвечающая нянь­вор­гинской свите, сложена серыми, зеленоватыми и черными полосчатыми фта­нитами, кремнистыми сланцами различной окраски и углисто-кремни­стыми сланцами. Отложения свиты присутствуют в виде небольших фраг­мен­тов с почти повсеместно тектоническими ограничениями среди других свит черногорской толщи, тяготея, как правило, к верхам пагинской свиты (вершина горы Чёрная). В кремнях и кремнистых сланцах на склонах и вер­шине горы Чёрная содержатся конодонты позднедевонского возраста – от франского (доманик-мендым) до позднефаменского (определения В. А. Ари­стова и В. Г. Халымбаджи по сборам М. М. Гаптулкадырова): Ancyrognathus sp.(?), Palmatolepis cf. subrecta Mill. et Joung, P. cf. hassi Mill. et Mull, P. cf. gigas Mill et Joung, Polygnathus cf. normalis Mill et Joung, Palmatolepis triangularis Sann., P. minuta loba Helms, P. delicatula Br. et Mehl, Icriodus alternatus Br. et Mehl, Polygnathus perlexus Thomas и др. Мощность отдельных фрагментов разреза няньворгинской свиты в районе горы Чёрная – первые десятки метров.

Таким образом, на территории листа возраст черногорской толщи уверен­но обоснован в интервале от низов среднего ордовика до позднего фамена. С учетом известного возраста няньворгинской свиты, условно принимается сред­не­ордовикско-раннекаменноугольным.

Общая мощность черногорской толщи в районе, в зависимости от мощ­ности пагинской свиты, составляет не менее 400–1000 м.

ЛАГОРТИНСКАЯ ПОДЗОНА

В современном виде подзона представляет собой систему тектонических пластин, примыкающих с запада к линии Главного Уральского надвига и образованных отложениями, характерным элементом которых являются крем­нисто-вулканогенные образования, относимые в пределах листа к нерасчлен­ным молюдшорской и грубешорской свитам. В. Н. Пучковым данные образо­вания относились к самостоятельной Лагортинской зоне [58], образования которой, по его представлениям, были тектонически перебро­шены с восточ­ного склона Урала.

 

Ордовикская система, средний отдел–девонская система,
верхний отдел

Молюдшорская и грубешорская свиты нерасчлененные2–D3mš-gš) протягиваются узкой полосой в северо-восточном направ­лении вдоль ГУН от южной до северной рамки листа Q-41-XVI, которая состоит из тектонических чешуй, входящих в состав Игядейской пластины и Грубешорского покрова. Это довольно разнообразный комплекс пород, представленный преиму­щест­венно более или менее измененными базальтоидами, переслаиваю­щимися с фтанитами, кремнями, углеродистыми глинисто-крем­нистыми и глинистыми породами, песчаниками; местами существенную роль играют туфы дацитов и риолитов, туфогенно-осадочные породы, туффиты, редко песчанистые извест­няки. Из-за чешуйчатой структуры сопоставление отдельных элементов раз­реза в разобщенных районах весьма затруднено.

Прежде эти образования с возрастными датировками от позднего кембрия до среднего ордовика относились в разных районах к молюдшорской [23], кокпельской, чигимской [161], грубешорской свитам, лагортинской серии [137]. В работах [139, 83] грубешорская свита выделена с возрастной при­вязкой (О2–D3) в связи с фаунистически доказанным присутствием в ее со­ставе отложений девонского возраста. Также считается, что грубешорская сви­та перекрывает молюдшорскую, одновременно замещая ее к востоку ла­те­раль­но, что и послужило основанием для выделения нерасчлененного лито­ком­плек­са в пределах листа.

На территории листа наиболее полно нерасчлененные отложения молюд­шор­ской и грубешорской свит обнажены в бассейне верховьев рек Сред., Лев. и Прав. Лагорта (Лагортинские Холмы). В геоморфологическом отношении это ориентированная в северо-восточном направлении гряда, образованная си­сте­мой падающих к юго-востоку тектонических пластин.

Верхняя из них сложена зеленовато-серыми или бурыми миндалека­мен­ными спилитами, диабазовыми порфиритами, в которых местами сохраняется подушечная отдельность. Среди них обычно присутствуют прослои и линзы катаклазированных фтанитов, черных и серых глинисто-кремнистых пород. Из прослоя фтанитов верхней части разреза выделены конические элементы конодонтов ордовикско-силурийского облика. Видимая мощность разреза пластины достигает 270–300 м.

Структурно ниже залегает пластина, характеризующаяся более пестрым составом и сложным чередованием пород. Разрез здесь перевернут. Сверху вниз обнажаются:

1) рассланцованные спилиты, содержащие силлообразные тела диабазов и габбродиабазов и расслоенные пластами (до 1,5–2 м) глинисто-кремнистых сланцев и фтанитов, прослоями зеленых туфогенных сланцев и пепловых туффитов. В нижней (структурно) части пачки отмечены прослои кислых или смешанных литокластических туфов и тефроидов. В средней части разреза пачки из фтанитов выделены эйфельские конодонты Pardorinellina stein­hornensis (Ziegl.), P. ex gr. optima (Mosk.) Polygnathus cf. inversus Klap. et Johns. и др. Видимая мощность пачки – 200–250 м;

2) филлитизированные вулканомиктовые средне- и грубозернистые песча­ники серого, зеленовато-серого и бурого цвета, переслаивающиеся с ту­фо­алевролитами, светло-серыми пепловыми туфами и кремнистыми туф­фитами. Местами присутствуют линзы риолитовых конглобрекчий, состоящих из угловатых фрагментов (до 10 см) фельзитов и кварцевых порфиров. Здесь же (правый борт русла р. Сред. Лагорта) встречаются линзы песчанистых извест­ня­ков, содержащих остатки давленых криноидей и кораллов силу­рий­ско-де­вон­ского облика. Мощность – 180–200 м;

3) кремни (радиоляриты) серые слоистые, с прослоями черных фтанитов и глинисто-кремнистых сланцев. В породах собраны конодонты эйфеля Poly­gnathus costatus costatus Klap. Мощность – 60–70 м;

4) переслаивание вулканомиктовых песчаников, пестроцветных кремни­с­тых туффитов, туфосланцев, фтанитов, содержащих конодонты Palmatolepis sp. indet. верхнего девона. Контакт с пачкой 3 сорван. Видимая мощность – 110–120 м.

Суммарная мощность приведенного фрагмента разреза – 600–650 м.

Южнее Лагортинских Холмов породы грубешорской свиты обнажаются в бассейне верхнего течения рек Пальник-Шор, Пальник-Ты-Вис и Пага, где они представлены переслаивающимися спилитами, плагиопорфиритами, глинис­то-крем­нистыми породами, фтанитами, пепловыми туфами, туфослан­цами, реже кислыми литическими туфами. Породы интенсивно дислоциро­ваны, рассланцованы; поля их развития осложнены многочисленными про­доль­ными и поперечными разрывами, что не позволяет с достаточной долей уверенности составить относительно полный разрез свиты этого района. Имею­щиеся фау­нистические находки указывают в основном на девонский возраст вме­щаю­щих их образований. По левобережью р. Пальник-Шор из фта­нитов выделены лохковские конодонты Ozarkodina remscheidensis rem­schei­densis (Ziegl.), по левобережью р. Пага – франские конодонты Mesotaxis asym­metricus (Bisch. etZiegl.), Polygnathus cf. webbi Stauf., P. ex gr. decorosus Stauf., Belodella sp.

Фаунистически немые вулканогенно-осадочные породы, развитые в районе руч. Контактный, междуречье Игядей-Егарт–Игядей-Юган (юг рассматривае­мой территории), вслед за предшественниками на основании сходства состава также отнесены к молюдшорской и грубешорской свитам. В отдельных текто­нических блоках вскрыты спилиты, диабазы, перекристаллизованные фтани­ты, высокоуглеродистые глинисто-кремнистые и глинистые сланцы, туфы ос­нов­ного и среднего состава, разнообразные вулканомикты. Породы сильно изме­нены, катаклазированы, прорваны многочисленными телами диабазов и плагиогранитов.

Наиболее распространенные породы – спилиты – образованы лейстами альбита, погруженными в массу из соссюрита, хлорита, лейкоксена, эпидота и аль­бита. Порфировые вкрапленники представлены серицитизированным ан­де­зин-лабрадором и авгитом, часто почти полностью замещенным амфиболом и хлоритом.

По химизму вулканиты нижней части разреза представлены базальтами (содержание SiO2 – 45–48 %) нормальной щелочности (Na2O + K2O = 3–4 %) и умеренной глиноземистости с содержанием двуокиси титана в приделах 1,2–2,1 %. В целом это слабо дифференцированные толеитовые базальты, от­ли­чающиеся от базальтов MORB несколько пониженным содержанием окиси магния.

Базальты и андезибазальты, распространенные в верхах разреза, характе­ри­зуются содержанием SiO2 – 44–54 %; TiO2 в них от 0,5 до 0,9 %.

Принципиальное значение имеет разрез, расположенный севернее – на территории листа Q-41-XI [28]. Здесь, на руч. Голубой (Еджидшор) и Олим­пийский (притоки р. Яйю) наиболее отчетливо виден постепенный переход от фиолетовых филлитов грубеинской свиты аренига к черным гли­нисто-крем­нистым сланцам (30–40 м) основания молюдшорской свиты, в ко­торых опре­де­лены конодонты среднеордовикского (лланвирн) возраста: Dre­panodus pro­teus Lind., D. cf. homocurvatus Lind., Oistodus cf. lanceolatus Pand., Polyplaco­gnathus cf. stella Viira, Pygodus serrus Berg. и др. Выше по разрезу залегает толща спилитов с прослоями глинисто-кремнистых сланцев и фтанитов. При­мерно в 150 м выше нижнего контакта этой части разреза из фта­нитов выделены конодонты Panderodus cf. liratus Now. et Barn., ука­зы­вающие на позднеордовикско-силурийский возраст вмещающих слоев [62].

Аналогичная ситуация нормального залегания низов молюдшорской свиты на грубеинских филлитах по элювиальным развалам закартирована и на тер­ритории листа Q-41-XVI на левобережье р. Пага.

Таким образом, по приведенным выше данным, литологически пестрая вул­ка­ногенно-осадочная толща молюдшорской и грубешорской свит охва­тывает стратиграфический диапазон средний ордовик (лланвирн)–верхний де­вон.

В самом общем виде ее разрез имеет двучленное строение. Нижняя часть имеет существенно кремнистый, кремнисто-базальтовый состав и, по-види­мо­му, среднеордовикско-раннедевонский возраст, а верхняя включает значи­тель­ные объемы средних и более кремнекислых вулканитов и принадлежит, по-ви­димому, к раннему девону–франу.

ВОЙКАРСКАЯ СФЗ

МАЛОУРАЛЬСКАЯ ПОДЗОНА

В Войкарской СФЗ палеозойские стратифицированные отложения, пред­ставленные вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами, присут­ствуют только в Малоуральской подзоне. В пределах Малоуральской под­зо­ны, по условиям обнаженности и особенностям строения разрезов, выде­ляет­ся три района (с севера на юг): Ханмейшорский, Усть-Конгорский, Таньюско- Ты­котловский, которые объединены плутоническими массивами в одно целое – Малоуральский вулканно-плутонический пояс.

Территория картируемого листа Q-41-XVI расположена в Таньюско-Ты­котловском районе, который охватывает хребты Манюку-Му­сюр, Янас-Тэре, Войкарские Высоты и объединяет отложения Малоуральского пояса, разви­тые в бассейнах рек Танью, Кокпела (Восточная), Большая Лагорта, Кевсоим, Войкар, Нелкаюган, Хулга. Непосредственно на планшете это хр. Янас-Тэре между средним течением р. Бол. Лагорта и оз. Варчаты и верховья р. Войкар.

Весь вулканогенно-осадочный комплекс Таньюско-Тыкотловского района подразделяется на войкарскаю, малоуральскую и дзёля-варчатинскую свиты.

Ордовикская система, верхний отдел–силурийская система,
нижний отдел

Войкарская свита (O3–S1?vk) выделена В. В. Маркиным в 1954 г. [13]. Описание свиты и обоснование возраста ее образования приведены в работе Н. П. Лупановой и В. В. Маркина [40]. Свита подразделялась на нижнемусюр­ские, верхнетэренские, войкарские и налиматинские слои, которые разли­ча­лись по составу и районам развития. Собственно войкарские слои В. В. Мар­кина, сложенные в основном «спилитами» с шаровой отдельностью, отвечают войкарской свите в современном понимании. С таким содержанием свита при ГС-50 была закартирована под названием лагортинской [134].

Распространение свиты на территории листа Q-41-XVI установлено в районе Войкарских Высот по обе стороны р. Войкар, ниже слияния рек Кок­пела и Лагорта.

Войкарская свита сложена пиллоу-лавами базальтов, андезибазальтов и ан­де­зитов, массивными миндалекаменными андезибазальтами, гиалокласти­тами. Эти породы имеют весьма специфические геохимические параметры. Спектры РЗЭ по характеру точно отвечают N-МОRB, но более истощены в це­лом. Слабая отрицательная Eu аномалия говорит о наличии дифферен­циа­ции, причем в андезитах она больше, чем андезибазальтах, т. е. андезиты – не конечный продукт эволюции расплава, возможны гранитоидные дериваты с положительной Еu аномалией. Спайдер-диаграмма в точности соответствует надсубдукционным обстановкам задугового спрединга или раннеостро­водуж­ного магматизма (Ta-Nb отрицательная аномалия, КИР-элементы слегка обогащены, а ВЗЭ резко истощены относительно N-МОRB). Химический со­став: преобладают низкотитанистые (<1 % TiO2) андезибазальты, есть ан­де­зиты, базальты относительно редки, что разительно отличает их от ордовик­ско-силурийских пиллоу-лав северных районов, представленных преиму­щест­венно более высокотитанистыми базальтами и андезибазальтами. В целом их можно интерпретировать как продукты ранней подводной островной дуги.

Органические остатки в свите не выявлены, поэтому возраст ее обра­зо­вания дискуссионный. Б. Ф. Костюк предполагал позднесилурийский возраст свиты по аналогии с районами Приполярного Урала. По представ­лениям В. В. Мар­кина [40], возраст войкарской свиты (D1–D21) определялся страти­гра­фическим положением ее между ленточно-полосчатыми алевропелитами таньюской свиты (S2–D1) и известняками с эйфельской (по современным пред­ставлениям, позднеэмской–раннеэйфельской) фауной варча­тинской сви­ты. Воз­раст свиты в Легенде Полярно-Уральских листов определен как позд­ний ордовик–ранний силур. Такая датировка обосно­вывается авторами легенды путем сопоставления «спилитов» войкарской свиты с датированными палеон­тологически «спилитами» усть-конгорской свиты [57]. По данным Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёва [87], ксеногенные обломки спилитов присут­ствуют в околожерловых агглютинатах андезитов малоуральской свиты. С учетом подтвержденного конодонтами нижнесилурийского возраста ниж­ней части залегающей выше малоуральской свиты [159], возраст войкарской свиты не может быть моложе позднего лландовери–венлока.

Границы свиты на листе не обнажены. Северо-западная граница с кварце­выми диоритами предполагается тектонической, на северо-востоке пред­по­ла­гается перекрытие войкарских спилитов вулканогенным флишем малоураль­ской свиты.

Ввиду отсутствия протяженных разрезов оценки мощности свиты в извест­ной мере условны. По Б. Ф. Костюку, мощность лагортинской (аналог вой­кар­ской) свиты – не менее 400 м. Согласно легенде Полярно-Уральских листов, мощность свиты, исходя из ширины выходов – более 1000 м.

Силурийская система–девонская система, средний отдел

Малоуральская свита (S1–D2mu) впервые выделена Н. И. Ли­товченко и В. А. Ро­маненковым по материалам геологосъемочных работ в Таньин­ско-Вар­чатинском районе [141]. Авторы под малоуральской свитой понимали единую осадочно-вулканогенную формацию, распространенную на террито­рии Малого Урала и подразделяли ее на две подсвиты: нижнюю и верхнюю.

Более детальная стратиграфическая схема вулканогенно-осадочных обра­зо­ва­ний Малого Урала разработана В. В. Маркиным [40]. На территории ли­ста Q-41-XVI, по схеме В. В. Маркина, распространены отложения войкар­ской, таньин­ской, варчатинской и дзёля-варчатинской свит. Последние три являют­ся аналогами малоуральской свиты в понимании Н. И. Литовченко.

В Легенде Полярно-Уральской серии листов [139] в районе выделены мало­уральская и варчатинская свиты, при этом последняя включает только рифо­вые известняки и перекрывающую их туфоконгломератовую толщу (от­ве­чает верхней подсвите малоуральской свиты Н. И. Литовченко и дзё­ля-вар­ча­тинской свите В. В. Маркина). Аналогичной точки зрения придерживается и А. П. Прямоносов [159].

Р. Г. Язева и В. В. Бочкарёв отложения, отвечающие по объему мало­ураль­ской свите, разделили на три вулканических комплекса: юртым-соимский ан­де­зи­товый, тэренский андезит-дацитовый и элькошорский базальт-ан­дези­то­вый [87], из которых на территории листа присутствуют первые два.

По современным представлениям, малоуральская свита отражает единый крупный осадочно-вулканогенный цикл развития Малоуральской островной дуги. Все вулканические образования этого цикла (эффузивные, экструзив­но-жер­ловые, субвулканические) объединяются нами в составе малоураль­ского базальт-андезитового вулканического комплекса. Эффузивные фации этого комплекса в соответствии с Петрографическим кодексом выделяются в качестве малоуральской свиты.

В пределах территории листа отложения малоуральской свиты распро­странены вдоль Малого Урала, слагают хр. Янас-Тэре и гряду Варчаты-Му­сюр. Они сложены вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами: лавами и кластолавами андезитов и андезибазальтов, их туфолавами, различ­ными туфами, туффитами, содержащими в верхней части линзы рифо­генных известняков.

По этапности развития в составе малоуральской свиты нами выделяются две подсвиты – нижняя (таньюская) и верхняя (варчатинская). Однако, из-за недостатка данных по площади, на карте малоуральская свита показана нерас­члененной.

Нижнемалоуральская (таньюская) подсвита включает таньинские и нали­ма­тинские слои В. В. Маркина [40] и в основном отвечает объему юр­тым-соим­ского вулканического комплекса Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёва [87]. На листе Q-41-XVI отложения таньюской подсвиты достаточно уверенно распознаются у восточной рамки – от р. Пирцясоим на севере до бассейна руч. Прохладный, где она представлена флишоидной толщей, сложенной зелено­вато-серыми, темно-серыми плотными туфами, туффитами и вулкано­микто­выми алевролитами. Туфы составляют серию взаимопереходов от тонко­зер­нистых алевропелитовых разновидностей до средне- и грубозер­нис­тых. Туфы и туффиты имеют отчетливую слоистость и характе­ризуются «лен­точ­ной» полосчатостью, хотя в целом стратификация толщи грубая и неравномерная. Сложены они остроугольными осколками зерен плагио­кла­зов, обломками разло­женного вулканического стекла и, в меньшем коли­честве, осколками зерен уралитизированного моноклинального пироксена (пре­иму­щественно авги­та). Связующая масса породы немато- и фибро­бластовой структуры пред­став­лена неяснозернистым агрегатом вторичных минералов – уралита, хло­рита, актинолита, кварца и альбита. В некоторых разностях основная масса пере­полнена магнетитом или гематитом, которые обычно присутствуют в виде мел­ких зерен или образуют мелкие скопления и прожилки. В верхней части подсвиты встречаются мраморизованные водорослевые известняки.

По материалам Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёва [87], в центральной части хр. Янас-Тэре (район горы Манюку-Ю) отложения подсвиты имеют иной фа­циальный облик и представлены агломератовыми и бомбовыми туфами и кластолавами андезитов и андезибазальтов, прорванными некками андезитов. Среди кластолав и агглютинатов залегают линзы белых и красноватых обож­женных известняков, которые в виде прерывистых кольцеобразных цепо­чек оконтуривают некки и агглютинаты. По-видимому, здесь в субгоризон­таль­ном залегании располагается палеовулканическая постройка с центром на горе Ма­нику-Ю, от которой околожерловые фации сменяются периклинально поло­го­падающими слоистыми тефроидами с линзами рифогенных извест­няков.

Туфы околожерловых фаций однородны по составу. Обломки и бомбы в них образуют пироксен-плагиоклазовые андезиты фельзитовой и гиало­пили­товой структуры, часто миндалекаменные, с вкрапленниками уралити­зирован­ного клинопироксена, соссюритизированного плагиоклаза и магне­ти­та. Слоис­тые водноотложенные туфы (помимо описанных андезитов) содер­жат облом­ки их спекшихся кристаллотуфов, серицит-кварцевых метасомати­тов и крош­ку известняков [87].

Характерной чертой андезитов является наличие крупных (до 1 см) кри­стал­лов уралитизированной роговой обманки и вкрапленников плагиок­лаза (андезина), что подчеркивает их родство с интрузивными диоритами соб­ского комплекса.

На территории листа органических остатков в таньюской подсвите не встре­чено. Возраст принимается раннесилурийско-раннедевонским по анало­гии с листом Q-41-XVII, где в этом возрастном диапазоне он подтвержден фаунистически (раннесилурийские конодонты и раннедевонские, поздне­силу­рийские брахиоподы) [159] и абсолютными датировками из андезитов (ран­ний девон) [123].

Нижняя граница подсвиты на листе не обнажена. С запада контакт интру­зивный, с кварцевыми диоритами собского комплекса. Мощность тань­юс­кой подсвиты – не менее 1500 м.

Верхнемалоуральская (варчатинская) подсвита впервые выделена В. В. Мар­ки­ным в 1954 г. в ранге варчатинской свиты [13]. В составе под­свиты нами объединены андезиты, андезито-дациты их туфолавы, туфы, туф­фиты, известняки с многочисленной фауной. На территории листа слагает цен­тральную часть хр. Янас-Тэре, где примерно отвечает объему тэренского андезит-дацитового вулканического комплекса Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёва [87]. По их материалам, вулканическая часть разреза подсвиты вдоль подно­жия массива горы Сев. Манюкую сложена сваренными умеренно кислыми пепловыми туфами (игнибритами?) и кристаллотуфами плагиофировых даци­тов, андезито-дацитов и андезитов, выполняющими палеовулканичекую каль­деру. В районе горы Манюку-Ю комплекс представлен околожерловыми бом­бо­выми туфами и угловато-обломочными агглютинатами андезитов, окру­жаю­щими небольшие экструзивно-субвулканические некки андезитов. Далее по периферии они сменяются кристаллокластическими туфами. С палеовулка­ни­ческими постройками ассоциируют линзы рифогенных известняков, часто брекчированных и содержащих пепловый материал, мощностью от 50 до 200 м при протяженности первые сотни метров, редко до 1,5–2 км. Наи­боль­шее число выходов известняков приурочено к ручьям Прохладный и Титов­ский. О. А. Кондиайном [26] они объединялись в составе титовской свиты. Од­нако все линзы известняков на листе находятся внутри вулкано­генного разре­за и не приурочены четко к какому-то одному уровню. Среди известня­ков отмечаются разности двух типов: светло-серые неяснослоистые мрамо­ризованные, местами битуминозные, иногда с красными пятнами, обуслов­ленными гематитизацией и глинистые комковатые, слоистые криноид­ные, обычно пиритизированные. Они располагаются среди агломера­тов, псефи­товых и кристаллокластических туфов и других вулканогенных образо­ваний [118]. В некоторых случаях прорваны субвулканическими дайками андезитов и базальтов.

По результатам химических анализов, известняки содержат (%) в среднем: CaO – от 52,3 до 55,4, MgO – 0,5–1,53, CO2 – 41,8–43, SiO2 – от 0,5 до 2,6, Al2O3 – 0,16–1,24, Fe2O3 – 0,3–1 (в гематитизированных разностях – от 2 до 14). Рентгено-структурным анализом в нерастворимом остатке известняков минералы свободного глинозема не обнаружены [118].

Известняки из обнажений на хр. Янас-Тэре (ручьи Прохладный, Титовский и др.) содержат фауну: табуляты – Favosites (Asteriophyllum) aenigmaticum Porf., F. ex.gr. placenta Rom., F. ostenscus Frech., Thamnopora sp., Pachyfa­vosites sp., Fletcheria sp.; ругозы – Grypophyllum striatum Soshk., брахиоподы – Clorindina aff. eifeliensis Stein., C. pseudolinguifera oschica Nikif., Kransia parallelepipeda (Bronn.), Atrypa gruenewaldtii Tschern., A. granu­lifera Barr., Carinatina aff. plana Kays. Ivdelinia ivdelensis (Khodalevich), Carinatina arimaspa (Eichwald); кораллы – Grypophyllum striatum Soshkina, Neocolumna­ria vagranensis Soshkina, Uncinulus parallepi­pedus Bronn; криноидеи – Cupres­socrinites crassus Goldf., C. abbre­viatus Goldf, брахиоподы: Clorindina aff. eifeliensis Stein., C. pseudolingui­fera oschica Nikif., Kransia parallelepipeda (Bronn.), Atrypa gruenewaldtii Tschern., A. granulifera Barr., Carinatina aff.pla­na Kays., Ivdelinia ivdelensis (Khodalevich), Carinatina arimaspa (Eichwald), кри­ноидеи – Cupressocrinites minor Eltysh., C. abbreviatus Goldf., C. crassus Goldf., Rhodocrinus sp.; строматопораты – Clathrodictyon primordium grandis Javor. [40], которые, по современным представлениям о ярусной страти­гра­фической разбивке девона, определяют возраст варчатинской подсвиты в интервале эмсского–эйфельского ярусов (карпинский–тальтийский гори­зон­ты).

Нижняя граница варчатинской подсвиты там, где в основании залегают известняки, определяется по палеонтологическим данным. В районах, где из­вест­няки отсутствуют, принадлежность эффузивных пород к варчатинской под­свите определяется по соотношениям вулканогенных толщ и отчасти петрохимическим данным (для варчатинской подсвиты характерны более кис­лые и щелочные разности андезитов).

Мощность подсвиты достигает 350 м [118].

Возраст малоуральской свиты в целом определяется в интервале нижнего силура–эйфельского яруса среднего девона.

Описаны постепенные переходы между вулканическими, экструзив­но-жер­ло­выми и субвулканическими фациями малоуральского комплекса [87, 59]. Геохимические данные также однозначно подтверждают единство всей вул­кано-плутонической ассоциации Малоуральской подзоны. На Манюкую­ском профиле в вулканогенных образованиях Н. И. Литовченко [141] про­бу­ре­ны пять скважин до глубин 230,65–268,8 м поперек гряды Малого Урала. Три из них вошли в подстилающие гранитоиды, одна добурена до глубины 183,8 м и только самая восточная (скв. 18) не вышла из вулканитов на забое 264,5 м.

На восточных склонах хр. Янас-Тэре малоуральская свита перекрывается со следами размыва и конгломератами в основании отложениями дзёля-вар­ча­тин­ской свиты.

Общая мощность малоуральской свиты – не менее 2000 м.

 

Девонская система, средний–верхний отделы

Дзёля-варчатинская свита (D2–3dv) впервые выделена В. В. Мар­киным в 1954 г. [13]. К ней были отнесены агломератовые туфы, туфоконгломераты, глинисто-кремнистые туффиты. Выделение свиты имеет принципиальное зна­чение, поскольку базальные слои свиты залегают несогласно на под­сти­лаю­щих образованиях и нивелируют древний вулканический рельеф, а ее конгло­мераты содержат гальку вулканогенных пород малоуральской свиты, извест­няков, а также гранитоидов, амфиболитов, пироксенитов [87].

В Легенде Полярно-Уральской серии листов, так же, как и в большинстве геологосъемочных отчетов, дзёля-варчатинская свита не выделялась [139, 141, 159]. Хотя аналоги свиты во многих из них легко узнаваемы. Н. И. Ли­товченко [141] пестроцветные агломератовые туфы и ксенотуфы с обломками извест­няков относились к верхней подсвите малоуральской свиты. В Легенде [139] эти же отложения рассматривались в качестве верхней части варчатин­ской свиты. А. П. Прямоносовым [159] выделены как верхняя подсвита варча­тин­ской свиты, Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёвым [87] – как варчаты-му­сюр­ский фли­шоидно-вулканогенно-молассовый комплекс, с манюко-мусюрским гори­зон­том базальных конгломератов в основании. В дальнейшем свита была вос­становлена при составлении Госгеолкарты 1 : 1 000 000, лист Q-41 [29].

На территории листа свита закартирована по материалам Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёва [87] в узких тектонически опущенных блоках к западу и во­сто­ку от реконструируемой палеовулканической постройки горы Маню­ку-Ю и сложена преимущественно конгломератами и гравелитами. Конгло­мера­т­ы несогласно залегают на различных фациях вулканитов и субвулкани­ческих диорит-порфирах. В составе обломков отмечаются скопления валунов дио­рит-порфиров, различных вулканитов, пирит-серицит-альбитовых метасо­ма­ти­тов. Распределение обломков хаотичное, преобладают обломки валунно-га­леч­ного состава, погруженные тонкопесчанистый и аргиллитовый цемент. Зале­га­ние слабо наклонное к востоку под углами 10–20°.

Возраст свиты условно принимается средне-позднедевонским на основа­нии находки живетской брахиоподы Stringocephalus burtini Defr. в районе хр. Янас-Тэ­ре [40] и аналогии с тальбейской толщей Щучьинской СФЗ, галак­тио­новской свитой Приполярного Урала.

Мощность свиты в пределах листа, по данным Н. И. Литовченко, – 200–250 м.

 

МЕЗОЗОЙСКАЯ ЭРАТЕМА

На изученной территории по типам и полноте разрезов мезозойские отло­жения принадлежат к двум мегазонам: Предуральской CФМЗ (крайний севе­ро-запад листа Q-41-XVI) и Западносибирской СФМО (юго-восточная часть листа Q-41-XVI), разделенным Уральским горным сооружением, в пре­делах которого мезозойские образования отсутствуют.

Предуральская мегазона представлена восточной частью Косью-Роговской подзоны Полярно-Предуральской СФЗ, в которой развиты только верхне­мело­вые кремнисто-терригенные образования глауконито-опоковой толщи, зале­гаю­щие практически горизонтально.

Западносибирская СФМО представлена частью Северо-Приуральской под­зо­ны Приуральской СФЗ, залегающими слабонаклонно от Урала. На тер­ри­тории листа в ее пределах под покровом четвертичных отложений пред­положительно развиты юрско-меловые отложения (яныманьинская, тольин­ская, маурыньинская, лопсинская, федоровская свиты нерасчлененные и харо­соим­ская и уласынская свиты объединенные). По аналогии с листом Q-41-VII [137] в основании разреза вероятно также присутствие триасовых кор вы­ветривания и отложений ятринской свиты. Ввиду того, что на карте и разрезе они не показаны, в Объяснительной записке они также не описываюся.

 

ЗАПАДНОСИБИРСКАЯ СФМО

ПРИУРАЛЬСКАЯ СФЗ

Юрская система–нижний отдел меловой системы

Яныманьинская, тольинская, маурыньинская, лопсинская, федоровская свиты нерасчлененные (J–K1 jm–fd) выделяются в юго-восточной части листа, предположительно по аналогии с листом Q-41-XVII [123], где они вскрыты скважинами картировочного бурения Х-200 и Х-201 [137].

Яныманьинская свита. На территории листа Q-41-VII, по данным бурения, согласно залегает на триасовых образованиях и сложена косопереслаи­ваю­щимися песками и песчаниками олигомиктовыми, полимиктовыми, лептохло­ритовыми с тонкими прослоями бурых углей и карбонатными конкрециями, а также кварцевыми гравелитами и полимиктовыми конгломератами. В линзах бурого угля (скв. Х-200) отмечаются промышленные содержания Ge (более 0,01 %), Мо (более 0,01 %). Мощность свиты – 93 м.

Тольинская свита залегает с размывом на отложениях яныманьинской свиты. Сложена аргиллитами, песками с прослоями бурых углей мощностью до 0,1 м, известняков, углисто-лептохлоритовых алевритов и гравийно-га­леч­ных отложений. Мощность свиты – от 20 до 28 м.

Маурыньинская свита залегает согласно, сложена преимущественно морскими отложениями, чаще всего представленными плитчатыми серыми, темно-серыми глинами и аргиллитами гидрослюдистого и каолин-гидро­слю­дистого состава с сидеритовыми и известковистыми конкрециями и про­слоями разнозернистых глауконитовых песчаников, алевролитов, косо­слоис­тых песков и гравелитов. Как правило, крупнообломочные разности приуро­чены к нижней половине разреза. Характерно обилие обломков фауны аммонитов и пелеципод, а в нижних горизонтах – наличие скоплений расти­тельного детрита и линзочек бурого угля. Мощность – 47 м.

Лопсинская свита сложена неравномерно переслаивающимися песками и песчаниками лептохлоритовыми и полимиктовыми с карбонатными конкре­циями, прослоями алевритов, линзочками бурых углей, алевролитами лепто­хлоритовыми с большим количеством макро- и микрофауны. Характер­ной чертой пород свиты является насыщенность остатками аммонитов, белем­ни­тов, пелеципод, фораминифер. Мощность – 112–123 м.

Федоровская свита согласно залегает на подстилающих породах лоп­син­ской свиты и сложена песчаниками, гравелитами, конгломератами с глау­конитом и фосфоритами, известняками, известковистыми песчаниками и пес­ками с карбонатными конкрециями. В разрезе свиты преобладают неслоистые пески и песчаники. Конгломераты приурочены к верхним частям разреза свиты. Характерной чертой является присутствие углефицированных остатков флоры и макрофауны. Мощность федоровской свиты – 46 м.

Возраст всех свит, входящих в нерасчлененный литокомплекс, хорошо обоснован материалами бурения скважин Х-200 и Х-201 [137], сведения по палеонтологическим данным приведены в Объяснительных записках листов Q-41-XVII [123] и Q-41 [2].

Общая мощность нерасчлененного литокомплекса 300–310 м.

Харосоимская и улансынская свиты нерасчлененные (K1hr–ul)показаны на картев крайней, юго-восточной части, предположительно по аналогии с ли­стом Q-41-XVII [123], где они вскрыты скважинами картировочного бу­рения [137]. В отличие от характерных для них тонких глинистых разрезов [29], в скважинах они представлены преимущественно песчанистыми разностями.

Харосоимская свита почти нацело сложена крупнозернистыми песча­ни­ками, песками и гравелитами, насыщенными в базальном горизонте оолитами гид­рогётит-шамозитового состава, в улансынской свите грубозернистые раз­ности являются уже доминирующими и содержат линзы и прослойки (1–3 см) квар­цевых гравелитов, фосфатные конкреции. Вскрытая скважинами мощ­ность объединенных свит – 28 м, на соседних площадях 48–190 м [29].

Возраст обеих свит, входящих в нерасчлененный литокомплекс, обоснован в литературе, Объяснительных записках листов Q-41-XVII [123] и Q-41 [29].

ПОЛЯРНО-ПРЕДУРАЛЬСКАЯ СФЗ

Меловая система, верхний отдел

Глауконито-опоковая толща 2go)распространена на крайнем севе­ро-западе листа Q-41-XVI. Выходы на поверхность встречаются в бортах долин рек Юнь-Яга, Лагорта, Малая Ниедзь-Ю. На остальной площади толща перекрыта покровом четвертичных отложений.

Глауконито-опоковая толща фактически включает песчано-глауконитовую и опоковую толщи, выделение которых предусмотрено Легендой (Шишкин, 1998ф), так как имеющихся материалов по обнажениям, при отсутствии дан­ных бурения, недостаточно для их раздельного картирования на терри­тории листа.

Глауконито-опоковая толща сложена несколькими разновидностями глау­ко­нит-кварцевых песчаников и алевролитов с подчиненным количеством опо­ковидных песчаников. Основную часть разреза толщи слагают глау­ко­нит-квар­цевые и связанные с ними постепенными переходами кварц-глау­конитовые песчаники и алевролиты, которые представляют собой зеленую мелкозернистую неяснослоистую толстоплитчатую породу. Основная часть обломков представлена хорошоокатанными зернами кварца (60–90 %) и непра­вильными округлыми, более крупными зернами травяно-зеленого глау­конита (10–40 %). Редкие обломки пород представлены кремнистыми и глини­сты­ми сланцами, алевролитами, микрокварцитами, песчаниками, эффу­зивами и гра­нитоидами. Встречаются единичные зерна альбита, циркона, сфена, рутила, лейкоксена, турмалина и других минералов. В небольших количествах присут­ствуют органический детрит, обломки спикул губок, ра­ковин диато­мо­вых водорослей и единичных форминифер. Песчаники имеют алевро-псам­ми­товую и псаммитовую структуру. Цемент базальный опаловый, сильно загря­зненный пелитовой пылью.

Глауконитовые песчаники тесно связаны с кварц-глауконитовыми и яв­ляют­ся их разновидностью, обогащенной глауконитом (70–85 %). Эти пес­чаники залегают в виде маломощных (0,05–0,5 м) прослоев и пластов среди кварц-глауконитовых разностей.

Опоковидные песчаники и алевролиты представляют собой плотные тонко­плитчатые, тонкозернистые, горизонтально- или линзовидно-волнисто­слоис­тые серые и светло-серые породы. Типична очень сильная трещино­ва­тость, непра­вильная полосчатость и пятнистость. Основная часть обломков (50–60 %) представлена мелкими хорошоокатанными зернами кварца, реже глауко­нита. В качестве примесей постоянно присутствуют кальцит, эпидот, рутил и турмалин. Цемент базальный опаловый или опалово-известковый. Характерно присутствие отдельных раковин Oxytoma tenuicostata Roem., Ostrae sp., Inoceramus sp., рассеянных по всей мощности слоя. Между опоковидными, глауконит-кварцевыми и кварц-глауконитовыми песчаниками существуют многочисленные переходные разности.

Опоки представляют собой темно-серые и серые, иногда глинистые и извест­ковистые, очень легкие породы алевропелитовой структуры. Порода почти целиком (85–90 %) состоит из опала, часто загрязненного пелитовым материалом. В виде примеси присутствуют чешуйки слюд, зерна кварца, об­ломки диатомей, фораминифер, спикул губок и радиолярий.

Известняково-глинистые и глинистые сланцы присутствуют в виде редких маломощных прослоев среди опоковидных песчаников на реке Малая Ниедзь-Ю. Они представляют собой тонкослоистую сланцеватую светло-се­рую или темно-серую породу, сложенную агрегатом пелитовых частиц, иногда с примесью (25–30 %) кальцита.

Для глауконито-опоковой толщи принимается позднемеловой возраст, по аналогии с фаунистически охарактеризованными разрезами, расположенными на соседних с северо-запада и юго-запада территориях [142].

На подстилающих каменноугольных и пермских отложениях верхне­ме­ловая толща залегает трангрессивно с отчетливым угловым несогласием. Одна­ко в пределах изученной территории несогласие в обнажениях не наблю­да­лось. Породы глауконито-опоковой толщи залегают горизонтально или (редко) с очень пологим (2–3°) падением на северо-запад.

Мощность рассматриваемой толщи в пределах изученной территории яв­ляет­ся неполной и составляет не более 20–25 м. Северо-западнее – в цен­траль­ных частях Косью–Роговской впадины – ее мощность достигает 90–120 м.

 

ПАЛЕОГЕНОВЫЕ КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ

На территории листа Q-41-XVI в пределах возвышенностей и в бортах ручьев широко проявлены охристые дресвяно-песчано-глинистые коры выветривания в большинстве своем под почвенно-растительным слоем. На останцах известны фрагменты как площадной коры выветривания, участками золотоносной, так и линейные коры, развитые по неотектоническим зонам трещиноватости, наследующим древние, иногда гидротермально прорабо­тан­ные разрывные нарушения (рудопроявление Колчеданное 5). Возможно также развитие кор выветривания линейно-карстового и контактово-карстового ти­пов в местах неглубокого залегания палеозойских известняков [160].

Отмечались рыхлые охристые глинисто-песчано-дресвянистые образова­ния (коры выветривания, элювиально-делювиальный материал) в зонах окисле­ния минерализованных вулканогенно-осадочных пород на юге хр. Янастере на водоразделе р. Лагорта и верховьев руч. Угловой.

В средней части хр. Янастере к западу от южной оконечности оз. Дзё­ля-Вар­чаты наблюдались фрагменты зон развития кор выветривания по минерализованным вулканогенно-осадочным породам как на обнаженных участках, так и под почвенными образованиями.

В верховьях руч. Титовский (уч. Колчеданный 7) и руч. Прохладный (уч. Кол­чеданный 5) карбонатные толщи вблизи контактов с сульфидизи­ро­ванными вулканитами затронуты рудно-метасоматическими процессами (ге­ма­титизация, хлоритизация, сульфидизация). С поверхности по минерали­зо­ванным зонам развиты охристые глинисто-песчано-дресвянистые образования линейно-площадной коры выветривания. Мощность коры выветривания варьи­рует от долей метра до первых метров в зонах тектонических нару­ше­ний. Кроме того, в районе р. Манюку-Ю, в борту руч. Прохладный выявлена структурная кора выветривания под почвенными образованиями – видимая мощность коры составила 2–2,5 м. Кора представлена дресвяно-пес­чано-гли­ни­стой массой охристо-коричневого до желтовато-коричневого цвета, разви­той, по-видимому, по пиритизированным вулканогенно-осадочным породам (ана­лог участков Колчеданных) в шовной зоне разлома, в контакте с мало­мощ­ной дайкой диабазов. Пробы из коры выветривания характеризуются повы­шен­ным содержанием золота [160].

На рудопроявлении Колчеданный 3 (правобережье р. Манюку-Ю) широко развиты линейно-площадные коры выветривания, часто скрытые делювиаль­ными и озерно-болотными отложениями [160].

Органических остатков коры выветривания не содержат, поэтому их воз­раст принимается условно олигоценовым, ввиду того, что коры выветри­вания нередко развиты в днищах и бортах эрозионно-структурных депрессий палео­генового заложения [29].

ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА

Территория листа располагается в пределах Западно-сибирской структур­но-фациальной области (СФО), Уральской структурно-фациальной зоны (СФЗ) и Предуральской структурно-фациальной области (СФО). При этом лист включает незначительную часть Предуральской СФО, которая по составу выделяемых подразделений полностью совпадает с Уральской СФЗ и поэтому объединена с ней в Легенде к карте.

Для корреляции стратогенов первыми используются региональные гори­зон­ты Стратиграфических схем Урала (мезозой, кайнозой) (1997 г.), для кор­реляции второй – горизонты Унифицированной региональной схемы четвер­тичных отложений Западно-Сибирской равнины (2000 г.).

Четвертичные образования практически повсеместно перекрывают тер­рито­рию плащом переменной мощности. Лишь в осевой зоне Урала и речных долинах наблюдаются выходы неперекрытых коренных пород. В целом мощность четвертичного покрова увеличивается от осевой зоны Урала к его периферии. Повышенную мощность имеют также четвертичные образования, формирующие напорные краевые морены ледников разного возраста.

Наибольшее распространение по площади развития и мощности среди четвертичных образований занимают диамиктоны. В настоящее время сущест­вуют две теории процесса их формирования.

Сторонники теории морского происхождения диамиктонов (маринизм) отно­сят их к морским, ледово-морским образованиям, а перекрывающие их галечники считают прибрежными отложениями разных стадий регрессии морского бассейна, выделяя на основании гипсометрии ряд ступеней (террас), фиксирующих периоды его стабилизации. Обоснованием, помимо существо­вания этих уровней, является наличие в составе диамиктонов морской микро­фауны, а также обломков и редких целых створок макрофауны.

Сторонники ледникового происхождения диамиктонов и связанных с ними галечников (гляциализм) относят их к образованиям ледникового ряда – мо­ренам и флювиогляциалам. Обоснованием являются структурные и текстур­ные особенности строения толщи диамиктонов (наличие гляциотекто­ни­ческих дислокаций, разного рода отторженцев подстилающих пород, харак­терный утюгообразный облик крупных обломков), невыдержанность высоты «террас» по площади (зачастую диапазон превышения террасы над урезом воды больше, чем перепад между разноуровневыми террасами, которые выделяют маринисты). Кроме того, в рельефе поверхность толщ диамиктонов часто выражена в виде аркообразных амфитеатров, характерных для краевых лед­никовых образований. В пользу ледниковой теории говорит также отсут­ствие следов существования на юге морского бассейна. Наличие в составе отложений морской фауны объясняется ее захватом с шельфовой зоны Ледо­витого океана, бывшей, по мнению гляциалистов, центром разновозрастных покровных оледенений.

Авторы придерживаются ледниковой теории формирования диамиктонов.

Крайне слабая обнаженность затрудняет изучение четвертичного покрова территории. Это связано с широким развитием цоколя коренных пород, пре­пят­ствующего подмыву берегов и формированию естественных обнажений.

В составе четвертичных пород территории присутствуют образования среднего и верхнего звеньев неоплейстоцена, а также голоцена. По генезису выделены ледниковые, флювиогляциальные, аллювиальные озерные, палюст­рин­ные, эоловые образования и отложения, а также приуроченные к горным районам образования склонового ряда. На равнинной части из-за малой мощности и незначительных площадей распространения они не показаны.

ЭОПЛЕЙСТОЦЕН–НИЖНЕЕ ЗВЕНО НЕОПЛЕЙСТОЦЕНА

Увельский–сарыкульский горизонты.Роговская серия. Гля­цио­мариний (gmE–Irg) распространена в основании разреза четвертичных отложений Предуральской СФО, и, по данным бурения, залегает на палеозойских отло­жениях и отложениях нижнего мела. Наблюдается в береговых обнажениях рек Грубе-Ю, Юнь-Яга, Бол. и Мал. Ниедзь-Ю. Представлена валунными и безвалунными мореноподобными суглинками (диамиктонами). Залегающий в основании роговской свиты горизонт суглинков, содержащий значительное количество валунов, вскрыт в скв. 1 [18]. Нижняя граница свиты распо­лагается здесь на абс. отм. +90 м. В цоколях речных террас роговская свита пред­ставлена темно-серыми, почти черными с синеватым оттенком диамикто­нами, содержащими гальку, щебень и единичные мелкие валуны. Обломочный ма­териал представлен в основном породами, слагающими Полярный Урал. Так, среди валунов в составе роговской свиты на р. Юнь-Яга отмечены кварц, кварциты, амфиболиты, известняки, граниты, габбро, перидотиты, а также кварцитовидные песчаники, известные значительно север­нее на хр. Енганэ-Пэ. В суглинках основания обнажающейся части разреза свиты обнаружены морские диатомеи и фораминиферы, среди которых И. Н. Семёновым опре­де­лены Elphidium obovatum Cushman, Saccu­lina sp., спикулы губок [18]. Анализы на соленость, по Г. А. Стадникову, показали, что образование осадков про­исхо­дило в пресной или сильно опресненной среде. Вышепри­веденные дан­ные послужили основанием для интерпретации ледниково-морского гене­зиса отложений свиты.

Увельско-сарыкульский возраст принят условно, согласно Легенде [139] и аналогии со смежными площадями. На соседних с юго-запада и юга тер­ри­то­рий они вскрыты многочисленными скважинами картировочного бурения [142].

Видимая мощность свиты колеблется от 4–5 м на р. Юнь-Яга до 18 м в скв. 1. По данным бурения, на смежных листах достигает 30–50 м.

НЕОПЛЕЙСТОЦЕН

Среднее звено

Сылвицкий горизонт. Озерно-аллювиальные отложения (laIIsl) развиты на северо-западе территории листа. Здесь они выходят на дневную поверх­ность в долине р. Юнь-Яга, а также в бортах долин ее левых притоков: рек Лагорта, Бол. и Мал. Ниедзь-Ю, Грубе-Ю, вскрыты скв. 1 на водоразделе рек Грубе-Ю и Ниедзь-Ю. Сложены буровато-серыми неяснослоистыми разнозер­нистыми песками с галькой и галечниками, с многочисленными хорошоока­тан­ными валунами. Залегают на породах роговской серии или коренных отло­жениях. В основании толщи (скв. 1) – маломощный пласт валунно-галечных отложений. Анализ солености по методу Стадникова показал, что отложения формировались в пресной среде.

На р. Лагорта в верхней части разреза отмечаются прослойки глин и суглинков, в пробах из которых обнаружена обильная пыльца (65 %) и споры (35 %). Преобладает, особенно внизу разреза, древесная пыльца (до 55 %), в том числе Picea (10–12 %), Pinus (20–22 %), Betula (12–15 %). Пыльца тра­вя­нистых представлена Artemisia (5–6 %), Graminlae (3–4 %), Chenopadi­ceae (2 %), Ericallae (1 %) и др. Споры представлены Polypodioceae (до 25 %), Sphag­num до 8 %), Licopodium (до 1 %) и др. Состав спорово-пыльцевых комплек­сов близок к межледниковым [18].

На Госгеолкарте листа первого издания [18] данные отложения рассматри­вались как средне-верхнеплейстоценовые нерасчлененные, а генезис прини­мал­ся как озерно-аллювиальный и флювиогляциальный.

В виду удревнения возраста роговской серии и залегания под пачвожской мореной на карте данные отложения условно отнесены к сылвицкому гори­зонту среднего неоплейстоцена, генезис принят озерно-аллювиальным.

Мощность отложений колеблется от 4 м в скв. 1, до 6–8 м в обнажениях в бортах долин.

Тобольский горизонт. Аллювиальные отложения (aIItb) выделяются на территории впервые, по аналогии с соседними территориями. Аллювий за­легает на коренных породах или плиоцене и перекрыт с размывом основной мореной максимального оледенения территории. Представлен в основном галечниками, гравийными галечниками с линзами и линзовидными прослоя­ми крупно-среднезернистых песков, иногда – гравийных с примесью валунов. В песках прослеживается четкая, характерная для аллювия косая слоистость. В составе галек – местные уральские породы, эрратики не на­блю­дается. По составу (%) определены: диориты – 74, габбро и пиро­ксениты кэршорского комплекса – 16, кварц – 8, вулканиты – 2. Окатанность материала 2–3-го клас­са, что характерно для аллювиальных отложений. Особенностью является силь­ная сцементированность породы окислами железа, временами образую­щими прослои, скрепленные до конгломерата. Это связано, вероятно, с мерзлотными процессами – потоками талых грунтовых вод по поверхности мерзлых пород, наиболее вероятно – под ложем перекрывавшего их ледника. Мощность отложений – до 10 м.

Возраст устанавливается по геоморфологическому  положению. Толща пе­рекрыта самаровско-тазовской мореной, а тобольские отложения – един­ствен­ный аллювий на территории севера Западной Сибири досамаровского воз­раста.

Самаровский–тазовский горизонты.Ледниковые образования (gIIsm–tz) широко распространены на территории, являясь отчасти рельефообразующей толщей в пределах Малого Урала, где ими выполнены все понижения и депрессии среди коренных пород. Ранее на территории самаровские и та­зов­ские ледниковые образования показывались отдельно, кроме того, выделялась пачка разделяющих их ширтинских межледниковых отложений. Однако по результатам полевых работ наличие ширтинских отложений на территории не подтвердилось. Как правило, реками вскрывается лишь верхняя часть диа­миктонов, а при залегании на коренных породах они перекрыты мощными плащами солифлюксия. Представлены массивными серыми алевритами с примесью гравия, гальки и мелких валунов, рассеянных по разрезу. В со­ста­ве – галек исключительно местные уральские породы. Облик отложений едино­образен по всем изученным обнажениям. Диамиктоны значительно лучше обнажены на р. Войкар в пределах 1–2 км к югу от рамки листа, где в состав валунов и гальки входят габбро и пироксениты кэршорского ком­плекса (38 %), кварцевые диориты собского комплекса (30–80 %), вул­каниты мало­уральского комплекса (18 %), биотит-гранатовые амфибо­литы дзёляюс­кого(?) комплекса (6 %), жильный кварц и кальцит (8 %) (определение С. Ю. Пе­трова). Ближайшие источники подобного материала расположены к севе­ро-во­стоку в пределах Малого Урала и осевой зоны кряжа. По замерам имеющихся в теле диамиктона гляциотектонических структур (складки, торпедовидные тела, будинаж) выявлено единое направление перемещения материала в толще диамиктонов – в целом с севера и северо-запада на юг и юго-восток. Едино­образен и состав дебриса.

Возраст устанавливается по сопоставлению с соседними территориями. В береговых обрывах оз. Шурышкарский Сор вскрыты неперекрытые море­ной торфяники, датированные уран-ториевым методом как начало казанцев­ского времени [2]. В доказанцевское время последними покровными оледе­нениями были средненеоплейстоценовые. Физических методов прямого опре­де­ления абсолютного возраста диамиктонов, а также определения их возраста по флоре и фауне в рамках среднего звена не существует, поэтому нами они показаны как нерасчлененные ледниковые образования двух «холодных» гори­зонтов среднего неоплейстоцена.

Мощность отложений – до 39 м.

Среднеуральский надгоризонт. Пачвожская морена. (gII) широко распространена в западных предгорьях Полярного Урала. Залегает на рогов­ской серии или коренных образованиях. Представлена диамиктоном с серым суглинистым матриксом и дебрисом из валунов, щебня и дресвы. Количество обломочного достигает 50 %. В его составе преобладают породы осевой зоны Уральского кряжа. На водоразделах рек Пага–Грубе-Ю, Гру­бе-Ю – Мал. Ниедзь-Ю моренные отложения образуют серию ориен­тированных вдоль Полярного Урала гряд и холмов, разделенных заболочен­ными понижениями и озерами. В морену вложены верхненеоплейстоценовые флювиогляциальные отложения и две аллювиальные террасы. Мощность отложений – 8–10 м.

Верхнее звено

Ханмейский горизонт. Морена ханмейского горно-долин­ного оледенения (gIIIhn) распространена в долинах рек по обоим склонам Урала. На западном склоне наиболее четкие краевые формы ханмейских морен прослеживаются в долине р. Бол. Хойлаю, где выражены в виде подковообразной, ориентиро­ван­ной в северо-западном (вниз по склону) направлении, гряды с шириной в основании до 1 км и превышением до 20 м с проксимальной и до 50–80 м с дистальной стороны. Выше по течению реки морена частично размыта талы­ми водами более поздних ледников и сохранилась лишь в виде маломощного (первые метры) покрова. На восточном склоне аналогичные гряды, но мень­шие по высоте, располагаются на правобережье меридионального участка Боль­шой Лагорты и левобережье в среднем течении р. Кокпела, долины кото­рых на этих участках наследуют маргинальный канал Ханмейских лед­ни­ков. Сложены гряды и основные морены диамиктонами с повышенным содер­жа­нием дебриса. Залегают на коренных породах, реже – на четвер­тичных поро­дах среднего звена неоплейстоцена (в пред­горьях). В составе дебриса исклю­чи­тельно местные породы, залегающие в областях распро­странения долин­ных ледников. Характерно повышенное содержание, по сравнению с равнин­ными территориями, обломков (до 60 % на западном и 40 % на восточном склонах Урала), их худшая (1-го, реже 2-го класса по Хабакову) окатанность. Размер валунов чаще всего – до 0,5 м по длинной оси, изредка – свыше 1,5 м. Матрикс обычно – бурые суглинки или супеси, иногда песчанистые, обычно плотные, иногда с линзами маловалунных галечников мощностью до 30 см.

Возраст отложений обосновывается соотношениями с более молодыми по­лярноуральскими ледниковыми образованиями.

Мощность основной морены 0,5–7 м, в краевых стадиальных грядах – до 40 м.

Флювиогляциальные отложения ханмейского горизон­та (fIIIhn)образуют обширные перигляциальные зандры за пределами конечных ханмейских мо­рен, а также формируют обширную третью (флювигляциальную) террасу в долинах крупных рек восточного склона: Бол. Лагорта, Лагорта, Кокпела, где они слагают террасовые уровни с превышением 5–20 м выше уреза воды. Такой разброс высот предшественники (1981 г.) связывают с неровностями рельефа подстилающих пород. В составе отложений присутствуют разно­зер­нистые пески, гравий, галька, валуны, последние – до 80 см по длинной оси. Прослеживается укрупнение материала вверх по разрезу. Окатанность мате­риала изменяется от плохой (1–2-й класс по Хабакову) в горных частях территории до средней (2–3-й класс) в предгорьях, что связано с протя­жен­но­стью переноса обломков. Как и ледниковые образования, обломочная часть состоит исключительно из местных уральских пород.

Ханмейский возраст флювиогляциальных образований принимается на основании вложения в них аллювия первой надпойменной террасы на реках Бол. Лагорта, Лагорта, Лабогей.

Мощность отложений непостоянна – от 5 до 14 м.

Каргинский горизонт. Озерно-аллювиальные и озерные отло­жения (la,lIIIkr) слагают на территории листа террасу, окаймляющую котловину оз. Варчаты. Терраса сформировалась после прорыва перемычки в юго-за­пад­ной части котловины и спуска части вод озера. Терраса располагается на абс. отм. 55–60 м. По данным бурения скважин (X-200, X-201), пробуренных к востоку от оз. Варчаты на листе Q-41-XVII, терраса сложена песча­но-гра­вийно-галечной смесью глинистой [137]. Подобные отложения характерны для прибрежной части озер. Песок мелкозернистый полимиктовый. Гравий и галька окатанные, округлой формы, разнозернистые. Редко отмечаются мелкие и средние валуны габбро и дунитов. На территории листа данных о подстилающих отложениях нет, на листе Q-41-XVII озерно-аллю­виальные залегают на микрослоистых, вероятно, озерных глинах. Формирование тер­ра­сы началось в момент заполнения котловины талыми водами ханмейского лед­ни­ка в конце его существования, наиболее вероятно – с привносом мате­риала на дно водоема талыми водами. С другой стороны, в нее врезана первая надпойменная терраса р. Танью. Таким образом, наиболее вероятный возраст формирования – каргинский.

Установленная по скважинам мощность отложений 3,5–4,5 м.

Полярноуральский горизонт. Морена полярноуральского гор­но-до­лин­ного оледенения (gIIIpu). По последним данным, размеры полярноуральского горно-долинного оледенения были значительно меньше, чем предполагалось ранее. Полученные новейшими методами датировки указывают на то, что в полярноуральское время к северу от территории границы оледенения всего на 1–2 км отстояли от современных границ распространения голоценовых каро­вых ледников, т. е. они были значительно меньше по площади, чем предпо­лагалось ранее [2]. Однако по материалам, установленным на тер­ритории листа, полярноуральские ледники развиты значительно шире и формируют типичные горно-долинные морены с хорошо сохранившимися краевыми мо­ренными формами. Горно-долинными моренами полярноуральских ледни­ков выполнены большинство троговых долин осевой зоны кряжа: сквозная долина р. Хойла, на восточном склоне – долины рек Трубаю, Бол. и Мал. Лагорта, Лагортаегарт, Погурей, Кокпела, на западном склоне – верховья р. Па­га (район оз. Верх. Пагаты). Полярноуральские морены уверенно выделяются по хорошо сохранившемуся бугристо-западинному рельефу основ­ной морены и типич­ным бугристо-грядовым краевым ледниковым фор­мам. Высота краевых гряд – до 20 м с проксимальной стороны, дистальный, пологий склон просле­жи­вается на высоту до 40–50 м относительно приле­гаю­щих дистальных поверх­ностей. Межлопастные гряды выше (до 50 м), однако, как правило, мощность собственно морены не превышает 20 м, ниже залегает сложенный коренными породами цоколь. Морены облекают неровности в коренных породах. В со­ставе отмечается большое (свыше 50 %) содержание грубообло­мочного мате­риала, представленного исключительно местными по­ро­дами обла­стей кон­крет­ного ледосбора. Характерна крайне низкая степень окатан­ности мате­риа­ла. Матрикс представлен дресвяными суглинками и супесями.

Возраст устанавливается по сопоставлению образованных ими краевых форм с датированными аналогичными формами на соседних территориях [2], а также на основании перехода флювигляциальных зандров в первые аллю­виальные террасы вниз по речным долинам.

Мощность – до 5 м, в краевых и межлопастных формах – до 20 м.

Флювиогляциальные отложения (fIIIpu)формируют перигляциальные зандры по периферии полярноуральских конечных морен, а также слагают флювиогляциальные террасы высотой 6–12 м в долинах рек Хойлавис, Мал. Лагорта, Погурей, Кокпела. Перигляциальные зандры и террасы сложены галеч­но-валунными отложениями с гравийно-песчаным заполнителем. Валу­ны – до 2,5 м по длинной оси. Содержание валунов и галечников – по 30–40 %, песков – 20–50 %. Изредка в разрезе присутствуют суглинки, намы­тые в полости между крупноземом на поздних стадиях таяния льда. Состав пород местный, окатанность – до 2-го класса. Отдельные валуны ока­таны до 3–4-го класса. Зандры отличаются более песчанистым составом, валуны (до 20 см по длинной оси) составляют до 10 % толщи, гравий­но-га­лечный материал – 40–50 %, содержание песков – до 50 %, окатанность мате­риала – до 3-го класса. Как правило, они выполняют днища чечевице­образных расширений долин, придавая им ящикообразный поперечный профиль.

Возраст устанавливается по примыканию к полярноуральским краевым фор­мам.

Мощность отложений – 2–5 м.

Аллювиальные отложения ярвожской (первой надпой­мен­ной) террасы (a1IIIjr) закартированы в долинах рек Бол. Лагорта, Лагорта, Лабогей, где вложены в хайнмейские флювиогляциальные отложения. Фактически распро­странены заначительно шире в долинах большинства крупных и средних водо­токов за пределами полярно-уральских ледниковых образований, однако их ширина составляет первые десятки метров и они не выражаются в масштабе карты. Высота террасы – от 1,5 до 4 м выше уреза воды, в зави­си­мости от масштаба водотока. Сложена терраса гравийно-галечными смесями с валу­нами, песком и суглинками. Цоколя на восточном склоне, как правило, не вскрыты. На западном склоне обычно коренные или представлены диа­микто­нами роговской серии. Мощность отложений – до 5 м.

Возраст первой террасы устанавливается как полярноуральский горизонт верхнего неоплейстоцена в соответствии с серийной Легендой Поляр­но- Ураль­ской серии листов.

Невьянский–полярноуральский горизонты. Сырьяхинский и яр­вож­ский аллювий нерасчлененные (a1–2IIIsr-jr)слагают первую и вторую террасы в долине р. Юнь-Яга.В цоколе наблюдаются диамиктоны роговской серии или коренные пермские породы. Отложения имеют преимущественно песчаный (р. Юнь-Яга) или песчано-галечниковый (р. Бол. Ниедзь-Ю) состав. Пески мелко-среднезернистые, отчетливослоистые. Песчано-галечниковые отло­же­ния хорошо окатаны и также слоисты.

Возраст устанавливается по вложению в отложения среднего неоплей­сто­цена и в соответствии с серийной Легендой Полярно-Уральской серии листов как верхи верхнего неоплейстоцена.

Мощность аллювия первой террасы – 4–4,5 м, второй – до 12 м.

ГОЛОЦЕН

Голоценовые образования территории представлены ледниковыми, про­лювиальными, аллювиальными, озерными и палюстринными отложе­ниями. Они широко распространены на всей территории. Аллювиальные приурочены к руслам рек и мелких водотоков, озерные – к берегам совре­менных озер, палюстринные – к заболоченным понижениям на водоразделах, в межгря­до­вых котловинах и, реже, на площадках речных террас.

Морена каровых ледников (gH) формирует краевые валы, непосредственно оконтуривающие подножия современных каров. Наиболее типично представ­лена в пределах Карового массива в верховьях р. Погурей, в верховьях исто­ков рек Бол. Хойла, Сред. Лагорта, Лагортаегарт. Сложена крупнообло­моч­ным (до 1,5 м), практически неокатанными валунами, глыбами и обиль­ным щебнем пород, в которых развивается кар. Мелкозем из верхней части, как правило, вынесен дождевыми и талыми водами.

Возраст устанавливается по времени формирования валов в период голо­це­нового похолодания, наиболее вероятно – в малый ледниковый период голо­цена.

Мощность образований – до 4 м.

Пролювий конусов выноса (pH) широко распространен у перегибов скло­нов при впадении мелких ручьев в широкие троговые долины. Наиболее типичные и масштабные конусы закартированы в троговых долинах рек Ла­гор­тае­гарт, Мал. и Бол. Лагорта. Сложены конуса плохоокатанным валун­но-глыбовым материалом (до 40–50 % по объему) с суглинистым запол­ни­те­лем, с массой щебня и дресвы. Возраст отложений связывается с периодом голоценового потепления и таяния каровых ледников, более ранние конуса уничтожены ханмейскими и полярноуральскими ледниками.

Мощность отложений – до 5 м.

Аллювий русел и пойменных террас (aH)распространен на всех реках и мелких водотоках территории. Он слагает высокую (до 2 м выше уреза воды в реках) и низкую (до 1 м выше уреза) поймы рек. Представлены песчаными, песчано-галечниковыми и галечно-валунными отложениями, размерность ко­то­рых уменьшается вниз по долинам водотоков. Наиболее тонкий и пес­чано-гли­нистый состав аллювия в долинах рек Вачатывис и Ыджидъюнко (притоки, впадающие в оз. Варчато. Окатанность материала плохая, реже – средняя (2–3-й класс по Хабакову), в верховьях водотоков аллювий содержит большое количество щебня и дресвы местных пород.

Аллювий русел и пойменных террас вложен в отложения первой над­пой­менной террасы и формируется в настоящее время. Поэтому возраст его уста­навливается как голоценовый.

Мощность отложений – 1,5–2 м.

СРЕДНЕЕ ЗВЕНО НЕОПЛЕЙСТОЦЕНА–ГОЛОЦЕН

Образования среднего неоплейстоцена–голоцена представлены на террито­рии элювиальными, элювиальными и десерпционными генетическими типами. Время начала их формирования условно связывается со временем таяния средненеоплейстоценового ледника, они продолжают формироваться и в на­сто­ящее время.

Элювиальные отложения (eII–H)приурочены к плоским вершинам горных сооружений. В составе преобладают глыбы и щебень с супесчаным напол­нителем в нижней части, мелкозем с поверхности, как правило, вымыт дож­де­выми и талыми водами. Породы исключительно местные. Размерность зави­сит от состава коренных пород и их состава (наличие даек, прослоев). На стой­ких к выветриванию (габбро, пироксениты) породах они состоят из глы­бо­во-блоч­ных образований, в среднем глыбы до 1 м, однако нередки глы­бы свыше 4 м по длинной оси. Содержание мелкозема незначительное. Вбли­зи геологиче­ских границ материал, как правило, более мелкий. Относи­тельно менее устой­чивые (алевритовые, пелитовые туфы и т. п.) вы­ветри­ваются до щебнис­то-су­глинистой массы. Основной агент форми­ро­вания – физическое выветривание, влияние химического выветри­вания незначи­тель­но. Материал неокатан, очень редко – до 1-го класса.

Мощность отложений – до 2 м.

Элювиальные и десерпционные отложения (e,drII–H) приурочены к поло­го-выпуклым вершинам (уклоны 3–5°), сложенным относительно устойчивы­ми к выветриванию породами. При этом формирующийся на наиболее плос­ких частях элювий начинает медленно смещаться вниз по склону за счет изме­нения объема породы в процессе сезонного протаивания–промерзания. Сложены в основном глыбово-щебнистым материалом с дресвяно-песчаным наполнителем. Мелкозем выносится дождевыми и талыми водами. Материал неокатан (0-й класс).

Мощность отложений – до 2 м.

ВЕРХНЕЕ ЗВЕНО НЕОПЛЕЙСТОЦЕНА–ГОЛОЦЕН

Породы данного возрастного интервала представлены на территории лим­ни­ческими и палюстринными отложениями нерасчлененными, а также обра­зованиями склонового ряда: элювиальными, элювиальными и делювиаль­ны­ми, элювиальными и десерпционными, делювиальными и солифлюкцион­ны­ми, коллювиальными и десерпционными, а также делювиальными и де­серп­цион­ными. Время начала их формирования условно связывается со вре­ме­нем таяния поздненеоплейстоценовых ледников, они продолжают фор­ми­роваться и в настоящее время.

Лимний и палюстринные нерасчлененные отложения (l,plIII–H) широко распространены на территории. Представлены торфом, супесями, суглинками и илами, алевритами, иногда с маломощными прослоями песков. Залегают плащеобразно на водораздельных поверхностях равнинной части территории, выполняют низменности и котловины на равнинах и в горных областях. В низинах имеют повышенную (до 5–6 м), относительно водоразделов (до 2–3 м) – мощность. На водоразделах их мощность – нередко менее 0,5 м. Торф разной степени разложения, в основании часто в виде растительного войлока. Постоянно присутствуют ветки и стволики древесных растений, хорошей, как правило, сохранности, нередко встречаются надкрылья жуков. Перекрывают различные по возрасту и генезису отложения и образования, чаще всего залегают в пониженных частях рельефа морен разного возраста.

Максимальная мощность – до 9 м.

Элювиальные образования (eIII–H) приурочены к плоским вершинам горных сооружений. В составе преобладают глыбы и щебень с супесчаным наполнителем в нижней части, мелкозем с поверхности, как правило, вымыт дождевыми и талыми водами. Породы исключительно местные. Размерность зависит от состава коренных пород и их состава (наличие даек, прослоев). На стойких к выветриванию (габбро, пироксениты) породах они состоят из глыбово-блочных образований, в среднем глыбы до 1 м, однако нередки глы­бы свыше 4 м по длинной оси. Содержание мелкозема незначительное. Вбли­зи геологических границ материал, как правило, более мелкий. Отно­сительно менее устойчивые (алевритовые, пелитовые туфы и т. п.) выветри­ваются до щебнисто-суглинистой массы. Основной агент формирования – физическое выветривание, влияние химического выветривания незначи­тель­но. Материал неокатан, 0-го, очень редко – 1-го класса.

Мощность отложений – до 3 м.

Делювиальные и десерпционные образования (d,drIII–H) приурочены к пологим (5–15° склонам гор и предгорий Урала. Сложены щебнем с сугли­нисто-супесчаным заполнителем, с рассеянными небольшими глыбами. Пере­мещение обломочного материала происходит в основном за счет десерпции, мелкозема – преимущественно плоскостным смывом. Мощность покрова уве­личивается вниз по склону.

Мощность отложений – 0,5–2 м.

Коллювиальные и десерпционные отложения нерасчлененные (c,drIII–H)при­уро­чены к склонам переменной крутизны (15–90°). Образования на карте объединены, так как участки субвертикальных (70–90°) склонов крайне огра­ничены по площади, и не выражаются в масштабе картирования. Развиты они преимущественно на устойчивых к выветриванию породах, формирующих крупно­обломочный материал при разрушении. Сложены разноразмерными об­лом­ками от щебня до глыб длиной до первых метров. Формируют на по­верх­ности характерные плащи и конуса, с отчетливым увеличением мощно­сти вниз по склону. В составе – исключительно местные породы.

Установленная мощность – свыше 2 м.

Делювиальные и солифлюкционные отложения (d,sIII–H)перекрывают пологие склоны (5–15°) гор и предгорий Урала, сложенных малоустойчивыми к выветриванию породами. Представлены щебнисто-суглинисто-супесчаными диамиктонами. Песчанистые фракции обычно намываются в основании скло­нов дождевыми и талыми водами, глинисто-суглинистые оплывают под дей­ствием процессов солифлюкции, формируя на склоне характерные формы солифлюкционных террас и валиков аркообразной формы. Состав отложений соответствует составу пород, слагающих склоны.

Мощность в основании склонов – до 6 м.

Элювиальные и делювиальные отложения (e,dIII–H)приурочены к поло­го-выпуклым вершинам (уклоны 0–5°), сложенным главным образом мало­устой­чивыми к выветриванию породам. При этом происходит некоторая сор­ти­ровка материала – вынос и переотложение мелкозема вниз по склонам. Сло­жены в основном дресвяно-щебнистыми отложениями с супесча­но-сугли­ни­стым наполнителем и рассеянными глыбами. Размер обломков – до 1 м, окатанность в основном 0-го, редко – до 1-го класса. На поверхности нередко формируются мерзлотные пятна-медальоны, формирующие сортировку ма­териала в плане.

Мощность отложений – до 2 м.

В отличие от склоновых образований среднего звена неоплей­сто­це­на–го­лоцена, начало их развития связано с отступанием (таянием) перекрывавших области их развития поздненеоплейстоценовых ледников. Образования про­дол­жают формироваться в настоящее время.

 

 

ИНТРУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ

Территория листа Q-41-XVI в значительной степени сложена магмати­ческими горными породами. Район расположен на территории двух крупней­ших палеозойских структурно-формационных зон (СФЗ) Полярного Урала – Зилаиро-Лемвинской и Войкаро-Щучьинской. Они разделены зоной Главного Уральского надвига. Зилаиро-Лемвинская СФЗ относится к палео­ зой­ской па­лео­континентальной области Урала и сложена формациями рифто­ген­ного эта­па и пассивной окраины Восточно-Европейского континента (ВЕК) и характе­ризуется соответственно весьма умеренным магматизмом пре­иму­щественно ба­заль­тового и базальт-риолитового составов.

Формации палеоокеанической области, напротив, сложены практически исклю­чительно магматическими горными породами, относящимися к Поляр­но-Уральской офиолитовой ассоциации и Малоуральскому вулкано-плу­то­ни­ческому поясу.

Кроме того, в зоне ГУН в районе присутвуют тектонические блоки, в со­ста­ве которых участвуют предположительно докембрийские интрузивные обра­зо­ва­ния, относимые к Хордъюско–Конжаковской СФЗ.

Докембрийские магматические и метаморфические образования

Дзеляюский ультрамафит-метагабброноритовый комплекс (ν′V2d) выделен Д. Н. Ремизовым в бассейнах рек Верх., Сред. и Ниж. Дзеляю, где он характеризуется максимальным распространением и разнообразием слагаю­щих его горных пород (листы Q-41-XX, XXI) [59]. На территории листа Q-41-XVI породы комплекса слагают горный массив Хордъюс, где ранее описывались под названием хордъюсского комплекса, и представлены магма­титами только основного состава, в различной степени измененными, мета­мор­фическими.

Массив Хордъюс протягивается от верховьев р. Сред. Лагорта на севере до верховьев р. Пага на юге, слагая линзовидное тело длиной приблизительно 32 км и шириной до 3,5 км. Северо-западная граница тела маркирует зону ГУН, через которую породы массива контактируют с неравномерно метамор­физованными вулканогенно-осадочными породами пальникшорской пласти­ны. На востоке и юге-востоке наблюдается тектонический контакт между породами дзеляюского комплекса и кэршорским комплексом, входящим в со­став Войкаро-Сыньинского офиолитового пояса.

Наибольший объем массива слагают метаморфизованные в различной степени габброиды с реликтами магматических пород в осевой части массива, а также клиноцоизитовые и гранатовые амфиболиты. Все породы харак­те­ризуются линейно-полосчатой, полосчатой или линзовидно-полос­чатой тек­сту­рой, однородные текстуры редки. Отчетливо проявлена домета­мор­фи­че­ская полосчатость северо-западного простирания с субвертикальными или 70–85° углами падения либо на юго-запад, либо на северо-восток. Такое на­прав­ление полосчатости характерно для реликтов габброноритов и мета­габ­броидов, метаморфизм которых происходил в доколлизионный этап, обна­жающихся в приосевой зоне на юго-восточных склонах массива. Основная часть метаморфитов, как с ранним (друзиты и клиноцоизитовые амфи­бол­и­ты), так и с поздним (гранатовые амфиболиты) коллизионным метаморфи­ческим парагенезисом, имеет ориентировки полосчатости, в целом согласные с се­ве­ро-восточным простиранием горного массива Хордъюс, которое парал­лельно общему тектоническому плану района. Падение этой полосчатости юго-восточное под углами 50–65°. Метаморфическая полосчатость сечется серией пересекающихся прямолинейных гранатсодержащих жилок. Это либо тонкие, с диаметром гранатовых зерен, не превышающим 5 мм, либо мощные, до 35 мм гранат-клиноцоизит-скаполитовые жилы, иногда с оторочкой амфи­бола (до 20 мм). В ячеях между жилами сохраняется линейно-полосчатая тек­стура. Интенсивность наложенных преобразований максимальна в зоне при­ближенной к контакту с породами кэршорского комплекса. По мере удаления от контакта она убывает.

Породы комплекса имеют следующие петрографические и минералоги­ческие особенности.

Реликтовые магматические породы частично метаморфизованные в доколлизионный этап. Наиболее распространенными из сохранившихся маг­ма­тических пород являются габбронориты (двупироксеновые габбро-гра­нулиты, согласно А. А. Ефимову и Т. А. Потаповой [32]). Они имеют полос­чатую и линейно-полосчатую либо линзовидно-полосчатую текстуру, выража­ю­щуюся в переслаивании меланократовых и лейкократовых прослоев. Струк­ту­ра габбровая средне-мелкозернистая, иногда порфировидная.

Главные минералы представлены клинопироксеном и ортопироксеном, плагиоклазом, в меньшей степени амфиболом первичным и титаномагнети­том, из акцессорных отмечаются апатит, из вторичных – амфибол, более кислый плагиоклаз, иногда хлорит, клиноцоизит и парагонит.

Клинопироксен относится к группе авгита, имеет железистость от 30 до 34, содержание глинозема варьирует от 6,19 до 8,86 масс. %. Содержание Na2O в клинопироксене достигает 1,45 масс. %. Ортопироксен по составу относится к гиперстену, более железистый – XFe = 36–41. Концентрация глинозема в ги­пер­стене колеблется от 4,68 до 6,03 масс. %. Плагиоклаз (лабрадор) образует гипидиоморфные зональные кристаллы. Центры представлены
An57–63, а каймы имеют более кальциевый состав (An62–64). Титаномагнетит представлен ксеноморфными сидеронитовыми выделениями, содержащими взаимопрорастания магнетита и ильменита, содержания V2O5 в нем достигает 1,93 масс. %. Первичный амфибол формирует оторочки вокруг клинопиро­ксена, а также заполняет интерстиции, по составу относится к паргаситу, с повышенной концентрацией титана (TiO2 2,12–3,13 масс. %), алюминия (Al2O3 – 15,9–16,9 масс. %) и магнезиальностью (XMg) на уровне 53–61.

Вторичный амфибол эденит является менее глиноземистым (Al2O3 – 13,76 масс. %), низкотитанистым (TiO2 = 0,33 масс. %), но при этом чуть бо­лее магнезиальным (XMg = 64). Вторичный плагиоклаз (An17) вместе с клиноцоизитом и паргаситом формируют по первичному плагиоклазу мелко­зернистый симплектитоподобный агрегат.

Менее распространены оливиновые метагабброиды с гипидиоморфно­зернистой структурой и массивной текстурой. Они сложены клинопиро­ксеном, соссюритизированным плагиоклазом, а также оливином, псевдоморф­но замещенным хлоритом, зерна оливина оторочены келифитовыми каймами роговой обманки.

Метагаббро имеют реликтовую гипидиоморфнозернистую и новообра­зованную гранонематобластовую и коронитовую структуры. Текстура мета­габ­броидов линейно-полосчатая, выражена либо чередованием лейкократо­вых и меланократовых зон, либо наличием тонколинзовидных скоплений цветных минералов или крупных овоидальных выделений пироксенов с ото­роч­кой амфибола и эпидота. В породах сохранились первичные клинопи­роксен, частично амфибол в оторочках и участками плагиоклаз. Вокруг кли­но­пироксена развита многослойная коронитовая оторочка, состоящая из каймы амфибола первичного (сохранился только вокруг некоторых индиви­дуумов клинопироксена, нескольких кайм амфибола вторичного с вростками кварца до 10 мкм, каймы клиноцоизита с червеобразными тонкими выделе­ния­ми кварца до 10 мкм. Ширина каемок примерно составляет 100 мкм. По плагиоклазу частично развивается симплектитовый агрегат из кислого пла­гио­клаза, клиноцоизита и парагонита. Титаномагнетит полностью замещается титанитом и частично хлоритом. Рутил и иногда халькопирит формируют мелкую вкрапленность, приуроченную к темноцветным минералам. Породу пересекают тонкие наложенные прожилки хлорита и серпентина.

Клинопироксен метагабброидов менее магнезиальный по сравнению с таковым в габброноритах, относится также к группе авгита, имеет желези­стость от 28 до 34, содержание глинозема варьирует в нем от 4,89 до 6,82 масс.  %. Содержание Na2O в клинопироксене достигает 1,56 масс. %. Пер­вич­ный плагиоклаз формирует гипидиоморфнозернистый агрегат вокруг темноцветных минералов, имеет зональное строение. Центры кристаллов сложены битовнитом (An71–72), а каемки лабрадором (An58–62). На участках, близких к клиноцоизит-кварцевой оторочке плагиоклаз приобретает менее кальциевый состав (An54). Плагиоклаз (лабрадор) образует гипидиоморфные зональные кристаллы. Центры представлены An57–63, а каймы имеют более кальциевый состав (An62–64). Титаномагнетит представлен ксеноморфными сидеронитовыми выделениями, содержащими взаимопрорастания магнетита и ильменита, содержания V2O5 в нем достигает 1,93 масс. %. Первичный амфибол, сохранившийся локально в виде каемок вокруг клинопироксена, сложен так же, как и в габброноритах паргаситом (Al2O3 – 15,9–16,9 масс. %) с магнезиальностью (XMg) на уровне 56, но с меньшей концентрацией титана (TiO2 – 1,25 масс. %).

Вторичный амфибол в каймах представлен тремя типами. От пироксена к клиноцоизитовой кайме наблюдается смена низкоглиноземистых амфиболов все более глиноземистыми составами. На границе с клинопироксеном развит магнезиогорнблендит (Al2O3 – 5,54–6,57 масс. %) с магнезиальностью (XMg) на уровне 72 и низким содержанием титана (TiO2 – до 0,39 масс. %), содер­жащий наиболее крупные в коронах вростки кварца. Эта кайма сменяется кварц-амфиболовой, кварц имеет тонкую червеобразную форму, амфибол отно­сится к группе чермакита (Al2O3 – 12,59–13,89 масс. %, магнезиальность на уровне 67–74, TiO2 варьирует от 0,71 до 1,13 до 0,39 масс. %).

Кайма, примыкающая к плагиоклазу, сложена червеобразными взаимо­про­ра­станиями кварца и клиноцоизита (Czo79–81Ep12–17). По плагио­клазу частич­но развивается симплектитовый агрегат из кислого плагиоклаза (An20), клино­цоизита (Czo78–94Ep05) и парагонита.

Друзиты (метагаббро). Порода имеет коронитовую, участками немато­блас­товую структуру, такситовую (линзовидно-полосчатую) текстуру. Сложе­на овоидальными выделениями крупного клинопироксена, окруженного слож­ной короной амфибола и граната, в некоторых разновидностях метагаб­бро содержатся однослойные гранатовые короны с симплектитовыми прора­ста­ниями шпинели вокруг клинопироксенов и титаномагнетитов. Между темноцветными полосами наблюдается агрегат зерен соссюритизированного плагиоклаза с равномерно рассеянным в этом агрегате клиноцоизитом.

Клинопироксен друзитов наиболее железистый по сравнению с таковым в других породах массива Хордьюс. Он принадлежит также к группе авгита, име­ет железистость от 34 до 39, содержание глинозема варьирует в нем от 5,18 до 6,66 масс. %. Содержание Na2O в клинопироксене достигает 2 масс. %.

Амфибол по составу относится к эдениту с варьирующей концентрацией натрия (Na2O – 1,72–2,14 масс. %), алюминия (Al2O3 – 12,08–13,44 масс. %) и пониженной магнезиальностью (XMg = 55–56). Гранат формирует цепочки зерен на границе темноцветных минералов и плагиоклаза. Диаметр отдельных зерен варьирует от 0,1 до 0,5 мм. Гранат по составу является пироп-гроссу­ляр-альмандином, проявляет четкую зональность. Центры кристаллов имеют состав Alm39–40Grs25–32Prp15–24, а каймы Alm37–39Grs30–32Prp16–18. Содержание марганцевого компонента незначительно. Плагиоклаз (An39) замещается агрегатом альбита, клиноцоизита и парагонита. В этом микрозернистом агрегате присутствуют самостоятельные зерна клиноцоизита (Czo80Ep19) с более железистой каймой (Czo78Ep22).

Клиноцоизитовые амфиболиты с нематобластовой структурой и линейно-полосчатой текстурой. Порода сложена призматическими зернами амфибола с рассеянными отдельными крупными зернами клиноцоизита. Амфибол посоставу принадлежит к группам чермакита и магнезио­горн­блен­дита с варьирующей концентрацией натрия (Na2O – 1,49–1,9 масс. %), алю­миния (Al2O3 – 13,43–15,03 масс.  %) и повышенной магнезиальностью (XMg = 81–87). Наблюдается отдельное замещение крупных зерен амфиболом группы тремолит-актинолита. Крупные (2–3 мм) зерна клиноцоизита имеют зональный состав, изменяясь от Czo95–97Ep03–06 в центре до Czo93Ep07 на краях. Мелкие (50 мкм) зерна эпидот-клиноцоизита развиты совместно с поздним амфиболом (тремолит-актинолитом).

Гранатовые амфиболиты наиболее широко развиты вдоль восточного края массива Хордъюс. Порода имеет такситовую текстуру, обусловленную пересечением клиноцоизит-амфиболового линейно-полосчатого матрикса клиноцоизит-скаполит-гранатовыми полосами различной мощности. В местах частого развития сетки тонких гранатовых жилок порода имеет однородную текстуру, но только в этих очень локальных участках она может называться гранатовым амфиболитом. Структура пород порфиробластовая с грано­нема­тобластовой основной массой.

Амфибол матрикса кристаллосланцев по составу относится к паргаситу, но, по сравнению с этим же минералом из друзитов, он обладает повышен­ными концентрациями алюминия (Al2O3 – 14,77–15,43 масс. %), натрия (Na2O – 1,89–2,49 масс. %) и магнезиальностью (XMg) на уровне 69–71, но меньшим содержанием титана (TiO2 – 0,77–1,42 масс. %).

Клиноцоизит образует довольно крупные зональные призматические кри­стал­лы, центры сложены маложелезистым клиноцоизитом (Czo80–92Ep07–19), а каймы – эпидот-клиноцоизитом (Czo81–83Ep16–17).

Гранат формирует отдельные индивидуальные субизометричные непра­виль­ной формы зерна размером от 0,5 до 5 мм, иногда до 10–15 мм, более крупные зерна обычно развиты в ассоциации со скаполитом и клино­цои­зи­том. Гранат содержит включения рутила, кварца и альбита. По сравнению с гранатом друзитов он более магнезиальный, центры зерен сложены грос­су­ляр-пироп-альмандином (Alm32–40Prp23–30Grs22–27), а краевые, довольно узкие зоны представлены пироп-гроссуляр-альмандином (Alm32–35Grs28–30Prp24–27).

Термобарометрическая эволюция пород массива Хордъюс тесно связана с геотектоничекими условиями, влиявшими на преобразование пород. Темпера­тура кристаллизации габброноритов, оцененная по двупироксеновому термо­метру Курепина, составляла 1130 °С, а давление равнялось 10 кбар (геобар­о­метр Хаммарстрома). Метаморфические преобразования доколлизионного этапа, во время которых происходила твердофазная перекристаллизация, – клиноцоизит3 + амфибол3 + альбит + гранат2 ± клиноцоизит ± скаполит.

Габбронориты, метагабброиды и метаморфиты являются породами основ­ного состава. Содержание SiO2 варьирует в них от 42,53 до 53,55 масс. % при сумме щелочей (K2O + Na2O) 0,4–3,85 масс. %. Породы относятся к нор­маль­ной серии и являются натровыми и калиево-натриевыми разновидностями. Гли­но­земистость (al′) варьирует от 0,69 до 3,62. Большая часть пород являет­ся умеренно низкотитанистой (0,36–1,12 масс. % TiO2) и умеренно вы­сокотитанистой (1,58–1,62 масс. % TiO2). В базитах прослеживается толеи­товый тренд дифференциации, рост железистости, глиноземистости и суммар­ной щелочности с увеличением концентраций SiO2. На вариационной диа­грам­ме Лутца K2O–TiO2, разделяющей породы основного состава острово­дуж­ных, спрединговых и континентальных рифтогенных обстановок, точки составов базитов массива Хордъюс тяготеют к тренду островных дуг. Следует
отметить высокие концентрации стронция в породах массива (в среднем 599 г/т) в отличие от амфиболитов пальникшорской пластины и метагаб­броидов кэршорского комплекса, где оно обычно не превышает 180 г/т.

Таким образом, образование поздних высокоградных (как по температуре, так и по давлению) парагенезисов в породах хордьюсского комплекса связано, очевидно, с процессами пространственного и структурного совме­ще­ния Хордьюсской пластины и Райизско-Войкарского аллохтона или, возмож­но, с более поздними перемещениями вдоль границы этих пластин (блоков). Предполагается, что в зоне контакта циркуляция флюида, способствующего мета­морфизму пород, была наиболее интенсивной и ослабевала по мере уда­ления от нее к западу, где система оперяющих приконтактовых трещин была развита в меньшей степени.

Поздневендский возраст комплекса определяется радиологическими дати­ров­ками [59, 109]. По единичным зернам циркона получены следующие дати­ровки: 578 ± 11,500 и 350 млн лет. Мы интерпретируем их как возраст магматических пород, гранулитовый метаморфизм и высокобарический метаморфизм соответственно.

Исходя из вышеизложенного, нами предлагается следующая генетическая и геодинамическая модель формирования пород дзеляюского комплекса.

Формирование комплекса магматических пород с возрастом 578 млн лет происходило на ранней стадии раскрытия Палеоуральского океана. Диф­фе­рен­циация базитовых магм осуществлялась на значительных глубинах. О глу­бинной дифференциации свидетельствует не только наличие в породах шпи­нели, но и последующее преобразование их в гранулитовой фации. При этом были сформированы ультрамафические кумулаты и габброиды, образо­вав­шие третий слой новой океанической коры. Последующее остывание при­вело к регрессивному метаморфизму и субсолидусным преобразованиям «сухих» пород в условиях гранулитовой, а «влажных» – в условиях амфибо­литовой фации 500 млн лет назад. В дальнейшем в период 500–350 млн лет породы подвергались медленному остыванию, и часть из них была преобразо­вана в эпидотовые амфиболиты. По-видимому, датировка в 350 млн лет фик­си­рует выведение изучаемых пород в верхние горизонты коры вследствие кол­ли­зионных процессов. Высокое одностороннее давление привело к пре­обра­зованию части из них в условиях глаукофансланцевой и эклогитовой фа­ций. Таким образом, Хордъюсский (Дзеляюский) блок представляет собой фраг­мент наиболее древней океанической литосферы Палеоуральского океана.

Поздекембрийско-ордовикские гипабиссальные образования

Пожемский комплекс риолитовый(λС3–O1p). Название по руч. Поже­мавис. Автор – И. А. Петрова [130]. На территории листа породы ком­плекса распространены в пределах Восточнолемвинского пакета покро­вов, где представлены цепочками даек, силлов, реже штоками. Мощность тел обычно колеблется от нескольких до 240 м при протяженности до 3 км. Вмещающими породами являются отложения погурейской и отчасти кокпельской свит. Контакты с вмещающими породами интрузивные с апофизами и маломощ­ными экзо- и эндоконтактовыми зонами.

Риолиты и трахириолиты с порфировой, реже афировой структурами, вкра­плен­ники размером 3–22 мм (10–30 %) представлены изометричными кри­стал­лами кварца, калиевого полевого шпата (ортоклаза) и таблитчатыми кри­сталлами плагиоклаза (андезина). Основная масса фельзитовой или сферо­ли­товой структуры, серицитизирована и состоит из тех же минералов и не­боль­шого количества биотита и стильпномелана. В эндоконтактовых зонах неко­то­рых тел отмечались рибекит и эгирин. Вторичные минералы – мелкие зерна эпидота, редкие кристаллы магнетита, волосовидные прожилки ново­образо­ванного кварца.

По химизму образования пожемского комплекса являются низкоглино­земистыми и отличаются резким преобладанием К2О над Na2O [130] (табл. 2).

 

Таблица 2

Химический состав риолитов пожемского комплекса

Номер обр.

SiO2

TiO2

Al2O3

Fe2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

P2O5

ппп

Сумма

2046/1

81,4

0,23

8,99

0,4

1,29

0,043

0,21

0,18

0,55

5,39

<,05

0,93

99,7

 

 

В пределах площади листа риолиты комплекса при проведении ГМК-200 датированы U-Pb методом на ионном микрозонде SHRIMP-II в ЦИИ
ВСЕГЕИ по единичным цирконам в верховьях ручьев Погурей-Соим. Полу­ченная конкордантная датировка 510 ± 4 Ma отвечает среднему кем­брию. По петротипическому району Дальний (лист Q-41-XXI) из массивов пожемского комплекса получены датировки в пределах 475–505 млн лет. С учетом того, что риолиты, как правило, прорывают отложения погурейской свиты, возраст комплекса принимается в интервале поздний кембрий–ранний ордовик. Хотя нельзя исключить, что в свете приведенных выше данных по возрасту рио­литов, самые низы погурейской свиты могут иметь более древний средне­кем­брийский возраст.

Орангъюганско-лемвинский комплекс габбродолеритовый (νβO1–2ol). В состав данного комплекса включены долериты и габбродолериты, распро­страненные в ареалах развития погурейской, кокпельской, грубеинской и хар­бейшорской свит. Долериты и габбродолериты слагают силлы и дайки, про­ры­вающие вулканогенно-осадочные образования названных свит. Разме­ры тел варьируют от 1 до 200 м по мощности и от первых сотен метров до 2000 м 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 свидетельствует о внедрении интрузий в водонасыщенные неконсолидированные осадки. Таким образом, орангъ­юганско-лемвинский комплекс формировался в целом синхронно с отложе­ния­ми раннего–среднего ордовика.

Вмещающие породы – метаморфизованные до кварц-хлорит-серицитовых сланцев алевролиты и алевропелиты грубеинской и кокпельской свит нижне­го ордовика. В подошве тел развиты зоны ороговикования мощностью 1–2 м. В кровле явных экзоконтактовых изменений не наблюдается.

Габбродолериты сложены фенокристаллами и лейстами нацело соссюри­тизированного плагиоклаза (40–45 %), крупными (более 15 мм) ойко­крис­таллами клинопироксена, полностью хлоритизированным стеклом (5–10 %) и харак­те­ризуются пойкилоофитовыми, реже гломеропорфировыми средне­зер­нистыми структурами, а в основном массивными однородными текстурами. Апа­тит (в ассоциации с рудным минералом) составляет около 1 %. Ранний параге­незис вторичных минералов связан с постмагматическими изме­не­ния­ми габброидов. Представлен бурой роговой обманкой, кварцем, сфеном и, возможно, измененным плагиоклазом. Вторая минеральная ассо­циа­ция свя­зана с этапами бластокатаклаза и образована бесцветным тремолитом, блед­но-зеленым актино­литом, соссюритом, эпидотом, лейко­ксеном и хлоритом.

Химический состав пород однообразен (табл. 3. Государственная… Q-41, 2007). Содержание в них SiO2 45–49 масс. %, суммы щелочей – 2–3,5 масс. %, при резком преобладании Na2O над K2O. По содержанию K2O они относятся к низкокалиевому, реже умереннокалиевому типам. Характер распределения редких элементов (табл. 4) в долеритах и габбродолеритах близок к таковому в базальтах СОХ, однако они характеризуются повышенными содержаниями элементов КИР (рис. 3).

Таблица 3

Химический состав долеритов и габбродолеритов орангъюганско-лемвинского комплекса

SiO2

TiO2

A2O3

Fe2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

P2O5

ппп

Сумма

47,34

1,05

15,44

3,89

7,49

0,18

7,74

10,24

2,00

0,08

0,07

1,54

97,06

49,44

0,94

14,35

3,52

7,49

0,16

7,53

11,45

1,96

0,08

0,90

2,97

100,79

46,62

2,15

13,07

5,45

9,72

0,18

6,75

9,67

1,80

0,14

0,33

2,69

98,57

46,32

1,52

14,54

5,14

8,50

0,23

7,62

10,2

1,90

0,08

0,23

2,46

98,74

46,96

1,30

14,68

5,46

8,06

0,19

7,75

9,58

1,67

0,08

0,19

2,66

98,58

 

Таблица 4

Редкоэлементный состав долеритов и габбродолеритов
орангъюганско-лемвинского комплекса

Cs

Sr

Ba

Th

Ta

Hf

Zr

Cr

Co

0,76

425

4850

4,63

1,3

3,43

43

185

37,6

 

La

Ce

Pr

Nd

Sm

Eu

Gd

Tb

Dy

Ho

Er

Tm

Yb

Lu

6,58

16,6

2,47

12,6

4,21

1,94

6,53

1,09

6,8

1,58

4,57

0,69

4,17

0,68

Рис. 3. Характер распределения редких элементов в габбродолеритах орангъюган­ско-лем­винского комплекса.

Сплошная линия – базальты Н-типа СОХ [105].

 

Близость состава долеритов и габбродолеритов к составу вулканогенных пород и локализация среди вулканогенно-осадочных образований погурей­ской, кокпельской, грубеинской и харбейшорской свит позволяет предполо­жить ранне-среднеордовикский возраст рассматриваемых пород.

Ордовикские интрузивные образования

Райизско-войкарский комплекс дунит-гарцбургитовый(σ,υσ,υ–σО1–2rv) впервые был выделен Ю. Е. Молдованцевым под наиме­но­ва­нием войкаро-сыньинского с возрастом ранний силур. С 1988 г. [37] за ком­плексом закреплено название райизско-войкарский с возрастом O3–S1. Уль­тра­мафические породы данного комплекса пользуются широким распро­стра­нением на исследуемой территории, слагая крупный Погурейский блок, вхо­дящий в состав Войкаро-Сынинского гипербазитового массива, про­сти­раю­ще­гося далеко за пределы рассматриваемой территории. Они представ­ле­ны преимущественно гарцбургитами и дунитами. В резко подчи­ненных ко­ли­чествах присутствуют лерцолиты и шлирово-жильные тела вебстеритов, эн­ста­тититов и диопсидитов.

Войкаро-Сынинский массив имеет длительную историю изучения. В раз­ные годы его исследованием занимались Г. Л. Падалка [50], Г. П. Со­фро­нов [164, 165], С. Г. Беляевских, В. В. Зайков [117], А. Э. Грау­динь, А. А. Са­вель­ев, Г. Н. Савельева, Н. Л. Добрецов, Ю. Е. Молдаванцев, А. П. Ка­зак, [54], И. С. Ча­щухин, В. Ю. Алимов, Н. В. Вахрушева [167], Е. Е. Лазь­ко [39], С. А. Щер­баков [84], В. Ю. Алимов, Н. В. Вахрушева, А. В. Уханов и др. [116], А. Б. Макеев [41], П. М. Кучерина [137], А. М. Овеч­кин, Б. В. Пере­воз­чи­ков, И. И. Попов [152] и др. В результате этих работ собран богатый факти­че­ский материал, составлены разномасштабные геологические и прогноз­но-ме­таллогенические карты, произведена оценка рудоносности массива. Крупно­масштабные геологосъемочные, поисковые и тематические работы послед­них десятилетий [137, 152]; [65, 155] и др. позволили выявить детали внутреннего строения и структуры массива.

Гипербазиты райизско-войкарского комплекса в геофизических полях вы­де­ляются интенсивными положительными гравитационными аномалиями (25–40 мГал). Интенсивность аномалий нарастает в восточном направлении, что предполагает увеличение мощности гипербазитовых тел в этом направ­ле­нии. Согласно геофизическим данным, массив имеет падение на восток, а его мощ­ность увеличивается от 0,5–1,0 км в западной части до 8–10 км на восто­ке.

На исследуемой территории ультрамафиты слагают крупный Погурейский блок, протягивающийся в северо-восточном направлении на 60 км от вер­ховь­ев р. Погурей на юго-западе до р. Хойла на северо-востоке. После резкого уве­личения ширины выхода гипербазитов в верхнем течении р. По­гу­рей она оста­ется более или менее постоянной на протяжении всего блока и составляет 10–15 км, несколько сужаясь лишь в бассейнах рек Мал. и Бол. Лагорта (до 7 км). Погурейский блок представляет собой надвиговую пластину, па­даю­щую в юго-восточном направлении. Северо-западный кон­такт ультра­ма­фитов с породами грубешорской свиты, пальникшорской толщи, дзеляюс­кого (хордъюсского) комплекса и погурейской свиты тек­то­нический. В зоне кон­такта вмещающие породы будинированы, мило­нити­зированы, рассланцо­ваны и метаморфизованы, а ультрамафиты превращены в серпентиновые слан­цы и амфибол-серпентиновые милониты с юго-восточ­ным падением слан­це­вато­сти. Видимая мощность зоны серпен­тиновых слан­цев колеблется от нес­коль­ких до 400 м. В верховьях рек Прав. и Сред. Лагор­та ультрамафиты в зоне кон­такта насыщены дайками, ветвящимися жилами плагиогранитов погурей­ско­го комплекса. На юго-востоке ультрамафиты граничат с породами кэршор­ско­го комплекса. Контакт имеет севе­ро-во­сточ­ное простирание, с кру­тым (50–60°) падением на юго-восток. Все это, наряду с широким развитием в зо­не контакта рассланцованных пород, катаклазитов, а на юго-западном его про­дол­жении (листы Q-41-XXI, Q-41-XXII) милонитов и даже ультрами­ло­ни­тов свидетельствует о его преимущественно текто­ни­че­ском характере. Тем не менее, в гипербазитах изредка отмечаются дайки и мел­кие тела метагаб­бро­и­дов, которые наблюдались нами в бассейне рек Лагортаегарт и Лабогей и, по дан­ным Н. Б. Кузнецова с соавторами [135], в бассейне руч. Дзёля–Лабо­гей­шор. Ряд даек представлен метагабброидами, прео­бра­зованными в грана­то­вые амфиболиты, весьма схожими с породами дзеляюского комплекса (р. Ла­бо­гейе­гарт и отдельные дайки р. Лабогей). Дайки габброидов в гипер­базитах от­мечают и другие исследователи [133].

На рассматриваемой территории гипербазиты представлены преиму­щест­вен­но гарцбургитами с подчиненным количеством дунитов и резко подчи­нен­ным – лерцолитов. По данным предшествующих детальных работ [152], cре­ди них выделяются три характерные вещественные ассоцииации: дуни­то­вая (σ), гарцбургитовая (υσ) и промежуточная дунит-гарцбур­ги­товая ассоциа­ция (υ–σ), представленная гарцбургитами с сетчатыми, полосчатыми и жило­об­раз­ными выделения дунитов.

Для наиболее распространенных гарцбургитов комплекса характерна по­лос­чатость, обусловленная переменным содержанием энстатита в прослоях не­рав­номерной мощности. Преобладает чередование 5–20–40-сантиметровых полос с содержанием 10–20–40 % энстатита, тогда как 1–2-сантиметровые по­ло­сы сложены энстатитовым дунитом или оливиновым энстатититом. По­лос­чатость гарцбургитов проявлена неравномерно. Помимо отчетливо полос­ча­тых разновидностей присутствуют массивные, грубо-, и неяснополос­чатые по­роды [135]. Среди гарцбургитов изредка встречаются реликты лерцолитов.

В пределах массива выявлены крупные желобовидные складчатые струк­туры («синформы»), с которыми генетически связано развитие системы ли­ней­ных зон пластично-сколовых деформаций [64, 84]. В ядерных частях склад­чатых структур располагаются крупные дунитовые тела штокообразной и неправильной формы. Размер их достигает 1–3 км по длинной оси. Крупные тела дунитов обычно окружены ореолами пересекающихся прямолинейных жило­подобных тел дунитов и жил пироксенитов, хромититов. В строении жильного ореола вокруг крупных дунитовых тел выделяется грубо выра­жен­ная зональность [133].

Непосредственно к крупным дунитовым телам примыкает зона, представ­лен­ная густой сетью жилоподобных тел дунитов неправильной формы, мощ­ностью от 30–40 см до 1–3 м. В центральных частях тел дунитов выявлены участки гарцбургитов. Изредка дуниты содержат шлировые скопления хром­шпинелей. Внутренняя зона сменяется гарцбургитами с сетью пересекаю­щихся линейных жилоподобных тел дунитов. Мощность их небольшая – от первых до 20–30 см. Объем составляет 5–10 %. Далее количество дунитов постепенно уменьшается вплоть до полного их исчезновения. В отдельных случаях крупные дунитовые тела не сопровождаются ореолом дунитовых выделений в гарцбургитах. С данными образованиями связано формирование хромитового оруденения глиноземистого типа [133].

Помимо вышеперечисленных пород достаточно широким распростра­не­ни­ем пользуются энстатититы, вебстериты и диопсидиты, слагающие жило­об­раз­ные тела. Образование систем жил не было одноактным: первыми фор­ми­ро­вались дунит-энстатит-диопсидовые обособления в системе полосча­тос­ти гарц­бургитов и только на следующем этапе – жилы, секущие полос­ча­тость [135].

Вышеописанные полосчатые и складчатые структуры, как правило, несо­глас­ны по отношению к границам массива, что предполагает их форми­рова­ние в мантийных условиях [65, 84, 155]. Это, наряду с субвертикальным паде­нием жил различного состава, свидетельствует о том, что первичное субго­ри­зон­тальное залегание офиолитовой ассоциации практически не было наруше­но на стадии выведения его в верхние горизонты коры.

Гарцбургиты представляют собой среднезернистые, равномернозернистые породы темно-серого, иногда с зеленоватым оттенком цвета, характе­ризую­щие­ся массивной или полосатой текстурами. На выветрелой поверхности обра­зована охровая корка, что определяет характерный красно-бурый цвет по­род. Гарцбургиты содержат переменные количества ортопироксена. В по­лос­чатых разновидностях его содержания колеблются от 10 до 40 масс. % в различных полосах. Обычно же его количество составляет 10–15 масс. %. Ги­пи­дио­морфные зерна ортопироксена размером 1–3 мм занимают чаще всего совершенно определенную позицию, располагаясь в интерстициях между круп­ными (4–8 мм) гипидиоморфными кристаллами оливина и образуя иног­да неполные келифитовые каймы вокруг него. Это обусловливает пани­дио­морф­ную или аллотриоморфную (с элементами келифитовой) структуру по­род (рис. 4). В некоторых разновидностях отмечается клино­пироксен (первые проценты), в виде мелких (0,3–1 мм) ксеноморфных зерен. Породы нередко в различной степени катаклазированы. В этих разновидностях присутствуют упло­щенные прямоугольной или близкой к ней формы кристаллы оливина, в которых наблюдаются двойники скольжения. Между этими кристаллами ра­спо­лагаются удлиненные зерна ортопироксена. Степень дробления пород раз­лична. Наиболее измененные разновидности характеризуются цементной струк­турой, обусловленной наличием мелких обломков кристаллов оливина и пироксена, окружающих сохранившиеся от дробления более крупные зерна. Оливины из гарцбургитов принадлежат к высокомагниевым разновидностям с количеством форстеритового минала 81–85 %. Ортопироксен соответствует почти чистому энстатиту с содержанием ферросилитового минала 12–18 %. Клинопироксен представлен диопсидом с количеством гиденбергитовой со-


Рис. 4. Гарцбургит с гипидиоморфнозернистой структурой. (обр. 101/1, верховья р. Вылью, Погурейский блок Войкаро-Сынинского массива, ув. 5х, николи+).

Enst – энстатит, Ol – оливин, Chrm – хромитит.

ставляющей 7–12 % (прил. 8.1). В гарцбургитах в небольших коли­чествах обыч­но присутствуют хромшпинелиды. В нерудных образцах хром­шпине­ли­ды распространены в виде мелких изометричных округлых и непра­виль­ных зерен размером от 0,01 до 2–3 мм. Отмечаются как высоко­хро­мистые, так и глиноземистые разновидности, при этом и те и другие могут при­сутствовать в пределах ограниченных площадей и даже од­ного образца. При­мером может служить детально изученные нами хром­шпинелиды Лабо­гейского рудного узла (прил. 8.1). Гарцбургиты в различ­ной степени изме­не­ны: серпентини­зи­рованы, амфиболизированы.

Дуниты представляют собой среднезернистые, равномернозернистые по­роды темно-серого, иногда с зеленоватым оттенком цвета, характери­зую­щие­ся массивной текстурой. На выветрелой поверхности образована охровая кор­ка, что определяет характерный красно-бурый цвет пород. Дуниты характери­зуются равномернозернистой, панидиоморфнозер­нистой или аллотриоморф­но­зернистой структурами, массивными текстурами. Размер зерен оливина от 1,5 до 2,5 и от 2,5 до 5 мм в различных по зернистости разновидностях. Сер­пентинизация в них проявлена по отдельным извилистым трещинам и по кра­ям зерен оливина. В более измененных породах наблюдается петельчатая струк­тура. В сильно серпентинизированных и катаклазированных дунитах (сер­пен­тиновых сланцах) нередко отмечается широкое развитие магнетита, сла­гающего цепочки зерен, располагающихся параллельно плоскости кри­стал­лизационной сланцеватости. Оливин в дунитах характеризуется высокой магнезиальностью (прил. 8.1). Количество форстеритового минала несколько выше, чем в гарцбургитах, и составляет 85–89 %. Второстепенным минералом дунитов иногда является энстатит. В качестве акцессорного минерала при­сут­ствует небольшое количество хромшпинелида, представленного как высоко­хро­мистыми, так и глиноземистыми разновидностями. Состав хромшпи­не­лидов из руд Лабогейского рудного узла представлен в прил. 8.1. Как видно из таблицы, они обладают несколько различной хромистостью, глиноземис­то­стью и железистостью, хотя статистически преобладают глиноземистые раз­но­видности. Помимо этого, при микрозондовых исследованиях в рудных об­раз­цах обнаружен ряд специфических минералов. Это различные сульфиды и минералы платиновой группы (прил. 8.1).

Лерцолиты – среднезернистые, равномернозернистые породы тем­но-се­ро­го, иногда с зеленоватым оттенком цвета, характеризующиеся массивной тек­сту­рой. На выветрелой поверхности образована охровая корка, что опреде­ляет характерный красно-бурый цвет пород. Состоят из оливина 70–75 %, эн­статита 15–20 %, диопсида 5–7 % и хромшпинелида – около 1 %. Наряду с пре­об­ладающими равномернозернистыми разновидностями встречаются лер­цо­литы с порфировидными зернами энстатита и оливина и гломеровид­ным рас­пре­делением минералов. Рисунок структуры полигональнозернистый; по­лос­чатые текстуры и линейность, как правило, отсутствуют. Лерцолиты ме­нее серпентинизированы, чем гарцбургиты; их небольшие тела среди оли­вин-ан­ти­горитовых пород практически не содержат серпентина.

Энстатититы, вебстериты и диопсидиты слагают жилообразные тела. Они представляют собой средне- и крупнозернистые, равномернозернистые породы темно-серого, иногда с зеленоватым оттенком цвета, характери­зую­щиеся массивной текстурой. На выветрелой поверхности образована охровая корка, что определяет характерный красно-бурый цвет пород. Данные образо­вания отличаются лишь количественными соотношениями пироксенов.

Химический состав дунитов и гарцбургитов (прил. 8.2) малоинформативен в плане различия данных пород. Все они обладают низкой кремнеземисто­стью (SiO2 в среднем составляет 42,5 масс. % в пересчете на сухой остаток), низкой железистостью (обычно 7–10), крайне низком содержанием TiO2 (со­тые процента), Al2O3 (десятые процента), CaO (десятые процента) и суммы ще­лочей (Na2O + K2O – сотые процента), что заметно ниже, чем средние зна­чения для гарцбургитов и дунитов океанов [77]. Напротив, содержания MgO в породах аномально высоки (до 52 масс. % в пересчете на сухой остаток). Отношения Al2O3/TiO2 также высоки и достигают значений 50 и более, в среднем составляя 30. Подобные химические особенности в большей степени присущи коматиитам, однако сходными особенностями обладают и некото­рые кумулятивные или реститовые ультрамафиты [79].

Содержания редких и редкоземельных элементов в гипербазитах райиз­ско-войкарского комплекса (прил. 8.3) низки и часто находятся вблизи и ниже порога чувствительности анализа, что не позволяет анализировать характер их распределения. Для редкоземельных элементов начала ряда характерны содержания, составляющие 0,05–0,5, для середины – 0,02–0,2 и для конца – 0,05–0,4 хондритовых значений. При этом каких-либо значительных различий в концентрациях РЗЭ для рассматриваемых типов пород не наблюдается. Ха­рак­терен весьма сходный U-образный характер их распределения во всех ги­пер­базитах (рис. 5). Широкие вариации содержаний РЗЭ объясняются, с од­ной стороны, ошибками анализа (содержания ряда элементов близки к порогу чувствительности анализа), с другой – неодинаковой степенью плавления ман­тийного субстрата даже в пределах ограниченных площадей.

Все это позволяет говорить о крайней деплетированности гипербазитов в от­ношении ряда породообразующих и редких элементов. Это подразумевает, что рассматриваемые породы являются тугоплавким мантийным остатком после выплавления (без сомнения неоднократного) базальтовых или пикри­товых магм.

Ультрамафические породы райизско-войкарского комплекса в той или иной степени подвержены процессам метаморфизма. Метаморфизм гипер­ба­зи­тов Полярного Урала детально изучен Н. И. Брянчаниновой [5]. Выде­ле­но два этапа метаморфических преобразований: регрессивный и прогрес­сив­ный.

Выявлено четыре фации регрессивного метаморфизма: антофиллитовая, тальковая, антигоритовая, лизардитовая. Им соответствуют следующие типо­морфные ассоциации минералов: антофиллит + оливин, тальк + актинолит +
+ хлорит, антигорит + оливин, лизардит + брусит + магнезит. Степень серпен­ти­ни­зации пород составляет в среднем около 50 % [42], слабо возрастая к краевым частям. В центральной части массива сохраняются участки практи­чески неизмененных пород. Изменения отвечают условиям зеленосланцевой фации и носят изохимический характер. В целом такая последовательность согласуется с экспериментальными данными [99, 6] и, очевидно, связана с последовательным охлаждением и гидратацией ультрамафитов при их подня­тии в верхние горизонты коры. Это подтверждается и изотопным составом воды, который указывает на ее морскую природу [5].

 

Рис. 5. Распределение редкоземельных элементов в гарцбургитах и дунитах райизско-войкарского комплекса.

Гарцбургиты – сплошная линия (среднее из 16), дуниты – пунктирная линия (среднее из 29).

 

Прогрессивный этап метаморфизма, по Н. И. Брянчаниновой, имеет ло­каль­ное проявление и включает следующие фации: энстатитовая, тремоли­то­вая, антигоритовая (войкаритовая), хризотиловая, лизардитовая. Им соответ­ству­ют следующие типоморфные ассоциации минералов: энстатит + оли­вин + магне­тит, тремолит + тальк + магнетит, оливин + антигорит + магнетит, хризотил + брусит + магнетит, лизардит + брусит + магнетит. С этим этапом связано формирование комплекса метаморфизованных ультрабазитов, вклю­чаю­щих амфибол-тальк-оливиновые, антигорит-оливиновые массивные и слан­цеватые породы и рекристаллизованные пегматоидные дуниты. Пло­щадь распространения пород составляет не менее 35  % от общей площади ком­плекса. Они слагают зоны переменной мощности (от первых метров до 400 м). Падения зон – юго-восточные под углами от 5 до 50°. Строение зон неоднородно вследствие резкоградиентных условий метаморфизма, отвечаю­щих амфиболитовой и зеленосланцеавой фациям. На основании данных по изотопии воды, в оливин-антигоритовых породах Н. И. Брянчаниновой [5] сде­лан вывод о наследовании изотопного состава водорода воды антиго­ри­том, замещающим лизардит-бруситовую ассоциацию петельчатых серпенти­ни­тов.

Если регрессивный этап метаморфизма легко объясним с точки зрения геодинамики (остывание и метаморфизм реститов по мере отодвигания их от оси СОХ), то относительно прогрессивного этапа встает вопрос о процессе, который мог бы привести к его проявлению. Давно известно [4, 102], что метаморфические изменения серпентинитов сильно зависят от температуры и почти нечувствительны к давлению. Поэтому проявление локального прогрес­сивного метаморфизма можно было бы связать с локальным повы­шением температуры в пределах гипербазитовых тел при выведении их в верхние горизонты коры. Однако безводная ассоциация (энстатит + оливин + магне­тит) возникает при достаточно высоких температурах (около 900 °С), до этой температуры остается устойчивым брусит. Какие процессы могли привести к столь значительному повышению температуры? Вероятно, это могло быть свя­зано с внедрением высокотемпературных расплавов, таких как бонини­товые еще в мантийных условиях. Если это так, то проявление прогрес­сив­ного метаморфизма можно считать важным поисковым критерием хроми­то­вого оруденения.

Последующие этапы изменения связаны с тектоническими преобразо­ваниями ультрабазитов и носят локальный характер. Продукты метаморфизма представлены хризотиловыми серпентинитами и тальк-серпентиновыми поро­дами.

Помимо описанных, в пределах Войкаро-Сынинского массива и в част­ности Пайерской тектонической пластины, в гипербазитах проявлены специ­фи­ческие метаморфические процессы преобразования в высокобари­ческих усло­виях с формированием жадеититов. Жадеититы располагаются в преде­лах западной приконтактовой части массива. Формирование их связывается со сложными процессами взаимодействия флюида, содержащего необходи­мые для образования жадеита компоненты (в частноcти Na), с серпентини­зированными гипербазитами над зоной субдукции при давлениях > 5–6 кбар, PH2O = Pобщ. и в отсутствии кварца [94]. Считается, что формирование флюида происходит в зоне субдукции в результате дегидратации затянутого в нее оса­дочного материала на больших глубинах вплоть до глубин перехода голубых сланцев в эклогиты [103].

Вопрос о возрасте гипербазитов райизско-войкарского комплекса не может иметь однозначного решения. Здесь важно определиться, что, собственно, по­нимать под возрастом данных горных пород: 1) первоначальное, очевидно, раннедокембрийское формирование их субстрата; 2) этапы их преобразования в ходе различных петрогенетических процессов, также, очевидно, многоэтап­ных; 3) последний из этих процессов, определивший современный облик рай­из­ско-войкарского комплекса или, наконец, 4) возраст офиолитообра­зо­ва­ния, т. е. возраст выведения их на поверхность. Кроме того, 5) на облик ком­плекса могли повлиять и процессы коллизии Восточно-Европейского палео­континента (Балтии) с Сибирским в том случае, если офиолиты эксгу­миро­вались до этой коллизии. В настоящее время большинство исследователей по­лагает, что гипербазиты представляют собой сильно истощенный мантийный рестит, испытавший несколько актов частичного плавления. Имеются две да­тировки ультрамафитов райизско-войкарского комплекса. Первая получена Г. Н. Савельевой с соавторами [66] уран-свинцовым методом по единичным зер­нам циркона из хромититов и составляет 600 млн лет. Вторая – ре­ний-ос­миевым методом [3] и соответствует 585 ± 6 млн лет. Если говорить о возра­сте гипербазитов относительно эволюции Палеоуральского океана, то, несом­нен­но, что начало преобразований мантийного субстрата связано с началь­ны­ми стадиями раскрытия океанического бассейна и происходило около 600 млн лет назад, а возможно, и ранее. Последние же крупные преобра­зо­вания, вероятно, происходили в надсубдукционной обстановке в позднем ор­до­вике при формировании кэршорского комплекса (около 450 млн лет назад). При коллизионных процессах в карбоне и перми сформировались серпен­тинитовые меланжи и зоны серпентинитовых милонитов внутри массива.

Согласно материалам [139], принимается ранне-среднеордовикский воз­раст райизско-войкарского комплекса.

Кэршорский комплекс дунит-верлит-клинопироксенит-габбровый(σ,υσ,υ,νО2–3k) впервые был выделен Ю. Е. Молдаванцевым [46] как силу­рий­ский. В состав кэршорского комплекса входят полосчато чередующиеся дуниты, верлиты, клинопироксениты, плагиоклазовые клинопироксениты, габ­бро, оливиновые габбро, троктолиты, анортоизиты и однородные габброи­ды, часто метаморфизованные в условиях эпидот-амфиболитовой фации. Эти образования располагаются восточнее поля развития райизско-войкарских гипербазитов. Объем кэршорского комплекса трактуется неоднозначно. Обыч­но в его состав включаются как полосчато-чередующиеся дуниты, вер­ли­ты, оливиновые клинопироксениты, клинопироксениты, плагиокла­зо­вые кли­нопироксениты, габбро, оливиновые габбро, троктолиты и анортои­зиты, располагающиеся обычно непосредственно у контакта с райиз­ско-вой­кар­скими гипербазитами, так и однородные габброиды, залегающие далее к востоку. Н. Б. Кузнецов с соавторами [135] относят к кэршорскому комплексу лишь полосчато-чередующиеся базиты и гипербазиты, распространенные как в юго-восточном, так и в северо-западном обрамлении гипербазитового мас­сива. Тем не менее, «западные» метагабброиды заметно отличаются от кэр­шор­ских как по вещественному составу, так и степенью метаморфизма, а во­сточ­ные по своим геохимическим характеристикам неотличимы от однород­ных. Поэтому мы относим к кэршорскому комплексу породы «полосчатого ком­плекса» и «изотропные» габброиды, распространенные в юго-восточном обрам­лении райизско-войкарских гипербазитов. Петротип кэршорского ком­плекса находится на участке между реками Труба-Ю и Лагортаю и описан А. А. Са­вельевым как трубаюская формация (прил. 6).

На территории листа породы кэршорского комплекса слагают непре­рыв­ную полосу, протягивающуюся в северо-восточном направлении от р. Кок­пе­ла на юге до р. Труба-Ю на севере. Ширина их выходов 1,5–9 км. На севе­ро-за­паде породы кэршорского комплекса повсеместно граничат с рай­из­ско-войкарскими гипербазитами. Контакт большей частью текто­ниче­ский, имеет северо-восточное простирание. В зоне контакта широко развиты мило­ни­ты как по габброидам, так и по гипербазитам. Ширина милонити­зирован­ных пород различна, но обычно составляет десятки метров. На юго-востоке габ­броиды кэршорского комплекса граничат с гранитоидами собского ком­плекса. Контакт повсеместно тектонический. В зоне контакта широко развиты милониты по габброидам и гранитоидам. Особенно мощная зона милонитов шириной 1–1,5 км наблюдается в бассейне р. Мал. Лагорта. Менее мощные зоны отмечены в бассейнах рек Кокпела, Погурей, Бол. Лагорта. Часть из этих обра­зований, напоминающих скрытокристаллические породы, ошибочно при­ни­малась за лагортаюский комплекс параллельных даек, а менее раздроб­ленные породы, располагающиеся среди ультрамилонитов, – за скрины.

В пределах полосчато-переслаивающихся базитов и ультрабазитов отмечается субвертикальное или крутое падение контактовых поверхностей на юго-восток. Характерна невыдержанность состава отдельных полос по про­стиранию. Контакты различных разновидностей как постепенные, так и рез­кие. Здесь же участками присутствуют габброиды с полосатой текстурой, обусловленной частым чередованием лейкократовых и меланократовых по­лос, обогащенных клинопироксеном или плагиоклазом вплоть до образова­ния пироксенитов и анортозитов. Мощность полос обычно не превышает первые сантиметры, реже доходит до десятков сантиметров. Переходы между различ­ными разновидностями постепенные, но в целом падение контактов также верти­кальное или юго-восточное. Большинство авторов относит пере­слаи­вающиеся базиты-ультрабазиты к первой фазе внедрения кэршорского ком­плекса, а однородные габброиды – ко второй, что не имеет веских оснований.

Однородные габбро имеют зеленовато-серую окраску, мелко-, реже сред­не­зернистую структуру, массивную текстуру. В зонах катаклаза и милони­тизации они преобретают катакластическую и милонитовую структу­ру. Кли­но­пироксениты распространены среди габброидов обычно в виде небольших неправильной формы тел. Они имеют темно серую окраску, среднезернистую, реже крупнозернистую структуру и однородную текстуру. Часто они ассоци­и­руются с прорывающими их жилами габбропегматитов. Контакты между кли­но­пироксенитами и габбро резкие, но интрузивных соотношений не наблю­дается.

Дуниты по внешнему виду неотличимы от райизско-войкарских. Это сред­не­зернистые и реже мелкозернистые породы с панидиоморфной или алло­трио­морфной структурами. Свежие разновидности встречаются редко. Обыч­но породы сильно серпентинизированы, вплоть до образования серпенти­ни­тов. Степень серпентинизации составляет, как правило, 50–60 %. Единствен­ным отличием их от дунитов райизско-войкарского комплекса является нес­коль­ко повышенная железистость (13–18 против 7–8).

Клинопироксениты, верлиты и оливиновые клинопироксениты и их пла­гио­клазовые разновидности представляют собой мелко-среднезернистые рав­но­мернозернистые породы темно-серого до светло-серого с зеленоватым от­тенком цвета. Породы отличаются лишь количественными соотношениями клинопироксена и оливина, присутствием и отсутствием плагиоклаза. Они достаточно сильно изменены (серпентинизированы, оталькованы, амфибо­ли­зи­рованы, эпидотизированы). Главной петрологической особенностью пород яв­ляется угнетенное положение оливина относительно клинопироксена. Пи­роксен слагает относительно крупные (до 2–2,5 мм) идиоморфные кристаллы, в интерстициях между которыми располагаются ксеноморфные зерна оли­вина, заполняющие межзерновое пространство. Это свидетельствует о том, что, по крайней мере, на определенном этапе становления комплекса клино­пироксен был первой ликвидусной фазой.

Габброиды, находящиеся в переслаивании с ультрамафитами, по внешнему виду несколько отличны от однородных. Они характеризуются большей сте­пенью изменения и более блеклыми окрасками. Преимущественно это мета­морфизованные в условиях эпидот-амфиболитовой фации габброиды, пред­став­ляющие собой эпидот-клиноцоизит-амфиболовые породы. В некоторых разно­видностях присутствуют реликты плагиоклаза и клинопироксена (диоп­сида). Плагиоклаз представлен битовнитом или анортитом. Реже встречаются измененные оливиновые габбро, троктолиты, анортозиты, габбронориты.

Однородные габбро кэршорского комплекса также обычно изменены в условиях эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма. В большинстве слу­чаев породы сложены амфиболом (актинолитом, куммингтонитом, реже рого­вой обманкой), развивающихся по клинопироксену и клиноцоизит-эпидо­то­вым агрегатом по плагиоклазу. Неизмененных разновидностей не обнару­же­но. В некоторых разновидностях присутствуют реликты клинопироксена и плагиоклаза. В этом случае плагиоклаз представлен битовнитом и анортитом, клинопироксен – диопсидом.

Химический состав пород кэршорского комплекса весьма своеобразен (прил. 8.4). В первую очередь это касается габброидов. Примечательно, что по своим геохимическим особенностям полосчатые и однородные габброиды не­отличимы друг от друга. Для них характерно пониженное содержание крем­не­зема, колеблющееся от 39 до 49 масс. %, очень редко до 52 масс. %, низ­кие содержания суммы щелочей, редко превышающие 2 масс. % крайне низкое содержание TiO2 (менее 1 и обычно менее 0,5 масс. %). Содержания MgO – 10–18 масс. %, CaO – 5–13 масс. %. K2O никогда не превышает 0,5 масс. % и обычно находится около значений 0,1 масс. %, а Na2O, как пра­вило, меньше 2 масс. %. Степень окисленности железа (Fe3+/(Fe3+Fe2+), ат. кол.) в габброидах не превышает 0,3. Это свидетельствует о кристаллизации расплавов в восстановительных условиях, что не способствует кристал­ли­за­ции магнетита.

Для габброидов характерно крайне низкое (ниже, чем в Н-тип СОХ базаль­тах, иногда на порядок и более) содержание редкоземельных и ВЗИ элемен­тов при достаточно широких их вариациях (рис. 6, прил. 8.5). Содержания эле­ментов КИР близки к значениям, характерным для базальтов Н-типа СОХ и в некоторых случаях несколько (но незначительно) превышают их. Харак­тер­ны весьма схожие профили распределения редких и редко­земельных эле­ментов во всех габброидах. По характеру распределения и концентрациям ред­ко­земельных элементов породы сходны с коматиитами и пикритами (рис. 7), что выражается в обеднении пород легкими редкоземельными эле­мен­тами относительно тяжелых и элементов середины ряда. В ряде случаев отмечается положительная европиевая аномалия. На рис. 8 показано распре-

Рис. 6. Характер распределения редких элементов в породах кэршорского комплекса.

Пунктирная линия – базальты Н-типа СОХ (нормировано по примитивной мантии [105]).

 

 

 

Рис. 7. Распределение редкоземельных элементов в породах кэршорского комплекса (нормировано по хондриту [90]).

Сплошные линии – клинопироксениты, оливиновые клинопироксениты и верлиты; точечные линии – габброиды; пунктирная линия – базальты Н-типа СОХ.

Рис. 8. Распределение редкоземельных элементов  в породах кэршорского комплекса, нормированных к гарцбургитам райизско-войкарского комплекса.

 

 

деление редкоземельных элементов в породах кэршорского комплекса, нор­ми­рованных к гарцбургитам райизско-войкарского комплекса. Из рисунка вид­но, что только концентрации редкоземельных элементов середины ряда до­сти­гают 100-кратных значений для гарцбургитов, тогда как содержания лег­ких и тяжелых РЗЭ превышают концентрации этих элементов в гарц­бур­ги­тах максимум в 30–40 раз, а лантана – лишь в 10 раз и иногда аналогичны та­ковым в гарцбургитах.

Химический состав верлитов, оливиновых клинопироксенитов и клино­пи­ро­ксенитов отражает их минералогию. Характерными особенностями явля­ют­ся низкие содержания TiO2 и щелочей. Они обладают статистически более низ­кими, чем габброиды, но вполне сопоставимыми содержаниями редкозе­мель­ных и редких элементов (рис. 8). Отмечаются широкие вариации содер­жаний редкоземельных элементов.

Крайне низкие содержания редкоземельных и ВЗИ элементов (заметно бо­лее низкие, чем в Н-тип СОХ базальтах) и несколько повышенные концен­тра­ции элементов КИР в габброидах кэршорского комплекса свидете­ль­ству­ют о невозможности их образования путем частичного плавления депле­ти­ро­ван­ного источника, аналогичного таковому для Н-типа СОХ базальтов. Такие осо­бенности, а также очень низкие содержания TiO2 сближают габ­брои­ды с бо­нинитами. Это свидетельствует о том, что габброиды кэршор­ско­го комп­лекса могли образоваться путем частичного плавления более деплети­рован­но­го источника, чем источник базальтов Н-типа СОХ. Большинство исследова­телей полагают, что тугоплавким остатком после выплавления кэршорских габброидов являются гипербазиты райизско-войкарского комплекса [65, 135, 155]. Однако содержания редкоземельных элементов и особенно легких) в габ­броидах слишком малы, чтобы такое предположение было правдоподоб­ным.

Помимо этого, габброиды характеризуются широкими вариациями содер­жа­ний редких и редкоземельных элементов, тогда как продукты частичного плав­ления должны минимально различаться по этому параметру. Действи­тель­но, согласно уравнению Д. Шоу*, лишь при степени частичного плавле­ния менее 10 % вариации в содержаниях РЗЭ могут превышать десятикрат­ный уровень, тогда как при больших степенях плавления эти различия будут мень­шими даже при валовом коэффициенте разделения 0,01, характерном для оли­вина в отношении РЗЭ. Если же степень частичного плавления была мень­ше 10 %, то различия в содержаниях РЗЭ между габброидами и гипер­бази­та­ми райизско-войкарского комплекса (как полага­ют, реститом) были бы значи­тельно большими. Таким образом, райиз­ско-войкарские гипербазиты не могут быть тугоплавким остатком после выплавления кэршорских габброидов.

Из вышесказанного следует, что габброиды кэршорского комплекса могли образоваться либо в результате частичного плавления иного сильно деплети­рованного источника, либо имеют кумулятивную природу. В пользу кумуля­тивной природы габброидов свидетельствует характер распределения в них редкоземельных элементов и положительная европиевая аномалия различной интенсивности. Так, характер наклона кривых распределения РЗЭ в сторону легких РЗЭ в габброидах соответствует кривой коэффициентов их распре­де­ления для клинопироксена [88], а наличие положительной европие­вой анома­лии – положительной европиевой аномалии в плагиоклазе (рис. 9). Таким образом, можно полагать, что габброиды являются клинопироксен-плагио­кла­зовыми кумулятами, а дуниты, верлиты и клинопироксениты – оливиновыми, оливин-клинопироксеновыми и клинопироксеновыми кумулятами соответ­ствен­но. Относительно происхождения полосчато-переслаивающихся пород можно предположить, что они сформировались в подводящей «трещинной» зо­не неоднократного поступления расплавов в верхние горизонты. При этом поднимающиеся расплавы испытывали фракционирование с постоянным раз­делением кумулятов и остаточного расплава. Резко неравновесная кристал­лизация смещала состав расплава (от котектики) в сторону той или иной кристаллической фазы, фракционирование которой приводило к возврату рас­плава на котектику. Таким способом могли формироваться различные по со­ставу кумуляты, слагающие невыдержанные по простиранию полосы различ­ной мощности. С этой точки зрения полосчато-чередующиеся породы, скорее, обра­зовались на заключительных этапах становления габброидной интрузии.

*CL/CO= 1/[D(1 – F)+F], где CO – концентрация элемента в исходной породе, CL – концентрация элемента в образующемся расплаве, D – валовый коэффициент разделения микроэлемента между реститом и расплавом в момент их сепарации (D = SinxiKpi, где xi – весовая доля минерала i в твердофазовом агрегате, Kpi – коэффициент разделения между минералом i и расплавом), F – весовая доля расплава по отношению к исходной породе.

Рис. 9. Коэффициенты разделения РЗЭ для минералов базальтов.

По Дж. Арту, 1976 [88].

 

Преимущественно кумулятивная природа габброидов кэршорского комплекса подразумевает невозможность фазового их разделения. На карте показаны поля преимущественного развития «полосчатых» и однородных фациальных разновидностей комплекса.

Нами получены конкордантные датировки габброидов кэршорского ком­плекса уран-свинцовым методом по единичным зернам циркона (SHRIMP II, ЦИИ ВСЕГЕИ), составляющие 446,8 ± 4,3, 446 ± 2 и 453 ± 7 млн лет, что обо­сно­вывает позднеордовикский возраст комплекса (прил. 7). С учетом того, что спилиты соколинской и усть-конгорской свиты в более северных районах СФЗ [57] имеют средне-позднеордовикский возраст, аналогичный возраст при­нят и для кэршорского комплекса в целом.

Силурийско-девонские плутонические,
гипабиссальные и субвулканические образования

Лагортаюский комплекс дайковый долеритовый(b, pγO3–S1l) выявлен А. П. Казаком в 1975 г., позднее он был детально изучен и описан Р. Г. Язевой и B. В. Бочкарёвым [87] под названием «комплекс параллельных даек» [86]. Фрагменты комплекса даек располагаются внутри мощной тектонической зоны северо-восточного простирания, которая прослеживается более чем на 150 км (от широты р. Войкар на юге до р. Енгаю на севере) при ширине зоны от 1,5 до 3,0 км. Мощность отдельных даек – от 0,2 до 2,0 м. По нашим на­блю­дениям, дайковый пояс не пользуется столь значительным распро­стра­не­нием, как это полагали предшественники, а на его простирании чрез­вы­чай­но широко развиты милониты и бластомилониты, в которых местами наблю­дается метаморфическая дифференциация вещества габброидов на мелано- и лейкосому. Милонитизация особенно интенсивно проявлена на контакте габ­брои­дов с тоналитами лагортинско-кокпельского комплекса, где одинаково рас­слан­цованы и габбро (амфиболиты) и диориты.

В состав комплекса входят плагиоклаз-пироксеновые и мегафировые пла­гио­клазовые долериты, метадолериты, единичные дайки плагиогранитов, магма­тические брекчии с плагиогранитным цементом.

Породы подверглись метаморфизму пренит-пумпеллитовой фации. В пе­тро­типическом разрезе р. Лагорта-Ю в дайках хорошо сохраняется первичная структура – афировая пилотакситовая у контактов и порфировая габ­бро­диа­базовая в центральных частях даек (прил. 6). Порфировые выделения плагио­клаза (An65–55) в породах частично замещены цоизитом, а пироксена – акти­нолитом.

Химизм даек свидетельствует о дифференцированности их состава. Общи­ми петрохимическими особенностями комплекса параллельных даек явля­ют­ся низкое содержание калия и алюминия, а также умеренное содержание титана и железа.

Мы проводили изучение фрагментов дайкового пояса в петротипическом разрезе по р. Лагорта-Ю. Разрез на р. Лагорта-Ю представляет собой круп­ный, вероятно, линзовидный, фрагмент пояса или области интенсивного неод­но­кратного внедрения даек трех, а возможно и большего числа генераций. Наиболее ранняя генерация представлена субвертикальными дайками доле­ри­тов (или их обломков), для которых устанавливаются двусторонние зака­лен­ные контакты (рис. 10). Несмотря на сложную тектоническую ситуацию

Рис. 10. Закаленные контакты будинированной долеритовой дайки, р. Лагорта-Ю.

Прямоугольник – место отбора проб 1127/1, 1а.

(междайковое пространство интенсивно тектонизировано, дайки разорваны на отдельные блоки со смещением), здесь наблюдается, вероятно, горячий кон­такт с клинопироксеновым габбро кэршорского комплекса, которое однозна­чно диагностируется по специфическому спектру РЗЭ (рис. 11).

 

 

Рис. 11. Геохимическая характеристика лагортаюского комплекса.

а) распределение РЗЭ (нормировано по хондриту [90]); б) спайдер-диаграмма (нормировано по N-MORB [105]).

1 – поле спектров РЗЭ даек р. Лагорта-Ю (n = 3); 2 – то же р. Прав. Пайера (n = 5); 3 – габбро кэршорского комплекса (обр. Lu-4/2); 4 – габбро из контакта с дайкой (обр. 1127/1а); 5 – пиллоу-лава войкарской свиты (обр. 8066/1); 6 – нормальные базальты СОХ (N-MORB [105]).

Плагиограниты (pγ) наблюдались в разрезах рек Лагорта и Лагорта-Ю. Представлены премущественно жилами мощностью от 1,5 до 25 см. Сеть пла­гио­гранитных жил прослежена в борту р. Лагорта на протяжении 30 м. Пла­гиограниты имеют белый, иногда с серовато-бежевым оттенком цвет. Тек­стура однородная, структура гипидиоморфнозернистая. Состоит из пла­гио­кла­за, кварца и темноцветного минерала. Размер кристаллов плагиоклаза – от 0,7 до 2 мм, кварца – от 0,5 до 1,5 мм. Плагиоклаз (олигоклаз) обладает боль­шим идиоморфизмом по отношению к кварцу, имеет отчетливое зональное строение. Темноцветный минерал (псевдоморфно замещенная актинолитом ро­го­вая обманка) сгруппирован в интерстициях и составляет примерно 8–10 % от объема породы.

На листе Q-41-XVII дайковый комплекс распространен в среднем течении р. Прав. Пайера. Здесь дайки залегают среди пироксенитов кэршорского ком­плек­са и представлены мелкозернистыми амфиболитами, что резко отличает их от петротипического разреза на р. Лагорта-Ю. Некоторое, хотя и слабое отличие состоит в их химизме. Дайки р. Прав. Пайера сложены относительно высокотитанистыми базальтами (TiO2 в среднем 1,5 вес. % и почти до 2 % – прил. 8.6), тогда как дайки р. Лагорта-Ю – низкотитанистые (TiO2 менее 1,0 вес. %) андезибазальты (по нашим данным, хотя по данным Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёва здесь присутствуют и базальты, но также низкотитанистые [87], прил. 8.6). Повышенная щелочность отдельных образцов за счет Na2O объясняется их метаморфизмом (спилитизацией).

Значительно большие различия – в геохимии этих пород. Спектры РЗЭ даек Лагорта-Ю отчетливо обогащены легкими РЗЭ и в целом абсолютно соот­ветствуют гранитоидам лагортинско-кокпельского комплекса, причем в наи­более кремнеземистых разностях проявлена и такая тонкая особенность эво­люции родоначального расплава как отрицательная аномалия Eu, что так­же характерно для интрузивной гранитоидной ассоциации. Напротив, микро­амфиболиты Прав. Пайера имеют ярко выраженный «клинопироксе­новый» спектр с резким обеднением легкими РЗЭ и близки к нормальным базальтам СОХ (N-MORB). Спайдер-диаграмма также демонстрирует принципиальные отличия даек р. Лагорта-Ю от даек р. Прав. Пайера: если первые имеют отчет­ливые индикаторы надсубдукционного происхождения (Ta-Nb аномалия, обо­га­щенность КИР-элементами), то вторые значительно ближе к океаническим спрединговым обстановкам, что, учитывая истощенность их почти всеми эле­ментами относительно N-MORB, делает закономерным предположение об их спрединговом и, возможно, окраинноморском происхождении, хотя по­след­нему противоречит отсутствие Ta-Nb аномалии. Таким образом, даже если прослеживать фрагменты «дайкового пояса» по региональному про­сти­ра­нию структур, выясняется, что они имеют разный состав, метаморфизованы в разной степени и, вероятно, имеют разное и разновременное проис­хож­дение.

Относительно возраста лагортаюского дайкового комплекса, так же, как и о его однородности, полной ясности нет. Р. Г. Язева и В. В. Бочкарёв [87] сопоставляют его с верхнесилурийскими палеобазальтами войкарского спили­тового комплекса. Однако по нашим данным [60, 61], пиллоу-лавы вой­кар­ского комплекса представлены низкотитанистыми базальтами, андезибазаль­тами и андезитами, четко отличающимися от дайкового комплекса и геохи­мически. Е. В. Хаин и др. [78] провели изотопное датирование плагио­гра­нитов, слагающих мелкие дайки и цемент эруптивных брекчий в комплексе па­раллельных даек р. Лагортаю, и получили возраст по единичным зернам цирконов 490 ± 7 млн лет (»3–О1). Однако это противоречит геологическим данным о прорывании ими пород кэршорского комплекса, для которого нами тем же методом установлен возраст около 450 млн лет (см. выше). В то же время нами получены две конкордантные датировки плагиогранитов лагор­таю­ского комплекса уран-свинцовым методом по единичным зернам циркона (SHRIMP II, ЦИИ ВСЕГЕИ): 444,1 ± 6,5 млн лет (р. Мал. Лагорта), отвечаю­щая верхам позднего ордовика–низам силура, и 452,7 ± 5,1 млн лет (р. Ла­гор­та), отвечающая низам позднего ордовика. Если исходить из офио­литовой модели формирования Райизско-Войкарской подзоны Войкар­ской СФЗ и со­хран­ности ее вертикальной стратифицированности, то гиперба­зиты, габ­брои­ды кэршорского комплекса и параллельные дайки лагортаюс­кого ком­плекса дол­жны быть одновозрастными, что в общих чертах подтвер­жда­ет­ся и резуль­татами абсолютного датирования. Однако, как показано вы­ше, габброиды кэр­шор­ского комплекса не являются членами данной офиоли­то­вой ассоциа­ции, если выделять последнюю в рамках простейшей клас­сиче­ской модели. Ре­аль­ная ситуация, очевидно, была значительно сложнее и нуж­да­ет­ся в до­пол­нительных исследованиях. Поэтому с учетом полученных нами дан­ных аб­солютного датирования и рвущей позиции параллельных даек по отно­ше­нию к габбро кэршорского комплекса, возраст лагортаюского ком­плек­са при­ни­мается как позднеордовикско-раннесилурийский.

Субвулканические образования войкарского базальтового комплекса вулканического(βO3–S1?vk) установлены Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёвым [87] по бортам долины р. Войкар. Они представлены субширотными про­тя­жен­ными дайками долеритов, которые рассматриваются как сохранившиеся ос­татки трещинного вулканического аппарата. Подтверждением этому яв­ля­ет­ся также наличие в ассоциации с ними штокверка гидротермальных сур­гучных яшм.

Малоуральские экструзивно-жерловые(αβS1–D2mu)и субвулкани­че­ские образования(qδπS1–D2mu), по материалам Р. Г. Язевой и В. В. Бочка­рёва [87], достаточно широко развиты в районах реконструируемых палео­вулканических построек на хр. Янас-Тэре (горы Северная Манюкую, Маню­кую и др.). Они представлены некками андезитов, андезито-дацитов, дайками ан­дезитов, андезибазальтов и базальтов, штоками и пластовыми делами квар­це­вых диорит-порфиров. Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёвым выделяются две ге­не­рации экструзивно-жерловых образований, отвечающих юртым-соим­ско­му и более молодому тэрэнскому комплексам. Нами на карте они показаны не­расчленными.

Экструзивно-жерловые образования юртым-соимского комплекса наибо­лее типично представлены в районе горы Манюкую. Здесь они слагают некки мас­сивных андезитов и массивы жерловых аглютинатов, прорывающих агло­мератовые туфы и кластолавы андезибазальтов нижнемалоуральской
(тань­ю­ской) подсвиты. Андезиты некков представлены рого­вообман­ково-пи­ро­ксеновыми разностями гиалопилитовой структуры.

Экструзивно-жерловые образования тэрэнского комплекса представлены се­рией мелких экструзивно-купольных построек, располагающихся по пери­ферии вулканических построек первого этапа. Они прорывают и несогласно пе­рекрывают слоистые туфы андезибазальтов и андезитов нижне­малоураль­ской (таньюской) подсвиты. Возможно, они начинали формирование в под­вод­ных условиях, так как с большинством из них ассоциируют рифовые из­вест­няки. В поперечнике купола имеют размер 0,5–1 км и представляют со­бой аккумулятивные постройки, в которых выделяются некк и окружающие его бомбовые туфы и агглютинаты. Некки сложены мозаично-брекчиро­ван­ными кварц- и пироксенсодержащими роговообманковыми андезитами.
Объем порфировых выделений в этих субвулканических породах колеблется от 40 до 70–80 %. Вкрапленники первой генерации образованы призмами оплав­ленной и опацитизированной роговой обманки до 1–1,5 см в длину, редкими кристаллами авгита и соссюритизированным плагиоклазом (3–5 мм). Второе поколение представлено обильным мелким (0,2–1 мм) плагиоклазом Ан45–35, роговой обманкой и кварцем (0,2–1 мм) в фельзитовой и тонко­гранофировой основной массе. Роговые обманки по содержаниям Ti, Al2O3 вполне отвечают образованиям гипабиссальных фаций глубинности [87].

Субвулканические образования представлены многочисленными дайками андезитов, андезибазальтов, а также штоками и пластовыми телами квар­це­вых диорит-порфиров. По данным Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёва, дио­рит-пор­фиры нередко образуют с экструзивно-жерловыми фациями андезитов тэрэн­ско­го комплекса единые тела, сменяя их в центральных частях крупных нек­ков и на глубине.

Наиболее изучен Тэрэнский субвулканический массив. Он вскрыт в речном врезе на 170 м по вертикали, а его погружающаяся к югу кровля вскрыта профилем поисковых буровых скважин на глубине от 10 до 150 м. В наиболее гипсометрически возвышенных местах он отвечает лейкократовым рогово­об­ман­ковым гранодиорит-порфирам, а в погруженной части – мелано­кра­товым рогообманковым кварцевым диорит-порфирам. Структура всех пород порфи­ро­вая: лучисто-игольчатая роговая обманка и короткотаблитчатый тон­ко­зо­наль­ный плагиоклаз (An55–30) окружены биотит-кварц-оли­го­клаз-орто­клазо­вым микропегматитом. По керну скважин наблюдается переход от обиль­но­порфировых роговообманковых и кварц-роговообманковых андезитов с ми­кро­призматическизернистой и гранофировой основной массой к описанным выше гранодиорит-порфирам [87].

Судя по имеющимся описаниям и авторским наблюдениям, субвул­кани­ческие и жерловые тела малоуральского комплекса есть не что иное, как близ­поверх­ностные дериваты собского комплекса, образующие вместе с ними и назем­ными (подводными), собственно вулканическими фациями единую вул­канно-плутоническую ассоциацию. Это однозначно подтверждается как дан­ными абсолютного датирования (табл. 5), так и нашими химическими (прил. 8.7) и геохимическими данными (прил. 8.8, рис. 12).

 

Рис. 12. Распределение РЗЭ и спайдер-диаграмма горных пород Малоуральской
островной дуги.

а) нормировано по хондриту [90]; б) нормировано по N-MORB [105].

1 – поле диоритов-гранодиоритов лагортинско-кокпельского комплекса; 2 – биотитсодержащий габбронорит; 3 – кварц-биотитсодержащий габбронорит; 4 – плагиогранит; 5 – гранит; 6 – андезиты малоуральского субвулканического комплекса.

 

 

Возраст экуструзивно-жерловых и субвулканических образований ком­плек­са принимается раннесилурийско-среднедевонским в соответствии с возрастом малоуральской свиты.

Собский габбро-диорит-плагиогранитовыйкомплекс (ν,νδ,qδ,qμ, pγD1–2s) образует крупный интрузивный массив (Лагортинско-Кокпельский батолит, по Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёву [87]) протяженностью около 240 км при ширине до 12 км, вытянутый вдоль восточного склона Урала. Эти, наи­бо­лее широко распространенные в Войкарском сегменте Полярноураль­ской ос­тро­водужной системы гранитоиды изучались Ю. Е. Молдаванцевым, В. Ф. Мор­ковкиной, С. Ф. Соболевым, В. Д. Старковым, Р. Г. Язевой, В. В. Боч­ка­рё­вым, Д. Н. Ремизовым и другими исследователями и описы­ва­лись в составе разных комплексов.

В. Ф. Морковкина рассматривала все гранитоиды района как результат воз­дей­ствия гранитной магмы (ныне – янаслорский комплекс) на габ­бро-ги­пер­базиты Войкаро-Сынинского массива [47, 48].

Первоначально кварцевые диориты входили в собский комплекс совместно с плагиомигматитами, которые Ю. Е. Молдаванцев рассматривал как поздне­ордовикско-силурийские продукты ультраметаморфизма пород габбро-гипер­базитовой ассоциации [45, 46]. Он же выделил самостоятельный конгорский монцодиоритовый комплекс, генезис которого является отдельной про­бле­мой.

Детальные исследования, проведенные Р. Г. Язевой и В. В. Бочкарёвым [87], позволили им разграничить автохтонный плагиомигматитовый комплекс и интрузивный гранодиорит-тоналитовый комплекс в составе Лагортин­ско-Кок­пельского батолита. Интрузивные субщелочные породы оставлены ими в составе конгорского комплекса.

М. А. Маслов [150] и Г. Я. Сабуров объединяли конгорский комплекс с собским в единый собско-конгорский комплекс. О. А. Кондиайн [26] в со­ста­ве конгорского выделял две фазы: первая представлена диоритами и габ­бро­дио­ритами, вторая – гранодиоритами (однако на карте они не расчле­не­ны). Д. Н. Ремизов [59] к конгорскому комплексу относил только массивы био­тит-кварцсодержащих габброноритов и монцодиоритов, кислая состав­ляющая включена им в состав собского комплекса.

Столь широкий разброс мнений по двум ключевым вопросам геологии ин­трузивной островодужной ассоциации горных пород района объясняется дву­мя группами причин. Первая группа – геологические наблюдения, которые свидетельствуют, с одной стороны, о неразрывной связи и видимых постепен­ных переходах гнейсовидных интрузивных диоритоидов к автохтонным пла­гио­мигматитам, осложненных к тому же большим количеством зон интен­сив­ной многоактной глубинной тектонизации, а с другой – очевидным гипабис­саль­ным обликом габбронорит-монцодиоритовой ассоциации (конгорский ком­плекс) и одновременным отсутствием рвущих контактов последней с теми же диоритами. Вторая группа – отсутствие достаточных аналитических дан­ных для выяснения комагматичности горных пород и их инструментально опре­деленного возраста. Поскольку данные проблемы нам удалось отчасти устра­нить, то ниже предлагается новая интерпретация гранитоидного магма­тизма района.

В пределах рассматриваемой территории породы комплекса распро­стра­нены в виденепрерывной полосы северо-восточного простирания между Вой­каро-Сынинским базит-гипербазитовым массивом и вулканогенными обра­зованиями Малого Урала. Эта полоса в геоморфологическом плане выражена обширной Лагортинской депрессией, отделяющей Большой Урал на западе от Малоуральской возвышенности на востоке. В целом породы комплекса довольно плохо обнажены. Почти повсеместно они перекрыты маломощным покровом четвертичных делювиальных, пролювиальных, аллювиальных и лед­никовых отложений, а также крупноглыбовыми элювиальными развалами и моренными шлейфами. Хорошие обнажения расположены в береговых обрывах нижнего течения реки Бол. Лагорта и р. Кокпела.

В составе массива максимально распространены средние породы, состав ко­торых варьирует от габбродиоритов до кварцевых диоритов с обильными, в разной степени дезинтегрированными более меланократовыми автолитами. При­сутствуют плагиограниты и граниты в жильной фации. Наиболее специ­фичными образованиями собского комплекса являются биотит-кварц­содер­жащие габбронориты, мелкозернистые кварцевые диориты, и кварцевые мон­цо­диориты, ранее объединявшиеся в конгорский комплекс.

В масштабе карты на листе Q-41-XVI картируются гранодиориты, диориты и кварцевые диориты, плагиограниты, кварцевые монцодиориты и габ­бро­нориты. Наиболее широко распространены кварцевые диориты и грано­дио­риты, слагающие основное тело массива к юго-востоку от полосы габброидов кэршорского комплекса. Кварцевые монцодиориты, по материалам пред­шест­венников [135, 26, 29, 27], занимают промежуточную позицию между дио­ритами-гранодиоритами и вулканогенно-осадочными обра­зованиями Малого Урала. Они показаны ими вдоль контакта Лагортинско-Кокпельского плутона с вулканитами, причем граница их с кварцевыми диоритами приблизительно повторяет очертания границы плутона с вулканогенно-осадочной толщей. Кварц-биотитсодержащие габбронориты располагаются отдельными пятнами внутри полосы монцонитоидов непосредственно у этого контакта.

Однако, по нашим данным, а также материалам П. М. Кучерины [137] и А. П. Пря­моносова [159], монцодиориты не имеют такого широкого развития на территории листа. Фактически кварцевые монцодиориты развиты только в виде узкой полосы шириной несколько сот метров вдоль контакта с анде­зитами малоуральской свиты на левобережье р. Манику-Ю. По нашему мне­нию, монцодиориты и габбронориты – эндоконтактовые фации расплава ан­де­зитового (кварц-диоритового) состава, так же, как гранодиориты, плагио­граниты и граниты – дифференциаты того же расплава. Щелочность и основ­ность приобретаются за счет реакции расплава с метавулканитами рамы (пер­вые) и одновременным удалением дифференциатов (вторые). При этом диф­фе­ренциаты имеют разный состав – в зоне монцодиоритов-габброидов это гра­ниты, а во внутренних частях Лагортинско-Кокпельского массива – пла­гио­граниты [59].

Диориты и кварцевые диориты – крупнозернистые светло-серые горные породы с гнейсовидной текстурой, проявленной в субпараллельной ориен­тиров­ке крупных кристаллов роговой обманки, что составляет их наиболее характерную черту при полевых наблюдениях. Породы диоритового ряда сложены роговой обманкой и зональным плагиоклазом (An45–27) с пере­мен­ным количеством кварца, что обусловливает колебания их состава от габ­бро­диоритов до лейкократовых кварцевых диоритов.

Породообразующие минералы представлены плагиоклазом (30–50 %), квар­цем (25–30 %), амфиболом (20 %), биотитом (около 5 %). В акцессорных количествах присутствуют апатит (от единичных зерен до 1 %), алланит, ру­тил, лейкоксен (1–2 %), магнетит (от долей процента до 3–5 %, в среднем 2–3 %). Вторичные минералы – актинолит, хлорит, эпидот, пренит.

Плагиоклаз образует зональные (от An75–70 до Аn33–28) идиоморфные кристаллы, имеющие таблитчатый габитус. Промежуточные зоны кристаллов широкие и имеют ритмично-зональное строение (от Аn55 до Аn45–40). Незо­нальная кайма этих таблитчатых кристаллов представлена Аn33–28 с редкими мирмекитовыми прорастаниями кварца. Мелкие зерна плагиоклаза (до 2,0 мм в диаметре) также имеют зональное строение. Высокая основность плагио­клазов закономерно сочетается с высокими модальными содержаниями квар­ца (не менее 25–30 %). Кварц формирует ксеноморфные зерна свет­ло-се­рого цвета с голубоватым и сиреневым оттенками и волнистым погасанием. Ам­фи­бол (высокожелезистая обыкновенная роговая обманка) образует пор­фи­ро­видные выделения, переполненные мелкими включениями плагио­клаза. Не­ред­ко это корродированные зерна, часто ситовидные от вростков кварца и мел­ких включений плагиоклаза, магнетита, апатита. Цвет зеленый, бурова­то-зе­леный, до черного, плеохроизм от темно-зеленого до желто­вато-зе­ле­ного. По роговой обманке развиваются биотит, эпидот, хлорит и актинолит. Пла­стинки зеленовато-бурого и темно-бурого биотита (от долей см до 0,5 × 1,0 см) с изъеденными краями в агрегатах подчеркивают гнейсовидность пород совместно с роговой обманкой, по которой отчасти развиваются. В био­тит включены мелкие кристаллы циркона.

С возрастанием содержаний кварца в диоритах появляются орто­клаз- микро­пертит и биотит, а порода в целом приобретает состав грано­дио­рита. Этот процесс реализуется в юго-восточном направлении и фиксирует, ве­роят­но, верхнюю часть массива. В северо-западной части разреза гнейсо­вид­ные дио­риты постепенно насыщаются меланократовыми ксенолитами, в них появ­ляются протяженные линзовидные амфиболитовые полосы, струк­тур­но со­впа­дающие с гнейсовидностью тоналитов. Одновременно в диоритах возрас­тает содержание кварца, появляется биотит, и они переходят в миг­ма­титовые плагиогранитоиды варьирующей основности – собский комплекс в нашем пони­мании.

Биотит-кварцсодержащие габбронориты – массивные мелко-среднезе­рнистые порфировидные породы. По структурным особенностям различаются панидиоморфнозернистые, монцонитовые и гипидиоморфнозернистые раз­ности, местами с сидеронитовыми прорастаниями магнетита.

В сложении пород участвуют плагиоклаз (около 50 %), пироксены (до 30 %), роговая обманка (20 %), биотит (3–5 %), кварц и ортоклаз, при­сут­ству­ют единичные зерна оливина. Вторичные минералы – актинолит, хлорит и эпи­дот.

Плагиоклаз представлен деанортитизированным, в разной степени сос­сюритизированным лабрадором, образующим лейстовидные призмати­ческие кристаллы. Пироксены (диопсид-авгит и гиперстен) частично или нацело за­мещаются роговой обманкой, и, реже, биотитом. Кварц представлен бес­фор­менными или изометричными зернами, часто корродирующими кри­стал­лы роговой обманки и плагиоклаза. Отдельные разновидности порфиро­вид­ных габброноритов вблизи контактов с вулканитами (р. Элькошор) харак­тери­зу­ются наличием густой мелкой вкрапленности магнетита, довольно рав­но­мер­но рассеянной по всему объему породы. Это может свидетельствовать о ран­ней кристаллизации магнетита за счет поступления кислорода из пород рамы.

Кварцевые монцодиориты крупно-среднезернистые зеленовато-серые с розовым оттенком породы порфировидного облика. Крупные (0,5–1,0 см) идио­морфные кристаллы плагиоклаза (андезина) погружены в более мелко­зернистую массу кварца и ортоклаза–микропертита, частично образующих гра­нофировые срастания. Актинолитовая роговая обманка образует субидио­морф­ные кристаллы, в центральных частях которых иногда сохраняются ре­ликты клинопироксена. Ранний амфибол замещается вторичным почти бес­цвет­ным актинолитом и хлоритом. В разностях с большими содержаниями кварца практически отсутствуют реликты пироксена и появляется хлори­ти­зированный биотит.

По химическому составу породы принадлежат к известково-щелочной се­рии несколько повышенной щелочности калиевого и калиево-натриевого про­филя с вариациями кремнекислотности от 47 до 62 %. Содержания K2O в них в среднем превышают 2,07 %, при этом сумма оксидов щелочных метал­лов в габброноритах – около 3 %, тогда как в монцодиоритах она достигает 7–8 %. Концентрация двуокиси титана в породах комплекса не превышает 1 % (мо­дальное значение около 0,5 %), CaO – от 5 до 10 %, реже более, гли­но­зема – от 13 до 20 % (прил. 8.7).

Кварцевые монцодиориты с обильными мелкозернистыми мафическими ксенолитами контактируют с вулканитами, образуя «переходную» зону про­питки вулканитов гранитоидным материалом. Часто наблюдается скар­ниро­вание вмещающих горных пород. С другой стороны, при возрас­тании содер­жаний кварца и биотита, кварцевые монцодиориты постепенно переходят в гра­нодиориты, а при снижении кремнеземистости – в кварцевые диориты. Та­ким образом, наблюдается отчетливая тенденция к обособлению субще­лоч­ных разновидностей горных пород в апикальных частях гипабиссальных мас­сивов в вулканической полосе Малоуральского района.

По нашим данным, эти горные породы, выделявшиеся ранее в конгорский комплекс, представляют собой субщелочную меланократовую оторочку Ла­гор­тинско-Кокпельского батолита на его контакте с вулканогенно-осадоч­ны­ми толщами Малоуральской островной дуги, и, таким образом, должны вклю­чаться в состав собского комплекса в ранге фации или, возможно, фазы. Для этого имеются следующие основания:

– геологические: ни один исследователь не отмечал интрузивных контак­тов монцонитоидов (включая кварц-биотитсодержащие габбронориты) с дио­ритами–гранодиоритами собского комплекса;

– петрографические: практически все породы данного типа имеют порфи­ро­видное сложение, и во многих случаях в них отмечается широкое развитие в разной мере переработанных ксенолитов вулканических пород, но отсут­ствуют ксенолиты диоритов, амфиболитов и других глубинных пород, в част­ности кэршорских габбро и райизско-войкарских гипербазитов;

– петрологические: длительный активный контакт внедряющейся андези­товой магмы в базальтоидный разрез вызывает отток калия в апикальные части интрузивного тела с образованием субщелочных разностей расплава за счет повышенного количества калия и одновременно более основных за счет ассимиляции вмещающих пород, а также плагиогранитов в удаленных от контакта областях интрузивного тела [108];

– геохимические: распределение РЗЭ и других индикаторных микроэле­мен­тов монцонитоидов полностью соответствуют полю соответствующих пара­метров диоритов-гранодиоритов собского комплекса (прил. 8.8, рис. 13);

– изотопные: датирование (табл. 5) трех проб габброноритов, габбродио­ритов, монцодиоритов из различных точек развития данного комплекса дали их возраст 400 ± 5, 401,2 ± 5,1 и 404 ± 5 млн лет соответственно, что отвечает эмсскому ярусу раннего девона и полностью укладывается в период существования Малоуральского островодужного пояса.

В Легенде… [139] принимается представление о том, что габброиды сла­гают первую (базальтоидную) фазу собского комплекса (νD1s1), что в прин­ципе вероятно, если учесть возможность внедрения (становления магма­ти­че­ской камеры) главной диорит–гранодиоритовой (собственно андезитоидной)

Рис. 13. Распределение РЗЭ в гранитоидах Малоуральской островной дуги (нормиро­вано по хондриту [90]).

1 – плагиограниты собского комплекса, 2 – плагиограниты лагортинско-кокпельского комплекса, 3 – аляскитовые граниты янаслорского комплекса, 4 – гранодиорит янаслорского комплекса, 5 – гранодиорит лагортинско-кокпельского комплекса.

 

Таблица 5

Возраст горных пород собского и малоуральского комплексов
(данные изотопного датирования по единичным зернам цирконов,
SHRIMP II, ЦИИ ВСЕГЕИ) на территории листов Q-41-XVI, XVII, XXI [123]

№ п/п

Номер пробы

Порода

Привязка

Возраст, млн лет

1

2080/1

Гранодиорит

Устье р. Колокольня

411,8 ± 6,3

2

2017

Диорит

Река Бол. Лагорта

404,0 ± 5,9

3

513

Гранодиорит

Река Танью

394,7 ± 5,8

4

5009/2

Диорит

Река Погрымшор

392,1 ± 5,2

5

5011/2

Гранодиорит

Река Погрымшор

403,3 ± 4,0

6

6063/1

Габбродиорит

Река Лагорта-Ю

401,2 ± 5,1

7

8035/1

Монцодиорит

Река Нелкаеган

404 ± 5,0

8

5006/1

Габбронорит

Река Погрымшор

400 ± 5,0

9

1122

Андезит

3-я Рудная Горка

393,9 ± 5,7

10

К-5

Андезит

Река Кевсоим

402 ± 9

 

фазы (qδ,íδ,qμD1–2s2) в еще горячую и, возможно, не полностью раскри­стал­лизованную базальтоидную матрицу. Эта позиция отчасти под­крепляется на­личием обильных порфировидных автолитов более основного и щелочного состава в диоритах–гранодиоритах массива [59].

Третья фаза собского комплекса (pγD2s3) представлена породами жильной серии – плагиогранитами и гранитами. Жилы плагиогранитов и гранитов се­кут диориты главной интрузивной фазы комплекса. К жильной серии отно­сят­ся также пегматиты, аплиты, плагиоаплиты и многочисленные жилы и прожилки кварца (от нескольких миллиметров до 0,7 м и редко 10–15 м мощ­ностью). Они иногда сопровождаются околожильными гидротермаль­но-ме­тасо­матическими изменениями окружающих их гранитоидов – пропилити­зацией (формированием штокверков мельчайших прожилков эпидота, хлори­та, пренита, карбоната и кварца). С зонами пропилитизации связано развитие мелкой вкрапленности сульфидов меди и железа, по которым в зоне гиперге­неза развиваются бурые, зеленые и синие натеки продуктов разложения суль­фидов.

Плагиограниты – мелкозернистые массивные лейкократовые породы бело­го цвета, иногда с розоватым оттенком. Структура пород гипидио­мор­фно­зер­нистая, нередко с элементами мирмекитовой и микропегматоидной. Глав­ные породообразующие минералы – кварц и кислый плагиоклаз с подчиненным количеством роговой обманки и биотита. Акцессорный магнетит образует единичные мелкие зерна.

Плагиоклаз представлен андезин-олигоклазом, обладает отчетливым идио­морфизмом, заметно соссюритизирован. Кварц формирует округлые и ксено­морфные зерна, а также образует совместно с плагиоклазом мирмекитовые сра­ста­ния. Роговая обманка образует идиоморфные удлиненные порфиро­вид­ные зерна (до 1–3 см). Иногда в ядрах зерен устанавливается клинопироксен. Крае­вые части зерен замещаются биотитом, по которому развивается вторич­ный агрегат хлорита, эпидота, серицита и карбоната. Основная масса пред­став­лена агрегатом зерен плагиоклаза, амфибола и кварца. Структура основ­ной массы гипидиоморфнозернистая, участками микропегматоидная.

Распределение РЗЭ в разновидностях диоритоидов весьма однородно и свидетельствует о полной идентичности геохимических характеристик этих гор­ных пород (прил. 8.8, рис. 13). В целом все имеющиеся данные свидете­льствуют о формировании комплекса в обстановке островной дуги.

Образцы гранитов Малоуральской островной дуги отчетливо различаются по соотношению легких и тяжелых РЗЭ и характеру аномалии Eu (рис. 13). Для плагиогранитов характерно точное соответствие характеристикам пород глав­ной фации комплекса и отсутствие аномалии Eu. Калиево-натриевые граниты комплекса обладают ярко выраженной отрицательной аномалией Eu. Они сла­гают мелкие секущие жилы в интрузивных диоритоидах и вулканитах верх­ней (субинтрузивно-вулканической) части островной дуги и однозначно ин­тер­претируются в качестве дифференциатов более основного андезитоид­ного расплава. Необходимо, однако, отметить, что жильные граниты могут быть и жильной фазой янаслорского комплекса, от которых отличаются толь­ко гео­химическими параметрами.

В корреляционных схемах [37] гранитоиды объединялись в собский ин­тру­зивный комплекс и рассматривались как средне-позднедевонские. При про­ве­дении ГГС-50 и ГДП-50 время становления гранитоидов собского ком­плекса отнесено к позднему силуру–раннему девону [137]. При этом часть тел габ­брои­дов, залегающих в поле тоналитов, кварцевых диоритов и плагио­гра­ни­тов, было предложено рассматривать как ксенолиты пород кэршорского ком­плекса. Нами Лагортинско-Кокпельский массив рассматри­вается в ка­чест­ве промежуточной магматической камеры островодужной андезитоидной вул­кано-плутонической ассоциации Малоуральского района.

Возраст гранодиоритов Rb/Sr методом по валовой пробе – 400 ± 10 млн лет [56]. U/Pb методом по единичным цирконам (SHRIMP II, ЦИИ ВСЕГЕИ) они датировались возрастом 398 млн лет [75]. Наши последние результаты дати­ро­вания U/Pb методом по единичным цирконам (SHRIMP II, ЦИИ
ВСЕГЕИ) уточнили возрастной диапазон формирования собского комплекса в интер­вале: 411,8 ± 6,3–392,1 ± 5,2 млн лет (табл. 5, прил. 7), что соответствует раннему девону–низам среднего девона и точно отвечает всем данным (и па­лео­н­то­логическим, и изотопным), известным для вулканической части Мало­уральского вулкано-плутонического пояса.

Янаслорский комплекс гранитовый(γδ,gD3) впервые выделен Ю. Е. Мол­даванцевым [46], изучался В. Ф. Морковкиной, В. С. Соболевым, Р. Г. Язе­вой и В. В. Бочкарёвым [87], Д. Н. Ремизовым [59], О. В. Удоратиной [135] и др.

На территории листа комплекс представлен петротипическим Яна­слор­ским массивом и рядом более мелких тел, переходящих на лист Q-41-XVII.

Гранитоиды янаслорского комплекса в полном объеме представляют собой ассоциацию горных пород от гранодиоритов до аляскитов, связанных посте­пен­ными переходами в двух интрузивных фазах: 1-я фаза – биотитовые грано­диориты, граниты, лейкократовые граниты и аляскиты; 2-я фаза (жиль­ная се­рия) – аплиты, пегматиты. С породами комплекса парагенети­чески связаны грей­зены, альбититы и пропилиты. В масштабе карты фазы не выделяются, в наи­более крупных телах показаны гранодиоритовая и гранитная фации.

Описание петротипического массива выполнено О. В. Удоратиной [135] и дополнено нами новыми аналитическими материалами (прил. 6).

В строении Янаслорского петротипического массива участвуют амфи­бол-био­титовые гранодиориты, биотитовые граниты, средне- и крупно­зер­ни­стые биотитсодержащие лейкограниты и аляскиты, пегматитовые и аплито­вые жилы. Лейкограниты и аляскиты распространены в центральной части мас­сива, окруженной гранитами и гранодиоритами. Вдоль контакта с соб­ски­ми кварцевыми диоритами в зоне мощностью 1–3 см жильные янас­лор­ские граниты становятся криптокристаллическими (закалочная фация). В экзо­кон­так­товой зоне кварцевые диориты собского комплекса микроклинизированы.

Гранодиориты и биотитовые граниты связаны между собой постепенными переходами.

Гранодиориты – светло-серые породы равномернозернистой средне- круп­но­зернистой гипидиоморфной структуры и массивной, нередко порфи­рови­дной за счет крупных выделений цветных минералов и кварца или такси­то­вой, обусловленной наличием неравномерных скоплений биотита и амфи­бо­ла, текстуры. Состоят они (%) из плагиоклаза – (An30–50), кварца (25–30) и кали­шпата (10–20). Фемические минералы представлены биотитом и амфи­болом (обыкновенной роговой обманкой), содержание их в породе достигает 10–20 %. Акцессорные минералы гранодиоритов – апатит и циркон. Породы в целом слабо изменены. Из вторичных минералов присутствуют хлорит, эпи­дот, клиноцоизит. Акцессорные минералы представлены магнетитом, апа­ти­том, гранатом и цирконом.

Кварц образует ксеноморфные зерна (0,1–1 до 5 мм), характеризующиеся волнистым погасанием. Калиевый полевой шпат представлен ортоклазом, об­разующим гипидиоморфные и ксеноморфные зерна пертитового строения, и микропегматитовые срастания с плагиоклазом и кварцем. Изредка на кон­так­те ксеноморфных зерен калиевого полевого шпата и плагиоклаза наблю­дается реакционная пертит-антипертитовая кайма. Плагиоклаз (An25–30) пред­ставлен зональными идиоморфными таблитчатыми кристаллами (1–2 до 4 мм). По плагиоклазу развиваются серицит и эпидот. Биотит образует мелкие (0,1–0,5 до 1–2 мм) удлиненные чешуйки неправильной формы, плеохроиру­ющие от зеленовато-коричневого до темно-коричневого цвета, неравномерно распре­деленные в породе или образующие совместно с амфиболом и магнетитом так­ситовые скопления. Роговая обманка слагает редкие мелкие (от 0,5 до 2 мм) удлиненные таблитчатые кристаллы либо неправильные удлиненные зерна, характеризуется зеленым цветом, плеохроизмом от светло-зеленого до зеленого цвета и наличием микровключений магнетита. Рудные минералы представлены практически исключительно магнетитом, образующим изоли­ро­ван­ные зерна неправильной формы (от 0,1 до 1 мм) или зерна, участвующие совместно с биотитом и роговой обманкой в строении шлировидных обосо­блений. Кроме того, он присутствует в виде микровключений в биотите и ро­говой обманке.

Биотитовые граниты – наиболее распространенный тип пород янаслор­ского комплекса – состоят (%) из калиевого полевого шпата (микроклин, микро­клин-пертит – 40–50), кварца (25–30 до 40) и кислого плагиоклаза (10–20). Цветные минералы представлены биотитом и, как исключение, обык­но­венной роговой обманкой, суммарное содержание которых в породе от 2 до 5 %. Акцессорные минералы – апатит, циркон, сфен, гранат, магнетит; вто­рич­ные минералы – хлорит, эпидот, клиноцоизит.

Цвет гранитов от светло-серого до розово-белого. Окраска обусловлена боль­шим количеством калиевого полевого шпата и кварца (светло-серого) и ма­лым количеством темноцветных минералов. Структура пород мелко-, сред­не-, крупно- гигантозернистая, равномернозернистая. Текстура массив­ная. Под микроскопом устанавливается гранитовая, а на отдельных участках пе­г­ма­титовая структура, и массивная однородная текстура.

Микроклин образует гипидиоморфные либо неправильные кристаллы (от 1–2,3 до 5 мм). Для него характерны пертитовые структуры (пертиты прожил­ковые и сетчатые). На контактах с плагиоклазом микроклин образует мир­ме­ки­товые срастания, а в пегматоидных разностях – крупные (6–8 мм до 1,5 см) гипидиоморфные зерна. По результатам рентгенолюминесцентного анализа, микроклин имеет высокую степень триклинности. Плагиоклаз
(An15–20) образует удлиненные призматические и таблитчатые (от 1 до 3–4 мм), реже – гипидиоморфные (до 6 мм) кристаллы. По данным рентгено­лю­минесцентного анализа, плагиоклазу свойственна высокая упорядочен­ность – D = 0,9. Изредка в идиоморфных зональных кристаллах возрастает ос­нов­ность (до An25–30) их центральных частей. Кварц представлен ксено­морф­ными зернами (от 2–2,5 до 6 мм) с волнистым погасанием, а также черве­об­раз­ными, изометричными с неправильными очертаниями зернами (до 1,5–2 мм), которые совместно с калишпатом формируют участки микро­пег­ма­ти­товой структуры. В порфировидных разностях кварц образует включения в крупных порфировых выделениях калишпата и плагиоклаза. Биотит образует мелкие чешуйчатые и игольчатые зеленовато-коричневые кристаллы (0,5–2 мм), плеохроирующие от светло-зеленого до коричневого цвета, по ко­то­рым развиваются хлорит и эпидот. Единичные зерна имеют более крупный размер (от 0,5–1,5 до 3 мм) и представлены удлиненными чешуйчатыми крис­тал­лами, для которых характерны неправильные очертания и наличие много­численных микровключений акцессорных минералов. Роговая обманка обра­зу­ет призматические удлиненные зерна (0,5–1 до 4,5 мм) зеленого цвета. Хо­рошо заметен плеохроизм от светло- до темно-зеленого цвета. Циркон пред­ставлен мелкими (до 1 мм) бесцветными дипирамидальными кристал­ла­ми со слабо развитыми гранями призмы. Микрозондовые исследования цир­конов показали наличие существенной примеси Hf и обычные для акцес­сорного циркона гранитов отношения Zr/Hf и Th/U, равные соответственно 63 и 0,5. Кроме того, в цирконах установлены микровключения редкоземельных мине­ралов. Наличие этих микровключений связано, в некоторых случаях с мета­миктным распадом циркона, о чем свидетельствуют высокие (не менее 50 %) содержания ZrO2 во включениях. В других случаях диагностируются ксе­но­тим и торит (суммарная концентрация Th2O3 и UO3 – до 40 %).

В целом биотитовые граниты по сравнению с гранодиоритами содержат больше кварца и калиевого полевого шпата, меньше цветных минералов.

Наиболее лейкократовая фация главной интрузивной фазы янаслорского комплекса представлена лейкогранитами и аляскитами, связанными между собой постепенными переходами и локализованными в центральных частях наиболее крупных тел гранитов–гранодиоритов. Они, вероятно, представляют собой наиболее дифференцированную, эвтектическую часть родоначального расплава.

Лейкограниты – светлые мелкозернистые массивные породы микро­клин-аль­бит-кварцевого состава. Биотит в различной степени замещен мус­ковитом, реже – хлоритом и составляет первые проценты от объема породы. Крайне редко в ядрах зерен биотита сохраняются реликты роговой обманки. Кислый плагиоклаз (серицитизированный альбит), местами совместно с микроклином, участвует в сложении пертитовых агрегатов. Структура алло­трио­морфнозернистая, реже – гранофировая с элементами гранобла­стовой.

Аляскиты – светлые породы розовато-белого цвета. Окраска обусловлена присутствием большого количества калиевого полевого шпата и свет­ло-се­ро­го кварца и практически полным отсутствием темноцветных минералов. Для них характерны равномернозернистые, среднезернистые разновидности гранитовой, аплитовой и участками микропегматитовой структур и массивная текстура. В породообразующих количествах присутствуют микроклин-пертит (50–55 %), кварц (40 %), кислый плагиоклаз (5–10 %), единичные зерна био­тита. Акцессории представлены сфеном, гранатом, цирконом, апатитом, магнетитом. Вторичные минералы: хлорит, эпидот, клиноцоизит.

Микроклин формирует гипидиоморфные зерна (от 2 до 6 мм) с пертитовой структурой. Кварц представлен изометричными ксеноморфными и черве­об­раз­ными зернами (0,1–0,5 до 2,5–3 мм). Плагиоклаз представлен олигоклазом (An15–20), образующим изометричные, призматические, иногда полисинте­ти­чески сдвойникованные зерна (от 1–2 до 3 мм), по которым развиваются сери­цит и соссюрит. Мелкочешуйчатый биотит в той или иной степени замещен му­сковитом и хлоритом.

Среди лейкогранитов и аляскитов нередки разности, обогащенные более поздним наложенным мусковитом. С аляскитами и лейкогранитами Яна­слор­ского массива связаны метасоматические образования кварц-поле­во­шпа­то­во­го и кварц-мусковитового состава (грейзеноподобные породы), несущие харак­терную редкометалльную (Mo) минерализацию.

Пегматиты и аплиты второй фазы янаслорского комплекса слагают жилообразные тела, мощность которых обычно не превышает первых сан­ти­метров–первых десятков сантиметров. Зачастую встречаются «комби­нирован­ные» аплит-пегматитовые тела, где основная масса сложена мелко-тонко­зернистым аплитом, а микроклин-пертитовые крупнозернистые агрегаты в аплите образуют своеобразные «лестничные жилы», располагаясь полосо­вид­ными выделениями поперек простирания тела.

Аплиты – мелко-тонкозернистые породы, имеющие в основном розова­то-белую окраску, обусловленную особенностями минерального состава – боль­шим количеством калишпата и кварца. Структура пород мелко равно­мернозернистая, аплитовая, текстура массивная. В сложении породы участ­вует калиевый полевой шпат (50 %), кварц (30 %), плагиоклаз (20 %), му­ско­вит (3–5 %). Вторичные минералы – хлорит, эпидот.

Калиевый полевой шпат образует субипидиоморфные зерна, содержащие включения плагиоклаза, замещаемые мусковитом, хлоритом и эпидотом. Пла­гио­клаз (An15–20) представлен субидиоморфными таблитчатыми зернами (0,5–2 мм). Кварц образует ксеноморфные зерна (от 0,5–2 до 4,5 мм), обла­даю­щие волнистым погасанием. Мусковит образует мелкие чешуйчатые кристаллы и радиально-лучистые агрегаты (до 0,5 мм), располагающиеся в виде включений в калиевом полевом шпате. Зачастую по мусковиту разви­ваются хлорит и эпидот.

Пегматиты характеризуются в основном розовато-белой окраской, ги­ганто­зернистой пегматитовой структурой и массивной блоковой текстурой. Основные породообразующие минералы – калиевый полевой шпат (50 %), кварц (30 %), кислый плагиоклаз (20 %), мусковит (3–5 %). Вторичные ми­нералы – хлорит, эпидот.

Калиевый полевой шпат образует крупные ипидиоморфные зерна (до 5–6 см), содержащие включения плагиоклаза и замещаемые мусковитом, хло­ри­том и эпидотом. Плагиоклаз–олигоклаз (An15–20) представлен идио­мор­ф­ными таблитчатыми кристаллами (около 2 см) и зернами с непра­виль­ными очертаниями. Ксеноморфные зерна кварца (от 2 до 4 см) характеризуются волнистым погасанием. Мусковит образует крупные чешуй­чатые и пластин­чатые шестиугольные кристаллы размером до 1,5 см или находится в виде вклю­чений в калиевом полевом шпате, зачастую замещается хлоритом и эпи­дотом.

Пегматиты в «комбинированных» жилах практически не содержат слюды, зато в них нередко присутствует гранат. Пегматиты, слагающие «моно­пород­ные» жилы, обычно содержат частично мусковитизированный биотит.

Одновременно со становлением пород жильной фазы янаслорского ком­плек­са происходило образование штокверков маломощных кварц-микро­кли­но­вых прожилков.

Петрохимический состав гранитоидов янаслорского комплекса вполне ти­пичен для нормальных и лейкократовых гранитоидов. На диаграмме AF’M они попадают в поле составов известково-щелочных пород с некоторым отклонением в сторону щелочного тренда дифференциации. На диаграмме (Na2O + K2O) – SiO2 фигуративные точки составов гранитов и гранодиоритов комплекса ложатся в поле пород нормальной, а аляскитов – в поле пород повышенной щелочности. В гранодиоритах содержания CaO равны 2–4 %, MgO – 1,7 %, Fe2O3 – 3–4 %, Al2O3 – 13–15 %, сумма оксидов щелочных метал­лов равна 5–6 %. Для гранитов характерны повышенные концентрации K2O (5–6 %) при нормальном содержании Na2O (2–3,5 %), вариации содер­жаний кремнезема от 72 до 77 %, Al2O3 – 12–14 %, CaO – 1–2 %.

На участках грейзенизации наблюдается рассеянная вкрапленность молибденита, халькопирита, турмалина.

Ранее [59] анализ ограниченных геохимических данных выявил, что по гра­фикам РЗЭ гранодиориты и граниты образуют особую группу, в которой они генетически связаны. Положительная аномалия Eu, фиксирующая фрак­ционирование плагиоклаза в гранодиоритах соответствует отрица­тель­ной в гранитах, да и в целом графики РЗЭ гранодиоритов и гранитов комплекса обра­зуют как бы зеркальную пару, что считается одним из основных призна­ков комагматичности пород в серии кристаллизационных дифферен­циатов. Дополнительные исследования показали, что данные гранитоиды однозначно относятся к надсубдукционным (островодужным или андийским) и как бы надстраивают сверху поле графиков РЗЭ и спайдер-диаграмм собского комп­лекса (рис. 14).

По данным породной термобарометрии, граниты формировались при Робщ = 5 кбар и Т = 945° С, а аляскиты – при Робщ = 3,9 кбар и Т = 890° С. Давление воды для этих пород составило соответственно менее 0,5 и менее 1,0 кбар. Гранитоиды янаслорского комплекса формировались в сухих усло­виях, что может свидетельствовать об их базальтоидном (андезитоидном) про­исхождении [59].

Возраст гранитов Янаслорского массива установлен В. Л. Андреичевым на основании изохронного Rb-Sr датирования – 383 млн лет [1]. По единичным цирконам, предоставленным О. В. Удоратиной (ИГ КомиНЦ УрО РАН) U-Pb методом (SHRIMP II, ЦИИ ВСЕГЕИ) для янаслорского комплекса получен очень близкий возраст 383 ± 8 млн лет [75]. Проведенное нами датирование по единичным зернам цирконов U-Pb методом (SHRIMP II, ЦИИ ВСЕГЕИ) из гранитов янаслорского комплекса дало конкордантные датировки 386,5 ± 6,0 и 382,9 ± 8,3 млн лет (прил. 7). Таким образом, возраст комплекса уверенно да­ти­руется поздним девоном (фран), а началось его формирование предпо­ло­жительно в конце живета.

Позднедевонско-раннекаменноугольные интрузии

Мусюрский комплекс габбродолеритовый(νβ,βD3–С1m). Комплекс выделен Ю. Е. Молдаванцевым, который объединил под этим названием дайковые тела долеритов и габбродолеритов, рвущие осадочно-вул­каноген­ные отложения с органическими остатками эйфеля в верхней части и плутонические образования Малого Урала. Аналогичные дайки рассекают, кроме того, гипербазиты Войкаро-Сынинского массива и габброиды кэршорского комплекса. Породы мусюрского комплекса слагают отчетливо секущие дайки преимущественно «диагонального» (северо-западного, запад-северо-западного и северо-восточного) направления, которые, благода­ря хорошей устойчивости к выветриванию, прослеживаются в виде гряд среди вмещающих пород. Мощность даек составляет 2–5 м, иногда 15–20 м, а пластовых залежей 50–100 м; протяженность значительная – до 2,5–3,0 км и до 14 км. Характер контактов долеритов с вмещающими породами активный. Мощность зоны контактового воздействия у крупных тел не превышает 2–3 м. Вмещающие породы в зоне контакта уплотняются, становятся массивными и обогащаются эпидотом, хлоритом, пиритом, халь­ко­пиритом.

Долериты и габбродолериты представляют собой мелкозернистые (в дай­ках), среднезернистые или крупнозернистые (в пластовых телах) мас­сивные зеленовато-серые и темно-зеленые породы. Структура офитовая, габ­бро-офи­товая, нередко бластомилонитовая. Для мелких даек обычна диабазовая струк­тура, переходящая в бластодиабазовую. Состав долеритов (%): альби­тизированный, иногда соссюритизированный плагиоклаз – 40–70, уралитизи­рованный  моноклинный пироксен – 10–40, уралит – 8–12, ильменит – до 10, апатит, рутил, пирит, халькопирит, сфен, лейкоксен. Уровень метаморфизма – пренит-пумпеллеитовая фация. По химическому составу долериты близки к средним типам пород группы долерита. Для них характерно высокое содер­жа­ние железа (до 10 %), резкое преобладание натрия над калием, а также пониженное содержание кальция [79].

Возраст комплекса, согласно Легенде… [84], условно принят позднедевон­ско-раннекаменноугольным.

Позднекаменноугольно-раннепермские интрузии

Погурейский комплекс плагиогранитовый(pγC3–P1pg) выделен Ю. Е. Мол­даванцевым в 1969 г. Он относил гнейсовидные мусковитовые пла­гио­граниты к салаирским интрузиям. В. Ф. Морковкина описывала жило­об­разные тела кварцевого, кварц-плагиоклазового и плагиоклазового состава как метасоматические образования. Г. Н. Савельева и Х. Т. Шляхова, а затем, А. А. Ефимов и Т. А. Потапова [32] предложили рассматривать эти породы как продукты метаморфизма пород подошвы Войкаро-Сынинского аллохтона, образованные в результате метаморфизма и частичного плавления кислых эффузивов контрастно дифференцированной вулканогенной толщи.

На территории листа комплекс представлен рядом относительно крупных тел плагиогранитов и плагиоаплитов, залегающих в зоне ГУН. В междуречье Игядей-Юган и Погурей (Восточный) плагиограниты прорывают и мигмати­зи­руют как образования грубешорской и молюдшорской свит, развитых к за­паду от ГУН, так и габброамфиболиты дзеляюского комплекса к востоку от не­го. В бассейне руч. Пальниктывис – образования грубешорской и молюд­шор­ской свит к западу от ГУН и метаморфиты пальникшорской толщи к востоку. Вторая полоса развития многочисленных мелких тел плагиогранитов наблюдается среди западных габброидов кершорского комплекса, ультрама­фитов райизско-войкарского комплекса и зоне серпентитового меланжа в верх­нем течении р. Сред. Лагорта и верховьях р. Юньяга. Эти тела группи­руют­ся в полосу северо-северо-восточного простирания (шириной 0,3– 0,8 км), которая пересекает контакт габброамфиболитов и гипербазитов. Здесь плагиограниты и плагиогранитогнейсы обнажены непосредственно на контакте аллохтона с толщей вулканитов, содержащей прослои дацит-рио­ли­тов и метабазальтов, по которым развиваются глаукофановые сланцы. Наиболее крупное тело, имеющее в плане неправильные очертания, вытянуто по азимуту 5–10°. Длина его – более 3 км, ширина – 0,3–0,8 км. К севе­ро-востоку от него располагаются жилообразные тела размером 0,2–0,4 × × 0,06–0,15 км. Далее, по направлению к долине р. Хойла, плагиограниты встречаются все реже, а размеры тел сокращаются до 10–20 × 50–100 м. Севернее р. Хойла их сменяют жилы плагиоклаз-актинолитового состава, мощностью от нескольких сантиметров до 5–7 м [135].

Кроме того, серия мелких тел, условно отнесенных к данному комплексу, закартирована в восточной полосе развития кэршорского комплекса от р. Ла­гор­та-Егарт до р. Кокпела. Здесь они слагают линзовидные тела протя­жен­ностью от 0,1–0,2 км до 0,5 × 3 км. Контакты с амфиболитами, как правило, неровные, постепенные. В экзоконтактовых зонах в амфиболитах появляются мусковит, кварц, а в зоне эндоконтакта плагиограниты насыщены цоизито­вы­ми прожилками и содержат меланократовые (эпидот-рогово­обман­ковые + гранат) включения.

Макроскопически плагиограниты разных ареалов распространения нес­коль­ко различаются. В районе верхнего течения р. Кокпела они представ­ляют собой среднезернистые породы, с грубоплитчатой отдельностью, с гнейсо­вид­ной текстурой, светло-серого, розовато-кремового, розового цвета с тем­но-се­рыми петельчатыми полосками цоизита и блестящими чешуйками серици­тизи­рованного мусковита. В породе присутствуют амфибол-плагио­клазовые пег­ма­тоидные обособления, имеющие облик лейкосом за счет согласной с раз­гней­сованностью ориентировкой плагиоклаза. Плагиограниты сложены кис­лым плагиоклазом (около 50 % от общей массы), кварцем (до 35 %), а также цоизитом и мусковитом, присутствующими примерно в равных ко­ли­чествах – не более 10 % каждый.Постоянно присутствуют акцессорные циркон, апатит, рутил, сфен, пирит. Плагиоклаз представлен альбитом, обра­зующим две генерации зерен: 1-я генерация распространена незначи­тельно и представлена сравнительно крупными (до 1,5 мм) изометричными таблитча­тыми, реже ксеноморфными выделениями, с неровными контурами, корроди­руемыми кварцем и альбитом второй генерации; альбит 2-й гене­рации образу­ет ксеноморфные зерна, как правило, вытянутые согласно общей гнейсо­вато­сти и имеющие взаимные прорастания с кварцем. Размеры зерен альбита 2-й генерации не превышают 0,6–0,7 мм, обычно находясь в пределах 0,2–0,4 мм. Размер ксеноморфных зерен кварца не превышает 0,5 мм. Клино­цоизит обра­зует выделения неправильной формы, размером 0,2–0,5 мм, часто находящие­ся в срастании с мусковитом, а также зернистые скопления. Часто он цемен­ти­рует зерна кварца и плагиоклаза. Амфибол встречается в виде зе­рен непра­вильной формы размером 0,1–0,3 мм, слабо окрашенных и слабо плео­хрои­рующих. Гранат образует идиоморфные кристаллы, которые иногда, при раз­ме­рах до 1 мм, приобретают облик порфиробластов. В ряде случаев, в пре­де­лах зерна граната отмечаются остаточные включения кварца и цоизита. Чаще кварц и цоизит сохраняются в центральной части зерна гра­ната. Подоб­ные соот­ношения указывают на метакристаллическую природу граната и его рост по системе трещин. Часто встречающиеся достаточно круп­ные (0,1–0,3 мм) зер­на сфена иногда цементируют более мелкие выде­ления рути­ла. Мелкие, менее 0,1 мм, зерна циркона встречаются в пределах полей развития кварца [135].

Плагиограниты, прорывающие ультрабазиты и метавулканиты у истоков Сред. Лагорты, характеризуются массивной текстурой, средне-, крупнозер­нис­той структурой, белым, розово-кремовым цветом, неравномерным распре­делением скоплений мусковита. Порода имеет неясно выраженную макро­гней­соватость и сложена кислым плагиоклазом и кварцем, присутствующими в про­порциях примерно 2 : 1 и часто слагающими более 90 % породы. Остав­шиеся 5–10 % приходятся в основном на долю мусковита, распространенного крайне неравномерно. В небольших количествах присутствуют цоизит, амфи­бол и хлорит, а также биотит. Микроскопически устанавливается резко выра­жен­ное порфировидное строение породы. Порфиробласты размером до 6–7 мм сложены альбитом, чаще всего имеющим изометричную таблитчатую форму. Границы зерен, как правило, корродированы кварцем и альбитом ос­нов­ной массы. Сами зерна интенсивно серицитизированы и соссюрити­зиро­ваны. Порода несет ярко выраженные следы твердо-пластических дефор­ма­ций. Местами порода приобретает очковую текстуру, когда порфиробласты альбита обтекаются вытянутыми зернами кварца и раннего плагиоклаза. Зер­на кварца и альбита основной массы, при размерах в первые доли мил­ли­метра, имеют ксеноморфно-изометричную либо удлиненную форму, ориенти­ро­ванную согласно направлениям деформаций. Редкие листочки мусковита (2 мм) часто расщеплены и изогнуты. Акцессорные минералы представлены апатитом (до 50 % тяжелой фракции), пиритом (до 10 %), хромитом (до 10 %), монацитом (до 2 %) (реже встречаются гранат и циркон), вторичные мине­ралы – эпидотом, хлоритом, карбонатом (доломитом) [32].

Плагиогранитогнейсы, залегающие среди метавулканитов, иногда макро­ско­пически, они имеют практически сливной облик. Порода окрашена в свет­лые оттенки серого, вплоть до белого цвета, отчетливо проявлена гнейсовид­ная текстура. Микроструктура породы порфирокластовая, деформированные пор­фи­ро­класты серицитизированного кислого плагиоклаза сцементированы мел­ко­зернистой основной массой, порода имеет облик метавулканита. Основ­ная ткань породы образована примерно одинаковыми по размеру (около 0,1 мм), слегка уплощенными в направлении гнейсоватости, изометрич­но-ксе­но­морфными зернами кварца и плагиоклаза. Количество цветных минералов со­ставляет не более 10 %. Цветные минералы представлены мусковитом и светло-желтым эпидотом, в акцессорных количествах присутствуют цоизит, амфибол, хлорит, сфен, апатит, циркон и карбонат.

Контакты плагиогранитов с габброноритами и цоизитовыми амфибо­ли­та­ми нерезкие. В плагиогранитах, в зоне контакта с габброидами, сначала появ­ляют­ся зеленовато-серые агрегаты клиноцоизита, рассеянные зерна бурова­то-ро­зового граната, иголочки актинолита. С приближением к контакту эти ми­не­ра­лы группируются в полосы шириной 1–3 до 10–20 см, что приводит к возникновению характерных полосчатых пород с чередованием разностей гранитоидного и клиноцоизит-амфиболового состава. Далее эти породы сме­няются габброидами с чрезвычайно изменчивым составом, структурами и текстурами. Тонкозернистые игольчатые амфиболиты чередуются с крупно­зер­нистыми цоизитовыми и гранатовыми габбро, среди которых встречаются линзы и пятна неправильной формы (размером 0,3–0,8 × 1–5 м) плагио­клаз-ро­говообманковых и существенно плагиоклазовых пород пегматоид­ной структуры. Иногда в 4–6 м от плагиогранитов в габброноритах хорошо раз­личаются четковидные полоски кварца и его отдельные зерна, ориен­тиро­ванные согласно с общим направлением полосчатости, гнейсовидности, а так­же крупные чешуйки мусковита [135].

Величина зон измененных габбро на контакте с крупными телами плагио­гранитов может достигать 10–20 м, после чего измененные породы срав­ни­тельно резко сменяются почти свежими габброноритами. Мелкие тела пла­гио­гранитов сопровождаются широкими (до 100 м) зонами альбити­зиро­ван­ных, эпидотизированных габброидов с участками мигматитов птигматитового типа. Контакт плагиогранитов с гипербазитами наблюдался на восточном скло­не р. Лев. Лагорта. Здесь в крупнозернистых плагиогранитах свет­ло-се­рого цвета с зернами шахматного альбита в направлении к контакту с аподу­ни­товыми серпентинитами появляются вначале редкие призмы роговой об­ман­ки и петельчатые агрегаты актинолита. Постепенно плагиограниты пре­вра­щаются в роговообманково-альбитовые породы светло-серого цвета с мус­ко­витом, в которых под микроскопом, помимо апатита и сфена, отмечены окта­эдрические кристаллы хромита размером до 0,45 мм. На протяжении первых метров эти роговообманково-альбитовые породы сменяются темно-се­рыми актинолит-альбитовыми породами с крупными пластинками хлорита. Непосредственных переходов последних к аподунитовым серпентинитам не установлено. В самих серпентинитах у контакта встречены мелкие призмы актинолита и прожилки плагиоклазового состава [135].

В отдельных случаях в обрамлении крупных тел плагиогранитов залегают плотные массивные плагиоклазиты и актинолит-плагиоклазовые породы, в которых плагиоклаз представлен андезином. Иногда эти актинолит-пла­гио­клазовые породы и плагиоклазиты залегают в виде отдельных самостоя­тель­ных тел, с которыми парагенетически связана рубиновая минерализация. По химическому составу актинолит-плагиоклазовые породы относятся к по­родам нормального ряда с резко повышенным содержанием натрия. Содержание кремнезема в них понижено, тогда как количество фемических компонентов не меняется в сравнении с плагиогранитами. К полю развития плагиогранитов в гипербазитах приурочены жилы плагиоклаз-актино­ли­тового и актинолито­вого состава, внешний облик и строение которых сходны с породами при­кон­тактовых зон плагиогранитов. Мощность этих жил колеблется от нескольких сантиметров до 5 м, их простирание составляет 40–50°. В центральных частях наиболее крупных жил встречаются скопления и мелкие линзы светло-серого кварца. Мелкие альбит-актинолитовые жилки, чередуясь с серпентинитом, образуют своеобразную полосчатую породу.

Плагиограниты и плагиогранитогнейсо-граниты в целом характеризуются значительными вариациями SiO2, резким преобладанием натрия над калием и незначительным количеством фемических компонентов. На диаграмме «аль­бит–анортит–ортоклаз» фигуративные точки составов пород попадают в поле трондьемитов. При этом содержание натрия колеблется от 2,6 до 11 масс. %, тогда как содержания калия и кальция остаются более постоянными и находятся в пределах 0,5–1,5 и 0,5–3 масс. % соответственно, что отражает существенно альбитовый состав плагиоклаза. Для плагиогранитов, прорываю­щих ультрабазиты, характерна обратно пропорциональная зависимость между количеством SiO2 и суммой щелочей. Низкие содержания фемических компо­нен­тов в плагиогранитах и плагиогранитогнейсах отражает небольшое коли­чест­во темноцветных.

Предполагается, что с этим комплексом связаны альбититы и жадеититы зоны ГУН [135, 139, 29].

Формирование комплекса связывается с доходящим до частичного плав­ления метаморфизмом раннепалеозойских отложений пассивной окраины ВЕК, сгруженных в аккреционной призме при позднепалеозойской коллизии. Полученные нами определения абсолютного возраста по единичным зернам цирконов показывают набор датировок от 2600 до 350 млн лет, что отчетливо свидетельствует о ксеногенном характере цирконов, накапливавшихся в породах пассивной окраины (в том числе и при размыве докембрийского фундамента), которые впоследствии участвовали в частичном плавлении аккреционной призмы. В этой связи возраст комплекса определяется как позднекаменноугольно-раннепермский.

 

 

ТЕКТОНИКА

Территория листа Q-41-XVI относится к двум крупным тектоническим еди­ницам – Уральский складчатой системе (западный сегмент), Запад­но-Си­бирской плите и мезозойской тектонической единице более мелкого ранга – Усинско-Лемвинской депрессии, граница между которыми на современном эрозионном срезе проводится по границе платформенного чехла и верхнеме­ловым отложениям депрессии. В «тектоническом разрезе» территории выде­ляются три структурных этажа: байкальский, каледоно-герцинский и мезо­зой­ско-кайнозойский, их границей является региональное угловое и структурное несогласие.

Байкальский структурный этаж представлен в выходах на поверхности к западу от ГУН преимущественно вулканогенными складчатыми обра­зова­ниями позднего рифея–венда. Первичный структурный план байкалид, по гео­фи­зическим данным, имеет северо-западную ориентировку [38], позднее он пол­ностью переработан в результате каледоно-герцинского тектоногенеза. Одна­ко первичная структура байкалид послужила причиной позднейшейпоперечной зональности Урала в виде так называемых поперечных поднятий и опусканий. Западная часть территории листа относится к Лемвинскому по­пе­речному опусканию. К востоку от ГУН образования байкальского струк­турного этажа представлены габбро и амфиболитами дзеляюского комплекса.

Каледоно-герцинский структурный этажк западу от ГУН сложен ин­тен­сивно дислоцированными позднекембрийско-раннепермскими обра­зо­ва­ния­ми. К востоку от фронтальной части ГУН он представлен северной частью ордовикско-раннесилурийского Войкарского офиолитового пояса (ду­нит-гарц­бургитовая, дунит-верлит-клинопироксенит-габбровая формации и габ­бродолеритовая формация параллельных даек), среднепалеозойскими маг­матическими формациями энсиматической Малоуральской островной дуги позд­него ордовика–девона (юной островной дуги – базальт-риолитовой; ба­зальт-андезит-дацитовой и габбродиорит-плагиогранитовой), а также конгло­мерат-песчаной и позднекаледонской гранитовой формации.

Мезозойско-кайнозойский структурный этаж в пределах Запад­но-Си­бирской платформы сложен почти горизонтально залегающими юрскими и меловыми образованиями чехла Западно-Сибирской плиты (песчано-алев­ри­то­глинистая формация). В пределах Усинско-Лемвинской депрессии обна­жают­ся вернемеловые породы – песчано-глинисто-опоково-диатоми­то­вая глау­ко­нит­содержащая формация.

УРАЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ СИСТЕМА

Уральский складчатый пояс занимает всю территорию листа. Западная часть листа относится к Лемвинскому синклинорию, входящему в состав За­падно-Уральского мегасинклинория, восточная – к Войкарскому синклино­рию Тагило-Магнитогорского мегасинклинория, граница между ними в современной структуре проходит по Главному Уральскому надвигу (ГУН). В центральной части листа к западу от линии ГУН выделяется Пальник­шорский террейн, представленный блоком метаморфизованных пород кон­траст­ной базальт-риолитовой формации (пальникшорская толща), предполо­жи­тельно позднерифейского возраста. Наиболее вероятно, он является фраг­мен­том структуры Центрально-Уральского мегантиклинория.

 

ЛЕМВИНСКИЙ СИНКЛИНОРИЙ

Ядро Лемвинского синклинория выполнено образованиями Лемвинского ал­лохтона. Лемвинский аллохтон в плане имеет сложную дугообразную фор­му, выпуклостью обращенную к западу–северо-западу и фактически пред­став­ляет собой крупную синформу. Его длина составляет около 340 км, а ширина достигает 45 км. Западный край скрыт под мезозойскими (верхний мел) отложениями платформенного чехла. В его строении различаются два пакета покровов (структуры 1-го ранга): Западно-Лемвинский и Восточ­но-Лем­вин­ский, последовательно надвинутые друг на друга (с северо-запада на юго-восток и соответственно снизу вверх) [80, 82]. Каждый из них имеет сложное складчато-чешуйчатое строение и характеризуется своим фациаль­ным типом разреза палеозойских отложений, относящихся к различным участкам палеобассейна седиментации Зилаиро-Лемвинской СФЗ. В составе пакетов покровов выделяются более мелкие покровы, пластины и чешуи. Кроме того, в составе Восточно-Лемвинского пакета присутствуют чешуи допалезойских образований, рассматриваемые как «безкорневые доуралиды».

Складчатые структуры, имеющие уральское простирание и характери­зую­щиеся тенденцией к опрокидыванию на запад, в основном превращены в се­рии мелких чешуй, отвечающих крыльям изоклинальных складок и обычно срезаются более крупными надвигами.

 

Западно-Лемвинский пакет покровов

На территории листа в составе Западно-Лемвинского пакета выделяется Западный покров, в составе Восточно-Лемвинского – Грубеинский, Верхне­парно­кско-Воравожский, Верхнехаротский, Приводораздельный покровы и серия пластин (Игядейеганская и Грубешорская), круто падающих к востоку.

К Западному покрову нами отнесена полоса развития силурий­ско-де­вонских образований лемвинского комплекса в среднем течении рек Мал. Хойлаю и Пага и каменноугольно-пермские образования лемвинского ком­плек­са в северо-западной части листа. В строении покрова участвуют образо­вания качамылькской (на листе не представлена), харотской, пагинской, нянь­воргинской, яйюской и кечьпельской свит. Такой набор стратиграфических подразделений указывает скорее всего на то, что тектоническое отслоение при формировании покрова произошло по границе среднеордовикских и ниж­не­ордовикских отложений. При этом последние были, вероятно, представ­лены мелководными фациями елецкого типа, о чем свидетельствует широкое развитие известковистых песчаников и алевролитов с обильной мелководной фауной в низах качамылькской свиты. Нормальные контакты между свитами внутри покрова в большинстве случаев тектонизированы, однако первичная последовательность стратиграфических подразделений на крыльях крупных структур, прямая или обратная, обычно сохраняется. Преобладают кливаж­ные, часто килевидные нарушения, осложненные многочисленными продоль­ны­ми сколами. Напряженность деформаций возрастает с северо-запада на юго-восток. В этом направлении относительно крупные вытянутые складки с хорошо выраженными замками и сколами в подвернутых крыльях заме­щают­ся сплюснутыми, близкими к изоклинальным, узкими нарушениями, ослож­ненными многочисленными продольными и диагональными взбросами [135].

В составе Западного покрова нами выделена Ниедзьюская синклиналь размером 30 × 16 км с осевой поверхностью, ориентированной в северо-вос­точ­ном направлении. Юго-восточное крыло крутое (угол падения 70–80°), севе­ро-западное – более пологое (угол падения 50–60°). Шарнир полого по­гру­жается к северо-востоку. В ядре выходят образования кечпельской свиты. На крыльях выходят породы харотской свиты. Крылья осложнены мелкой складчатостью.

Восточно-Лемвинский пакет покровов

Грубеинский покров в целом представляет собой полого-волнистую пла­стину, которая перекрывает Западный покров. Западная его граница проходит по Грубеинскому надвигу. На территории листа представлен крайне ограни­ченно, в его строении участвует только погурейская свита. Ограничивающая чешуи снизу плоскость Грубеинского надвига имеет сравнительно крутое залегание (50–70°).

Верхнепарнокско-Воравожский покров по своему внутреннему строению сходен с Грубеинским покровом, сложен образованиями погурей­ской свиты, пагатинско-кибатинской свиты нерасчлененной и бескорневыми доуралидами, представленными молюдвожской свитой. Западная его граница проходит по Верхнепарнокскому надвигу, который срезает структуры Гру­беин­ского покрова.

Приводораздельный покров сложен образованиями погурейской, кок­пель­ской, грубеинской, харбейшорской свит, черногорской серии и мол­юд­шор­ской и грубешорской свиты, а также риолитами пожемского ком­плек­са. Для покрова характерно мелкочешуйчатое строение (с преобладающими крутыми юго-восточными падениями пород в каждой из чешуй), на фоне которого по выходам разновозрастных отложений вырисовываются вытяну­тые линейные синклинали и антиклинали. Западная граница покрова прохо­дит по Приводораздельному надвигу.

Игядейеганская пластина является наиболее восточной в структуре ал­лохтона. Она сложена образованиями молюдшорской и грубешорской свит и надвинута по линии Игядейеганского надвига на Приводораздельный покров.

Верхнехаротский покров по линии Верхнехаротского надвига перекры­вает Западный покров и является аналогом Грубеинского покрова. В его строе­нии на территории листа принимает участие только грубеинская свита.

Грубешорская пластина отвечает одноименному покрову, выделенному С. В. Руженцевым [74]. В районе он сложен исключительно кремнисто-вул­ка­но­генными образованиями молюдшорской и грубешорской свит сред­не­ор­довик­ско-позднедевонского возраста и по мере движения на юго-запад сре­зает Верхнехаротский покров. В свою очередь перекрывается серпинтини­товым меланжем зоны Главного Уральского надвига.

Формирование структуры Лемвинского аллохтона происходило в три эта­па. В течение первого произошло тектоническое расслоение разреза и шарьи­ро­вание основных покровов с одновременным образованием лежачих скла­док вследствие неоднородного сдвига при движении покровов. Вы­дви­жение шарья­жей могло начаться не ранее конца среднего карбона для восточ­ной части и не ранее конца ранней перми для западной части Лемвинской СФЗ, что определяется нормальными стратиграфическими соотношениями с под­сти­лающими отложениями яйюской и кечьпельской (на западе) свит, участ­вующих в строении покрова. Время надвигания аллохтона на отложения Елец­к­ой СФЗ определяется концом ранней перми [80, 82]. В течение второго этапа, при усиливающемся тангенциальном давлении с востока, произошла полная складчатая переработка структур первого этапа, которые частично сохранились только в части аллохтона, надвинутой на карбонатную плат­фор­му. Последняя длительное время являлась «жестким упором», ограни­чиваю­щим с запада зону интенсивных складчатых дислокаций. Деформации второ­го этапа начали активно проявляться после завершения основного этапа шарьи­рования. В течение третьего этапа произошло смятие автохтона и фор­ми­рование синформных и антиформных структур аллохтона; эти процессы на­чались не ранее конца поздней перми и закончились в юрское время [80, 82].

Пальникшорский террейн представляет собой самостоятельный блок, при­надлежность которого дискуссионна. Как отмечалось выше, расположен между Лемвинским и Войкарским аллохтонами. Сложен в основном поро­дами одноименной толщи. При ширине до 8 км тектоническая пластина про­тягивается в субмеридиональном направлении от района р. Сред. Лагорта до р. Пага. Пластина характеризуется складчатым строением с предпочти­тель­ной северо-западной вергентностью, крутым падением осевых поверхностей (50–70°) и опрокинутым залеганием. В отдельных случаях в обнажениях удается наблюдать замки мелких открытых складок с пологими шарнирами, погружающимися к югу и северу. Это может указывать на то, что вся пла­стина представляет собой пакет разномасштабных опрокинутых складок, осложненных многочисленными мелкоамплитудными взбросо-на­дви­га­ми, т. е. иметь взбросовое складчато-чешуйчатое строение [72]. Западная граница пластины проходит по Пальникшорскому надвигу.

ВОЙКАРСКИЙ СИНКЛИНОРИЙ

В составе Тагило-Магнитогорской мегазоны выделяется Войкарский син­клинорий [34, 29]. Также нередко Войкарский синклинорий рассматри­вается в качестве одноименного аллохтона. Как нам представляется, эти точки зре­ния не противоречат друг другу, так как в структуре, по геологическим дан­ным, уверенно выделяется отрицательная структура – Войкарский син­кли­норий, который существенно тектонизирован, разбит надвигами на отдельные пла­стины и находится в той или иной степени в аллохтонном положении. На территории листа представлено только северо-западное крыло Войкарского синклинория.

В геологической структуре Войкарского аллохтона, на территории листа выделены три сложно построенных тектонических блока (структуры 2-го по­ряд­ка), которые представляют собой тектонические пластины, круто падаю­щие на юго-восток под углами 50–70°. Нижняя, самая западная Хулгинская пластина (Дзеляюско-Хордьюсский террейн) представлена ультрамафитами (дзе­ляюский комплекс). Средняя – Пайерская сложена ультрабазитами, габ­бро и долеритами (райизско-войкарский, кэршорский, лагортаюский комплек­сы). Верхняя, восточная – Лагортинская – Лагортинско-Кокпельским плуто­ном и вулканогенно-осадочными разрезами островодужного комплекса, кото­рые включаются в пластину (войкарская и малоуральская свита).

Хулгинская пластина представляет собой крупный блок (Дзеляюско-Хордьюсский террейн) полосчатых клиноцои­зит-амфи­бол-пла­гио­клазовых кристаллосланцев и гранат-клиноцоизитовых амфиболитов с ре­ликтами магматических габброидов. Линейно-полосчатые текстуры мета­морфитов сформированы на раннем этапе относительно низкотемпературного амфиболитового метаморфизма, по первичной магматической полосчатости они характеризуются простираниями в интервале 280–290° и субвер­тикаль­ным падением. Поздний метаморфизм, связанный с процессами надвиго­обра­з­ования, привел к образованию цоизит-гранатовых и гранатовых амфибо­ли­тов по апогаббровым амфиболитам. Зоны развития цоизит-гранатовых и гра­нато­вых амфиболитов слагают относительно широкую полосу вдоль восточ­но­го ограничения Хулгинской пластины на контакте с метабазитами и гипер­бази­тами Пайерской пластины [73]. В отдельных обнажениях удается наблю­дать замки мелких открытых складок, характеризующихся в большинстве слу­чаев субвертикальными шарнирами. Западная граница пластины проходит по Главному Уральскому надвигу.

Пайерская пластина имеет сложную структуру, которая подчеркивается полосчатостью пород, их минеральной линейностью и плоскостными ориен­тировками минеральных агрегатов, а также наличием зон пластического те­чения и динамометаморфических преобразований пород. Соотношения этих структурно-текстурных элементов позволяют реконструировать внутреннее строение пластины и этапность ее структурной эволюции.

Среди гарцбургитов райизско-войкарского комплекса местами сохрани­лись реликтовые тела слабоистощенных лерцолитов. Структурно этот ранний этап выразился в образовании метаморфогенной полосчатости в форми­рую­щихся гарцбургитах, тогда как в реликтовых лерцолитовых телах полос­ча­тость проявлена гораздо слабее. Следующий этап эволюции офиолитов связан с высокотемпературными пластическими деформациями пород и выразился в новообразовании диопсида и хромшпинелидов с формированием либо разоб­щен­ных лентикулярных шлиров, либо четкой полосчатости, вплоть до образо­вания моно- или биминеральных прослоев. На последующих этапах структур­ной эволюции офиолитов развились складчатые деформации гарцбургитов и ско­ло­вые трещины, выполненные жилами дунитов и пироксенитов. Ориен­ти­ровки директивных текстур гарцбургитов и пород кэршорского «полосча­того» комплекса отчетливо несогласны. Это указывает на формирование по­след­них при сжатии, ориентированном субперпендикулярно к простиранию гарцбургитового тела [65]. Последующие структурные преобразования офио­ли­тов связаны с синметаморфическими дислокациями – формировались зоны пластического течения, маркируемые гранатовыми и цоизитовыми апогаб­бро­выми амфиболитами.

По ультрабазитам развиты амфибол-, тальк-, антигорит-оливиновые поро­ды. Эти образования сформировались в зонах пластического течения, которые маркируют собой зоны коровых покровно-надвиговых движений. Вероятно, на тех же глубинах и в том же тектоническом режиме сформировалась отно­сительно поздняя часть низкотемпературных амфиболитов по габброи­дам кэр­шорского комплекса. Мозаично размещенные актинолит-анортитовые поро­ды по габброноритам и габбро, формировавшиеся в верхних горизонтах океанической коры без возникновения структур течения и рассланцевания, ука­зывают на то, что зеленосланцевый метаморфизм проявился в текто­ни­чески спокойной обстановке. Массовая серпентинизация ультрабазитов выра­зилась в формировании структуры изотропной петельчатой сетки прожилков хри­зотила, равномерно пронизывающей оливиновую массу. Это указывает на полное отсутствие стресса при ее формировании.

Вдоль восточного ограничения Пайерской пластины по габбро и габбро­долеритам верхней части разреза кэршорского комплекса сформировались плагиоклаз-роговообманковые амфиболиты, зоны цоизит-актинолитовых и зеленых хлорит-актинолит-альбитовых сланцев, а по секущим диагональным зонам в ультрабазитах – зоны рассланцованных серпентинитов с магнетитом, иногда с сульфидами. Эти дислокационные структуры связаны с проявлением наиболее поздних крупноамплитудных сдвиговых перемещений по границам отдельных блоков [135]. Западная граница пластины проходит по Дзе­ляюско-Хордьюсскому надвигу и Главному Уральскому надвигу.

Лагортинская пластина надвинута на Пайерскую пластину с востока. В ее подошве расположена зона тонкополосчатых бластомилонитов плагио­клаз(андезин-лабрадор)-роговообманкового состава с мигматитами, жилами плагиогранитов и тектоническими блоками пород Пайерской пластины. На ряде участков массивные диориты внедрены непосредственно в габбро и диа­базы с ороговикованием пород на контактах и образованием жильных апофиз. Здесь же в диоритах присутствуют остроугольные ксенолиты диабазов, габ­бро и пироксениты. Однако чаще диориты имеют полосчатые гнейсовидные тек­стуры и содержат линзовидные ксенолиты андезин-роговообманкового со­става. По­лосчатость в них наклонена на восток под углами 40–60° и образует складки течения, опрокинутые к северо-западу [65].

Вторичные структуры представлены довольно простыми складчатыми фор­мами, в которые дислоцированы среднепалеозойские стратифици­рован­ные образования. Западная граница пластины проходит по Хулгин­ско-Пяти­речьинскому разлому.

ЗАПАДНО-СИБИРСКАЯ ПЛИТА

Фундаментом Западно-Сибирской плиты является восточная часть Ураль­ской складчатой системы. Он представлен образованиями ядра Войкарского синклинория – вулканогенными и вулканогенно-терригенными породами де­во­на, прорванными интрузиями гранитоидов.

Чехол Западно-Сибирской плиты сложен терригенными осадками юрского и мелового возраста. Нижне- и среднеюрские отложения представлены конти­нентальными песчано-глинистыми породами. Верхнеюрские и нижнемеловые породы сложены аргиллитами и песчаниками (песчано-алеврито-глинистая формация). В составе чехла, на основе приведенных вещественных описаний можно выделить один структурный ярус. К ярусу в пределах листа могут быть отнесены отложения от янымaньинской свиты до улансынской свиты ввер­ху включительно. Принадлежащие к нему образования распространены вдоль Уральской складчатой системы.

По особенностям строения чехла в Западно-Сибирской плите выделяется Шурышкарская мегавпадина, вытянутая в целом в северо-северо-восточном направлении и Тильтимский выступ. В их составе выделяются более мелкие структуры: Северо-Приполярная моноклиналь (Шурышкарская мегавпадина) и Войкарский структурный мыс (Тильтимский выступ).

УСИНСКО-ЛЕМВИНСКАЯ ДЕПРЕССИЯ

В пределах Усинско-Лемвинской депрессии (впадины) обнажаются го­ризонтально залегающие вернемеловые породы – песчаники кварцево-глау­ко­ни­товые с прослоями кремнистых глин, опоки и диатомиты глауконит-опо­ковой толщи, которые представляют собой фрагменты чехла Тимано-Печор­ской платформы.

РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ

Возраст подавляющего большинства разрывных нарушений на территории листа предполагаетсяпозднепалеозойско-раннемезозойским. Наиболее
круп­ными из них являются Главный Уральский надвиг, Пальникшорский, Грубенинский и Верхнехаротский надвиги, Хулгинско-Пятиречьинский раз­лом сложной кинематики. Среди многочисленных более мелких нару­шений собственное наименование имеют Грубешорский, Верхнепарно­кский, Приво­дораз­дельный, Игядейёганский и Дзеляюско-Хордьюсский надвиги.

Главный Уральский надвигявляется границей образований палео­кон­тинентального и палеокеанического секторов уралид. По представлениям целого ряда авторов [35, 85 и др.] он наследует палеозону Беньофа, падавшую на восток. В пределах листа ГУН проводится в подошве Войкарского аллох­тона. Во фронтальной части ГУН в одних случаях распространен мощ­ный тектонический серпентинитовый меланж, а в других расположена полоса вы­сокометаморфизованных глубинных пород и зона гранат-акти­но­лит-эпидо­товых сланцев с прослоями полосчатых яшмоидов, а также глаукофановые породы («голубые сланцы»). Зона ГУН от бассейна р. Хойла на севере до бассейна р. Пага на юге расположена между неравномерно метамор­физо­ванными вулканогенно-осадочными породами пальникшорской свиты и, в раз­личной степени, измененными ультрабазит-базитовыми породами дзе­ляюс­кого комплекса, образующими массив Хордьюс. В строении зоны при­нимают участие блоки (до 100 × 300 м) пород обоих таксонов. В подошве ГУН прослеживается полоса интенсивного катаклаза и милонитизации. В пре­делах всей зоны ГУН развиты линзы скольжения и плойчатость (первые см). В Хордьюсском массиве и пальникшорской свите наблюдается приразломная мелкая складчатость, а в последней – и сопряженные трещины.

В ходе нашей интерпретации [72] выделены два главных типа дисло­каций – ранние пластические деформации, представленные главным обра­зом мелкой складчатостью, и более поздние хрупкие, которые фиксируются по сопряженным трещинам, секущим метаморфическую сланцеватость.