Ультракалиевые базальтоиды на хр. Енганэ-Пэ

Оглавление Введение 1. Краткий очерк геологического строения хр. Енганэ-Пэ 1.1. Стратиграгия 1.2. Тектоника
1.3. Магматизм 2. Геологическая характеристика участка работ 2.1. Строение разреза зоны межформационного контакта на руч. Изъя-Вож 2.2. Петрография характеристика пород 2.3. Геохимические особенности пород 2.4. Минералогический состав базальтоидов Заключение Список литературы
ВВЕДЕНИЕ Хребет Енганэ-Пэ, расположенный на Полярном Урале в 30–40 км юго-восточнее от г. Воркута, представляет собою брахиантиклинальную структуру северо-восточного простирания размером 60´20 км. Центральная ее часть сложена вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами рифея-венда, на крыльях выходят толщи палеозоя. Геологическое строение района изучалось многими геологами (К. Г. Войновский-Кригер, Г. П. Софронов, В Н. Гессе, А. А. Савельев, Б. Я. Дембовский, М. А. Шишкин и др.). Вблизи южной оконечности хребта, в 100–150 м ниже слияния ручьев Правый и Левый Изъявож, непосредственно у границы гор и тундры находится уникальный разрез, в котором наблюдается межформационный контакт доуралид и уралид: на крутопадающих глинистых сланцах енганэпейской свиты (V2-Є1en)с азимутальным, угловым и стратиграфическим несогласиями залегает алевропесчаниковая толща манитанырдской серии (С3–O1mn). Уникальной особенностью этого разреза, привлекавшей внимание многих исследователей (Дембовский и др., 1985; Душин, 1986; Юдович, 2002) явилось согласно залегающее в породах основания манитанырдской серии тело базальтоидов. Душин определил эти породы как «эпилейцитовые тефриты». Я. Э. Юдович, изучавший химический состав миндалекаменных базальтоидов, отметил уникальную особенность этих пород – ультракалиевый состав, близкий к алмазоносным породам – лампроитам, что может указывать на присутствие в районе настояших лампроитов (Юдович, 2002). Однако проведенные ранее работы носили геохимическую направленность и не были детальными – изучались наиболее доступные фрагменты разреза, представляющего собой скальный выход высотой 10–12 м. В частности, нет достоверных сведений о характере контакта базальтоидов и вмещающих их отложений. Актуальность работы обусловлена необходимостью детального перографического изучения необычных, как для изучаемого района, так и для всего Урала, пород. Целью работы является пертографическая характеристика ультрокалиевых базальтоидов. В связи с этим задачи курсовой работы следующие: – детальное литологическое описание пород разреза; – детальное петрографическое описание пород; – изучение минералогического состава пород Объект исследований – пластовое тело базальтоидов в породах манитанырдской серии в зоне межформационного контакта на руч. Изъя-Вож. Методика исследований – в полевых условиях проведено описание, зарисовка и фотографирование коренных выходов с отбором образцов на различные виды анализа. Опробование проводилось по трем профилям вкрест простирания пород, при этом пробы отбирались также из подстилающих и прекрывающих отложений. В камеральных условиях проведено петрографическое изучение шлифов, и минералогический анализ протолочных проб. Фактический материал – основой для работы послужила коллекция, собранная автором во время прохождения учебной практики в 2004 году. Было проведено петрографическое описание 23 шлифов и минералогический анализ 23 тяжелых фракций протолочных проб. В результате выполнения данной работы выявлены основные особенности петрографического и минералогического состава базальтоидов. Автор выражает свою искреннюю признательность сотрудникам Института геологии Коми НЦ УрО РАН за содействие и помощь в выполнении настоящей работы: Н.Ю.Никуловой и И.И.Голубевой (консультации при описании петрографических шлифов), И.В.Швецовой (помощь в минералогических исследованиях акцессорных минералов), а также научному руководителю И.В.Козыревой.
1. КРАТКИИЙ ОЧЕРК ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ХР. ЕНГАНЭ-ПЕ

1.1. Стратиграфия В геологическом строении района работ принимают участие отложения двух структурных этажей: палеозойского (уралиды) и фундамента (доуралиды). Нижний структурный этаж объединяет породы манюкуяхинской свиты (R3mj), бедамельской серии (R3-V2bd) и енганэпэйской свиты (V2-Є1en). Верхий структурный этаж представлен следующими отложениями манитанырской серии (Є3–O1mn)., хантейской свиты (О2-3ht), табаротинской и седьельской серии (O3–S1tb-sd), харотской свиты, нерасчлененной (S–D1hr), гердьюской свиты (S2), овинпармской и бетьюской серии (D1op–bt), большеусинской-лекелецкой серии, нерасчлененная (D1bu–le) вучвожской свиты и нижнешервожской подсвиты (D1–2 vu-sv1), верхнешервожской подсвиты (D2sv2), доломитово-известняковой толщи (D2.3di), бахромчатой толщи (D3bh), важхановейской свиты (С1–Vz), и сарьюской свиты (C1 sj) (рис.1.1).

Рис.1.1 Геологическая карта района работ.
Составлена М. А. Шишкиным, 2004 г. Манюкуяхинская свита (R3mj), названа по реке Манюкуяга, где отложения пород свиты распространены наиболее широко. Манюкуяхинская свита слагает ядра антиклинальных складок на хр. Енганэпэ Отложения манюкуяхинской свиты представлены глинистыми, глинисто-кремнистыми сланцами с прослоями и пачками известняков и кремней. Видимая мощность свиты около 1300 м. Бедамельская серия (R3- V2bd). Фрагменты разреза серии вскрываются в коренных выходах на руч. Левый Изъявож и в междуречье ручьев Тампико и Левый Изъявож. В составе пород нижней части разреза преобладают базальты, андезибазальты, андезиты, трахибазальты, их кластолавы и лавобрекчии, дациты и их туфы, а также туфоконгломераты и туфогравелиты. Верхняя часть разреза представлена лавами эффузивов кислого состава, а также их кластолавами и туфами. Повсеместно среди эффузивных и пирокластических пород кислого состава встречаются ксенотуфы и ксенокластолавы, содержащие обломки андезитового и андезибазальтового состава. Суммарная мощность бедамельской свиты в районе – более 2500 м. Енганэпэйская свита (V2-Є1en). Впервые выделена в 1942 г. К. Г. Войновским–Кригером на хр. Енганэ-пэ, от которого и получила свое название. Отложения свиты развиты в пределах хребта Енганэ-пэ, где они слагают крылья антиклинальных структур (Изъявожская антиклиналь) и ядра синклинальной структуры (Шервожская). Отложения свиты представлены толщей ритмично переслаивающихся аргиллитов, алевролитов и песчаников. Мощность свиты 1200 – 1500 м. Манитанырдская серия (С3–O1mn), представлена терригенной толщей, залегающей с угловым несогласием на рифейско-вендских отложениях. Сложена конгломератами, гравелитами, песчаниками и алевролитами. В основании разреза развита прерывистая пачка базальных конгломератов, гравелитов и песчаников полимиктового состава. Нижний контакт ее с енганэпейской свитой наиболее четко наблюдается в разрезе руч. Изъя-вож на западном склоне хр. Енганэ-пэ. Здесь азимут падения базальных конгломератов 330˚
Конгломераты слагают базальные и внутриформационные горизонты, образуя как мощные протяженные тела, так и линзовидные быстровыклинивающиеся. Дл яних характерна резкая изменчивость по простиранию и разрезу состава, размера, окатанности и сгруженности обломочного материала. Песчаники составляют ~ 80% объема серии. Представлены всеми гранулометрическими разностями: от алевритовых до крупнозернистых и гравийных. По минералого-петрографическому составу выделяются песчаники кварцевые (90–100% обломков кварца), мезомиктовые (50–75% обломков кврца), олигомиктовые (75–90%), полимиктовые (менее 50%), кварц-полевошпатовые и туфогенные.
Алевролиты занимают значительную часть объема серии. Состав преимущественно кварцевый (80–100%), плагиоклаз присутствует в количестве от редких зерен до 20%. Структура алевролитов бластоалевритовая или микролепидогранобластовая, текстура сланцеватая, слоистая, реже массивная. Верхняя граница Манитанырдской серии, выход которой наблюдается на правом берегу р. Лёк-Елец. Представлена массивными известняками серого цвета, с редкими остатками фауны (брахиоподы). Мощность манитанырдской серии изменяется от 300 м на западном склоне Енганэ-пэ (разрез руч. Изъя-вож) до 1500 м на восточном. Хантейская свита (O2-3 ht). Отложения хантейской свиты обрамляют Енганэпэйскую брахиантиклиналь, достигая на южном периклинальном замыкании максимальной ширины своего выхода. Свита объединяет карбонатные и терригенно-карбонатные осадки среднего-позднего ордовика, которые прежде выделялись в качамылькскую, хантейскую щугорскую, свиты, или картировались (на южной периклинали Енганэ-пэ) как лланвирнский, лландейловский, карадокский, ашгиллский ярусы самостоятельно . Отложения хантейской свиты, представлены доломитами темно-серого или черного цвета, с массивной или неяснослоистой текстурой и известняками темно-серого и черного цвета, со средне- и тонкослоистой или неяснослоистой текстурой. Органогенные известняки состоят из кальцита, доломита, глинистого вещества и многочисленных органогенных остатков, представленных обломками криноидей, брахиапод, остракод. Мощность хантейской свиты в изучаемом районе составляет примерно 400 м . Табаротинская серия и седъёльская свита нерасчлененные (O3-S1tb-sd).Образования данного литокомплекса закартированы вдоль западного склона хр. Енганэ-пэ в полосе от р. Лёк-Елец до северной рамки листа. Картируются нерасчлененными ввиду недостаточной обнаженности. Фактически единственный сравнительно полный разрез имеется в береговых обрывах р. Лек-Елец. Кроме того, отдельные выходы и небольшие обнажения имеются по рч. Изъя-вож и Шер-вож. Отложения представлены довольно однородными толщами массивных и плитчатых мелко-среднекристаллических вторичных доломитов. Общая мощность нерасчлененного подразделения составляет 400–450 м. Харотская свита нерасчленённая (S-D1hr).Образования литокомплекса «харотская и косвожская свиты нерасчленённые (S-D1hr+D1kv)» развиты вдоль восточного борта Нияюской депрессии, в южных предгорьях хребта Манита-Нырд и далее прерывистой широкой полосой протягиваются на юго-запад вдоль долины р. Харота к увалам Кача-мыльк и до р. Левый Кечь-пель. В состав литокомплекса входят наиболее характерная для Лемвинской зоны харотская свита и тесно ассоциирующая с ней косвожская свита. В условиях тектонического расслоения всего палеозойского разреза обе свиты образуют единый пакет, вследствие чего они обычно картировались совместно. Самостоятельно харотская свита (S-D1hr) выделяется только в пределах Лёкъелецско-Нияюского района.В разрезе харотской свиты отчётливо выделяются две подсвиты: нижнехаротская (черносланцевая) и верхнехаротская (сланцево-известняковая). Мощность отложений харотской свиты 200–250 м . Гердъюская и гребенская свиты нерасчлененные (S2gr-gb). Образования данного литокомплекса также закартированы вдоль западного склона хр. Енганэпэ в полосе от р. Лёк-Елец до северной рамки листа. Картируются нерасчлененными ввиду недостаточной обнаженности. Ранее данные образования картировались как верхний силур доломитового разреза шельфовой лагуны. На дневной поверхности наблюдаются в единичных обнажениях по р. Лек-Елец, где представлены серыми, темно-серыми и голубовато-серыми, пятнистыми, преимущественно среднеслоистыми хорошо плитчатыми вторичными доломитами. Мощность гердъюской и гребенской и свит нерасчлененных составляет 230–360 м. Овинпармская свита и бетьюская серия нерасчлененные (D1op-bt).Картируются нерасчлененными ввиду недостаточной обнаженности. Прежде эти отложения картировались как нижний девон (лохковский и пражский ярусы) терригенно-известняково-доломитового типа разреза шельфовой лагуны. На юго-западном склоне Енганэпэ они достаточно полно обнажены на р. Лёк-Елец, частично вскрыты профилем поисково-картировочных скважин вдоль рч. Лёк-Елец-Ворга-шор. Мощность объединенных овинпармской свиты и бетьюской серии составляет 110–160 м. Большеусинский - лёкъелецкий рифовые массивы нерасчлененные (D1bu-le). По данным ГДП-200 (Государственная …, 2003) эти массивы объединяют рифогенные отложения нижнего девона в интервале лохков-нижний эмс, развитые на юго-восточном склоне хр. Енганэ-пэ. Картируются совместно в виду слабой обнаженности. Стратотип Большеусинского рифового массива находится в районе слияния р. Бол. Уса и Ния-ю, где он надстраивает вверх по разрезу образования Нияюского рифа. На территории листа аналогичные по составу образования, сопоставляемые с Большеусинским рифовым массивом обнажены в среднем течении р. Енганэ-Яха и на правобережье руч. Яма-шор в карстовых воронках, а также вскрыты шурфами. Представлены темно-серыми массивными водорослевыми доломитизированными известняками, инкрустационными известняками, известняковыми брекчиями и массивными крупнокристаллическими доломитами. В породах содержатся разнообразные фаунистические остатки лохковского. Мощность отложений условно оцениваентся в 500–700 м. Вучвожская свита (D1vи).Впервые выделена в районе А.И. Першиной. Название дано по руч. Вуч-вож, в 0,7 км ниже устья которого на р. Лек-Елец находится стратотипический разрез свиты. Полный разрез имеется также на р. Лек-Елец и на западном крыле Енганэпэйской брахиантиклинали. Кроме того, полные разрезы вскрыты профилями поисково-картировочного бурения вдоль рч. Лек-Елец-Ворга-шор и Юнко-шор. Верхнешервожская подсвита (D1-2Cv2) имеет двучленное строение и представлена в нижней части толщей (25-33 м) серых седиментационных и перекристаллизованных доломитов, выше - толщей (10-27 м) специфических серых, белых, кремовых перекристаллизованных (мраморизованных) известняков, нередко с узорчатыми текстурами. В верхах известняковой толщи присутствуют линзы (0,3-0,5х2 м) серых и голубых аргиллитов, также включения аллитов и сиаллитов в виде псевдоинъекций, пятен, желваков серо-зеленого, красно-бурого и вишневого цветов. Мощность нерасчлененного литокомплекса составляет 230–235 м Доломитово-известняковая толща (D2-3di).Распространена вдоль обоих склонов хребта Енганэ-пэ, обнажаясь по р. Лёк-Елец, и в нижнем течении р. Шер-вож. Практически полный разрез толщи вскрывается на юго-восточном крыле Енганэпэйской брахиантиклинали по р. Лёк-Елец, где на закарстованных известняках верхнешервожской подсвиты залегают- известняки доломитизированные. Общая мощность доломитово-известняковой толщи составляет около 300–370 м.
Бахромчатая толща (D3 bh).Распространена на западном и, частично, на восточном крыле Енганэпэйской брахиантиклинали. Обнажена по р. Лёк-Елец, руч. Шер-вож, Лёк-Елец-Ворга-шор, Юнко-шор. Сложена известняками темно-серыми мелкозернистыми, с кружевным (“бахромчатым”) рисунком выветрелой поверхности; известняками с пятнистой доломитизацией (бугристыми), доломитизированными известняками, доломитами. Мощность 500–550 м.
Важхановейская свита (С1vz).Данное название впервые предложено Л.С. Колесник в процессе ГДП-200 Воркутинской площади для кремнисто-карбонатной толщи турнейско-ранневизейского возраста. Распространена вдоль западного крыла Енганэпэйской брахиантиклинали и также на крыльях Лёкъелецкой, Косвожской и Хановейской антиклиналей. Сложена преимущественно известняками темно-серыми и черными пелитоморфными и мелкозернистыми, массивнослоистыми, с включениями неправильной формы черных кремней и переслаивающимися с пластовыми черными кремнями. Мощность важхановейской свиты на около 100 м. Сартьюская свита (C1sj).Данное название впервые предложено Л.С. Колесник в процессе ГДП-200 Воркутинской площади для карбонатной толщи поздневизейско-серпуховского возраста. Стратотип свиты находится на р. Уса (в районе слияния р.р. Бол. и Мал. Уса). В стратотипе свита имеет двучленное строение и состоит из нижне (известняково-доломитовой) - и верхнесартъюской (известняково-брекчиевой) подсвит. Мощность свиты 450–465 м.
1.2. Тектоника Хребет Енганэ-пэ является крупной брахиантиклинальной складкой, ориентированной в северо-восточном направлении. Отложения, слагающие эту антиклиналь, относятся к двум структурным этажам. Отложения нижнего структурного этажа обнажены в ядре антиклинали. Они сложены терригенно-вулканогенными поро­дами позднепротерозойско-раннепалеозойского возраста (со среднего венда по ранний кембрий). Этот структурный этаж отвечает байкальскому этапу тектогенеза. Породы в ядре сильно смяты в складки, углы падения крутые, с преобладанием падения слоистости в среднем 60°-65°. Структуры ядра брахиантик­линали Енганэпэ имеют субмеридианальную ориентировку. Но учитывая тот факт, что данная область впоследствии была переработана в каледоно-герцинском тектогенезе, то первоначально структуры ядра могли иметь другую ориентировку, В основном мы исследовали одну из складчатых структур нижнего структурного этажа – Изъявожскую антиклиналь, которая является запрокинутой антиклинальной складкой. Западное крыло запрокинуто, с углами падения 60°-75°, а восточное более пологое – 15°-45°. Отчетливо наблюдается изгиб шарнира Изъявожской антиклинали, кроме того, он, возможно, образует синформу северо-западного простирания. Этот вопрос требует дополнительного изучения. Для отложений нижнего структурного этажа характерно обилие интрузивных и вулканических образований кислого и среднего состава. Отложения верхнего структурного этажа распространены на крыльях брахиантиклинальной складки и сложены осадочными породами па­леозойского возраста. Они с угловым и азимутальным несогласием залегают на породах нижнего структурного этажа. Этот структурный этаж отвечает каледоно-герцинскому этапу тектогенеза. В пределах верхнего (палеозойского) структурного комплекса выделяют две структурно-формационные зоны (СФЗ) – Елецкую и Лемвинскую (Войновский-Кригер, 1965). Отложения Елецкой СФЗ характеризуются преимущественно карбонатными отложениями, сформировавшимися в пределах мелководного шельфа и его бровки, а для отложений Лемвинской СФЗ характерно преобладание терригенно-карбонатного осадконакопления, происходившего в области континентального склона и батиали. Надвиг, разделяющий Елецкую и Лемвинскую СФЗ проходит в районе руч. Вутивож и не выходит на изучаемой нами площади, однако расположен в непосредственной близости и имеет важное значение при рассмотрении геологического строения района. По данным ГДП-200 (Государственная … , 2003), отложения Лемвинской СФЗ слагают тектоническую пластину – аллохтон. В строении которой выделяют несколько покровов, рассматриваемых в качестве паравтохтонов. Вблизи района практики находится только Западный покров. В пределах паравтохтона (Западного покрова) выделяются более мелкие тектонические пластины, одной из которых является Лекъелецкая. Она огибает южную периклиналь Енганэ-пэ по дуге. На южном замыкании брахиантиклинали Лекъелецкая пластина образует пологую антиформу, повторяя форму автохтона. К востоку от руч. Вутивож находится Харотско-Нияюская пластина. По форме она также повторяет макроструктуру автохтона. Пластина осложнена относительными перемещениями по границам входящих в нее литокомплексов, складчатостью и взбросо-надвигами. Западнее Вутивожского надвига находится Елецкая СФЗ. Она и являлась основным объектом нашего изучения. Отложения верхнего (палеозойского) структурного этажа Елецкой СФЗ слагают крылья брахиантиклинальной складки и ее периклиналь. Верхний структурный этаж Елецкой СФЗ образует собственно антиформу. Осевая плоскость антиклинали ориентирована в северо-северо-восточном направлении, с погружением шарнира складки на юго-юго-запад с падением 10°-15°. Юго-восточное крыло брахиантиклинали Енганэ-пэ характеризуется углами падения 25°-30°, до 50° и оно осложнено мелкой складчатостью и кливажом. Складки опрокинутые, с падением осевых плоскостей на восток. Это результаты тектонической деятельности, происходившей при каледоно-герцинском этапе тектогенеза. Породы этого крыла осложнены также всбросо-надвигами, которые имеются в 0,8 км. вниз по течению р. Лек-Елец от руч. Ямашор и в 1,5 км. вверх по течению р. Лек-Елец от слияния с р. Енганеяха. Имеется приразломная осложняющая складчатость. Зоны разломов характеризуются повышенной трещиноватостью пород, трещины заполнены крупнокристаллическим кальцитом молочно-белого цвета. Толщина прожилок – до 5 см. Западное крыло характеризуется довольно значительными углами падения (350-400). Отмечено незначительное тектоническое брекчирование пород табаротинской серии и седьельской свиты нерасчлененных (O3-S1 tb-sd) в пачке 2. В 2,7 км. к северо-западу от устья р. Шервож наблюдалась резкая смена элементов залегания пород (азимутов падения), что, вероятно, указывает на наличие разлома северного простирания в данном месте. Таким образом, в составе брахиантиклинали Енганэ-пэ выделяются структурных этажа. Нижний сложен породами докембрийского возраста, которые обнажаются в ядре складки. Верхний сложен породами палеозойского возраста, которые обнажены на крыльях антиклинали. В составе верхнего структурного этажа выделяются две структурно-формационные зоны – Елецкая и Лемвинская. Лемвинская СФЗ представляет собой аллохтон, надвинутый на Елецкие фации.
1.3. Магматизм
Магматические образования в данном районе представлены основными и кислыми породами. Основная часть данных образований распространена среди отложений манюкуяхинской (R3mj) и бедамельской (R3V2bd) серии. Среди пород выделяются породы кислого (риолиты), и основного состава (метадолериты). Кислые и основные породы выделены в составе экструзивно-вулканических образований лядгейской свиты (V2ld), а также эффузивных образований, входящих в состав манитанырдской серии (Є 3-О1mn), которые описаны ниже. 2. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА УЧАСТКА РАБОТ

2.1. Строение разреза зоны межформационного контакта
на руч. Изъя-Вож На западном склоне хр. Енганэ-пэ, в правом борту руч. Изъя-Вож, расположен разрез, вскрывающий зону межформационного контакта уралид и доуралид (рис.2.1.1).
Рис. 2.1.1 Схематический геологический разрез основания манитанырдской серии. Условные обозначения:1 – базальтоиды; 2 – песчаники; 3 – алевролиты; 4 – аргиллиты; 5 – конгломераты; 6 – делювиальные развалы; 7 – линии разрезов. Контакт пород фундамента, представленных аргиллитами, алевролитами и песчаниками енганэпейской свиты (V2-Є1en) и отложений манитанырдской серии выражен стратиграфическим, угловым и азимутальным несогласиями. Здесь азимут падения пород енганэпейской свиты составляет 130°, угол падения 75°, а перекрывающих их отложений манитанырдской серии соответственно 315˚ и 35° (рис.2.1.2).

Рис.2.1.2 Межформационный контакт. Нижняя часть разреза манитанырдской серии (С3–O1mn) представлена слоем средне-, мелкогалечных, массивных конгломератов, мощностью 1.0–1.1 м Гравий и галька занимает до 70–80 % объема породы. Преобладают гальки размером 2.0–3.0 см (до 70% от общего количества). До 20% приходится на фракцию 5–6 см, очень редко встречаются небольшие валуны. Слоистость не наблюдается, обломочный материал распределен в породе хаотично и представлен преимущественно слабо окатанными и неокатанными разностями. Заполнитель порового, участками – базального типа, представлен разнозернистым кварцитовидным песчаником зеленовато-серовотого цвета. Конгломераты перекрывает пачка коричневато-вишневых песчаников с редкими, мощностью 10–20 см, прослоями темно-коричневого, шоколадного цвета алевролитов. Мощность пачки составляет 4.3–4.5 м. Выше, в виде согласного покрова, залегает слой темно-серой, до черной, иногда с лиловым оттенком, мелкокристаллической породы базальтоидного облика с большим количеством миндалин, выполненных светло-серым или желтым карбонатом, их диаметр 0,4 – 0,6 мм, занимающими до 40-50% объема породы (они круглые или овальные, но встречаются и скопления). Вверх по пласту миндалины укрупняются, в породе появляются пустоты диаметром от 0,5 мм до 1,5 см предположительно они образовались из – за выщелачивания (рис.2.1.3).
Рис.2.1.3 Базальтоиды Мощность слоя уменьшается с 3.0 м в нижней по течению части обнажения, до 0.5 м, в верхней его части. Внешне, опробованные породы сходны на протяжении всего разреза, незначительные различия заключаються в том, что верхнии слои пласта имеют более темною окраску. Контакт с вышележащим слоем волнистый, местами нечеткий, постепенный (рис.2.1.4).

Рис.2.1.4 Контакт базальтоидов с вышележащим слоем Над поверхностью контакта, в пачке переслаивания мелкозернистых песчаников и алевролитов, общей мощностью около 2.4 м, наблюдаются включения обломков миндалекаменных базальтов, в том числе валунов размером до 20 см. Мощность зоны, содержащей включения базальтоидов, составляет около 0.5 м. Обнаруженные выше поверхности контакта базальтоидов и песчаников достаточно крупные обломки бальтоидов, могут являться пирокластическим материалом Юдович, 2002). Однако, возможно, их образование произошло в результате интенсивного размыва базальтоидов в активных гидродинамических условиях. Выяснение характера контакта базальтоидов и вмещающих отложений с помощью изучения перографических особенностей пород является одной из целей настоящей курсовой работы. Верхняя часть разреза, сложена монотонной толщей розовато-серых кварцитопесчаников, в которой наблюдаются участки со слабо прослеживающейся тонкой горизонтальной и линзовидной слоистостью.
2.2. Петрографическая характеристика пород

Вмещающие породы
Вмещающие породы представлены мелкозернистыми полевошпат-каврцевыми песчаниками и алевролитами, в отдельную гуппу выделяются породы, в которых наблюдается чередование песчанистых и алевритовых слойков. Ниже приведено описание шлифов пород, залегающих непосредственно ниже и выше тела базальтоидов. Э301 Песчаник полевошпат-кварцевый. Структура псаммитовая, текстура массивная. Обломочная часть, занимающая от 40 до 60% площади шлифа, представлена кварцем (30%) и калиевым полевым шпатом – ортоклазом (70%). Зерна кварца, как правило плохо окатанные, ортоклаза – средне-, и хорошо окатанные. Калиевые полевые шпаты сильно пелитзированны и соссюритизированы. Цемент занимает от 5% (глинисто - железистый) до 20 – 25% (микрозернистый агрегат кварца, КПШ, карбоната). Акцессорные минералы: циркон, турмалин (рис.2.2.1). Э304 – порода, аналогичная описанной в шлифе № Э301. Э310 Песчаник полевошпат-кварцевый. Структура псаммитовая, текстура массивная. Обломочная часть, занимающая от 50 до 60% площади шлифа, представлена кварцем (40 - 50%) и калиевым полевым шпатом. Кварц по шлифу распространен не равномерно. Зерна преимущественно средне окатанные, хорошо окатанных мало, не окатанных практически нет. У некоторых окатанных зерен развиты регенерационные каймы. Так же встречаются обломки базальтоидов (рис.2.2.2). Цемент, занимающий 7–10 % площади шлифа, поровый, глинистого состава. Акцессорные минералы: турмалин, циркон. Э311 Для песчаных слойков характерна псаммитовая структура, массивная текстура. Обломочные зерна кварца (~ 60%) и полевых шпатов (~ 40%) погружены в базальный, серицитовый с незначительной примесью микрозернистого кварца, пигментированный тонкодисперсным рудным веществом, цемент. В акцессорных количествах присутствуют хлорит, турмалин, эпидот и апатит. В песчанистых слойках в виде неправильной формы пятен наблюдаются «обломки» алевролита. Алевритовые слойки имеют псаммоалевритовую структуру – в алевритовой основной ткани располагаются оскольчатые, остроугольные зерна мелкопесчаной размерности, и массивную или сланцеватую текстуру. Цемент хлорит-серицитового состава, густо пигментирован тонкодисперсным буровато-коричневым, иногда с розоватым оттенком, рудным веществом, в составе которого, при большом увеличении можно различить гематит и лейкоксен. Кроме того, рудные минералы представлены единичными пластинчатыми зернами гематита и новообразованными кристаллами пирита. В акцессорных количествах отмечаются мелкие (до 0,02 мм) окатанные зерна циркона и облом
Э318 Песчаник полевошпат-кварцевый. Структура псаммитовая, текстура массивная. Обломочная часть, занимающая от 40 до 60% площади шлифа, представлена кварцем (20%) и калиевым полевым шпатом – ортоклазом (80%). Зерна кварца, как правило плохо окатанные, ортоклаза – средне – и хорошо окатанные. Калиевые полевые шпаты сильно пелитзированны и соссюритизированы. Цемент занимает глинистый. Наблюдаются включения лейцита (рис.2.2.4)
Э319 см – порода, аналогичная описанной в шлифе №318. Э323 Песчаник полевошпат-кварцевый. Структура псаммитовая, текстура массивная. Обломочная часть, занимающая 80 %, а на отдельных участках 70 % площади шлифа, представлена остроугольными, оскольчатыми зернами кварца (примерно 40%) и сильно измененными пелитизированными окатанными и неокатанными зернами калиевого полевого шпата. Цемент занимающий от 5–7% до 30% площади шлифа, порового и базального типа представлен микрозернистым агрегатом кварца, пелитизированного, соссюритизированного калиевого полевого шпата, цоизита и серицита. Возможно, часть цемента представляет собой продукт изменения калиевых полевых шпатов.
Базальтоиды
Э302 Структура породы андезитовая, текстура офитовая. Основной плагиоклаз представлен таблитчатыми кристаллами размером от микролитов до 0,3–0,8 мм. Объем миндалин 5-10%, большая часть миндалин заполнена кальцитом. Более мелкие миндалины (их меньшая часть) выполнены агрегатами микрочашуйчатой бесцветной или зеленоватой гидрослюдой. Миндалины ориентированы в различных направлениях, их размер от 0,3 до 2 мм. Большая часть миндалин заполнена кальцитом. Также наблюдаются включения вулканического стекла (рис.2.2.5). Из второстепенных минералов встречены мусковит и хлорит. Э303 порода, аналогичная описанной в шлифе № Э302 Э305 Структура породы андезитовая, текстура интерсертальная. Плагиоклаз в оснвной массе представлен таблитчатыми кристаллами размером от микролитов до 0,2-0,3 мм. Миндалин по объему составляют 1-3%, размером от 0,1 до 0,8 мм выполнены кварцем (вулканическим стеклом), более крупные миндалины заполнены кальцитом. Так же встречаются раздувы трещин заполненных кварцем. Вулканическое стекло занимает 3%. (рис.2.2.6) Э306 Структура породы андезитовая, текстура офитовая. Плагиоклаз основной представлен таблитчатыми кристаллами размером от микролитов до 0,3–0,5 мм. Объем миндалин 5-8%, большая часть миндалин как и в предыдущих шлифах заполнена кальцитом. Миндалины ориентированы в различных направлениях, их размер от 0,3 до 2 мм. Большая часть миндалин заполнена кальцитом. Несколько миндалин выполнено лейцитом (рис.2.2.7). Из второстепенных минералов встречены хлорит. Э307 порода, аналогичная описанной в обр. №306. Э308 порода, аналогичная описанной в обр. №306 Э309 Структура породы андезитовая, текстура офитовая. Плагиоклаз основной представлен таблитчатыми кристаллами размером от микролитов до 0,3–0,8 мм. Объем миндалин 5-8%, большая часть миндалин заполнена кальцитом. Миндалины ориентированы в различных направлениях, их размер от 0,3 до 2 мм. Большая часть миндалин заполнена кальцитом. Меньшая часть миндалин заполнено кварцем. Из второстепенных минералов встречены мусковит. Орбазцы Э312, Э313, Э314. Для этих пород характерна андезитовая структура, офитовая текстура. Плагиоклаз основной представлен таблитчатыми кристаллами размером от микролитов до 0,3–0,8 мм. Объем миндалин 5-8%, большая часть миндалин заполнена кальцитом. Миндалины ориентированы в различных направлениях, их размер от 0,3 до 2 мм. Большая часть миндалин заполнена кальцитом. Меньшая часть миндалин заполнено кварцем. Из второстепенных минералов встречен мусковит. Образцы Э315 Э316 Структура пород андезитовая, текстура офитовая. Плагиоклаз основной представлен таблитчатыми кристаллами размером от микролитов до 0,3–0,8 мм. До 10-20% по объему составляют выделения ортоклаза – таблитчатые кристаллы размером 0,2-0,4 мм, отчасти замещенные гидрослюдой. Объем миндалин 2-4%, большая часть миндалин заполнена, как и в придыдущих шлифах кальцитом. Миндалины ориентированы в различных направлениях, их размер от 0,3 до 1,5 мм. Часть миндалин выполнена лейцитом (рис 2.2.9). Э317 Структура породы андезитовая, текстура офитовая. Плагиоклаз основной представлен таблитчатыми кристаллами размером от микролитов до 0,3–0,8 мм. Объем миндалин 5-8%, большая часть миндалин заполнена кальцитом. Миндалины ориентированы в различных направлениях, их размер от 0,3 до 2 мм. Большая часть миндалин заполнена кальцитом, зерна кальцита плохо окатанные (рис.2.2.10). Меньшая часть миндалин заполнено кварцем. Из второстепенных минералов встречены мусковит и хлорит Образцы Э320 Э321 Э322 Структура пород андезитовая, текстура офитовая. Плагиоклаз основной представлен таблитчатыми кристаллами размером от микролитов до 0,4–0,9 мм. Объем миндалин 5-10%, большая часть миндалин заполнена кальцитом. Миндалины ориентированы в различных направлениях, их размер от 0,3 до 2 мм. Большая часть миндалин заполнена кальцитом. Меньшая часть миндалин выполнены агрегатами микрочашуйчатой бесцветной или зеленоватой гидрослюдой Единичные миндалины заполнены вулканическим стеклом (рис.2.2.11). Из второстепенных минералов встречен мусковит.
















2.3. Геохимические особенности пород Изучение химического состава базальтоидов проводилось с помощью полуколичественного спектрального анализа. Для характеристики химического состава пород были привлечены также опубликованные данные Я. Э. Юдовича и трех силикатных анализов вмещающих пород манитаныодской серии. Как видно из табл. 1, химический состав мандельштейнов также необычен. По содержанию SiO2, Fe2O3+ FeO, MgO, A12O3 они могли бы от­вечать базальтам, вплоть до пикробазальтов, но по СаО они гораздо беднее базальтоидов и бли­же к пикритам. Экстремальное содержание К2О заставляет искать аналоги только среди щелоч­ных базальтоидов или основных фонолитов. Од­нако даже в лейцитовых трахибазальтах и теф­ритах гораздо меньше К2О: 3—6.5 и 1.5—3 % соответственно.
Я. Э. Юдовичем были выполнены нормативные пересчеты (Юдович, Кетрис, 2000) шести анализов базальтоидов и получены следующие результаты (%): ортоклаз – 34, гидрослюда – 20, стекло + рудные минералы –19, пла­гиоклаз № 32 (№ 20–41) –13, доломит – 11, кальцит – 1, апатит – 0.6, пирит – 0.1, барит – 0.2. По его мнению, состав базальтоидов ближе всего соответсвует лейцитовому меланофонолиту.
Алевролиты, аттестуемые как щелочные нормосиаллиты, залегающие непосредственно выше пласта базальтоидов, характеризуются более низкими парамерами суммы щелочей и гидролизатного модуля. Нормативный минеральный пересчет показал, что в них содержится: кварца (26,7%) и повышенные – калиевого полевого шпата (27,3 %), и развивающегося по нему мусковита (19,9 %). Результаты полуколичественного спектрального анализа показали, что в изучаемых породах отмечаются заметные содержания (г/т): V (до 100), Cr (до 180 ), Mn (1300). Носителями этих элементов являются рудные минералы – ильменит, магнетит и гематит, в которых они могут содержатся в качестве изоморфных примесей.
N п/п
N обр.
Литотип
Хемотип
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
ппп
Сумма
Na2O+ K2O
ГМ
1
а базальтоид псевдогидролизат
46,75
2,08
17,89
7,63
2,04
0,290
3,70
3,44
0,39
9,14
0,350
6,54
100,24
9,53
0,64
2
б базальтоид псевдогидролизат
45,50
2,08
18,24
5,07
2,94
0,330
5,53
4,01
0,25
8,57
0,330
8,57
101,42
8,82
0,63
3
375 базальтоид суперсиаллит
53,50
2,18
16,98
6,67
1,26
0,090
2,64
1,96
0,49
8,68
0,310
4,90
99,66
9,17
0,51
4
376 базальтоид псевдогидролизат
48,80
2,28
17,59
8,39
1,29
0,120
3,18
2,49
0,62
8,92
0,320
5,58
99,58
9,54
0,61
5
377 базальтоид псевдосиаллит
49,02
2,19
17,14
5,95
1,29
0,140
3,72
3,39
0,74
9,04
0,330
6,68
99,63
9,78
0,54
6
378 базальтоид псевдогидролизат
45,08
2,13
16,24
6,88
2,16
0,330
4,93
4,51
0,58
7,49
0,300
8,98
99,61
8,07
0,62
7
379 базальтоид псевдогидролизат
41,21
1,76
13,19
7,95
1,50
0,280
5,69
7,68
1,46
5,87
0,260
13,10
99,95
7,33
0,60
8
380 базальтоид псевдосиаллит
45,06
1,71
13,73
4,65
1,22
0,280
4,96
7,84
2,44
5,18
0,260
12,21
99,54
7,62
0,48
4
208
алевролит
псевдосилит
61,60
0,91
10,52
3,11
0,96
0,150
3,77
4,59
0,64
5,12
0,160
8,28
99,81
5,76
0,25
5
209
алевролит
гипосиаллит
64,70
0,98
13,72
5,52
1,24
0,077
2,13
1,23
0,52
5,96
0,170
3,78
100,03
6,48
0,33
7
211
алевролит
суперсиаллит
59,46
1,12
17,07
6,08
1,84
0,050
2,55
0,67
0,20
6,59
0,200
4,11
99,94
6,79
0,44
Химический состав базальтоидов и вмещающих пород Таблица 1

2.4. Минералогический состав базальтоидов
Размер акцессорных минералов тяжелых фракций протолочных проб из базальтоидов составляет обычно 0.01–0.05 мм. Аллотигенные минералы представлены цирконом, лейкоксеном, рутилом, ильменитом, гематитом, магнетитом, гранатом, сфеном, амфиболом, эпидотом, апатитом и баритом. Аутигенные минералы представлены пиритом, халькопиритом, гидроксидами железа и карбонатами.
Циркон, отмечаемый во всех изученных пробах, представлен двумя морфологическими типами: 1 – коротко=призматические, округленной формы кристаллы, розового, бледно-розового цвета; 2 – удлиненно-призматические идиоморфные кристаллы, также бледно-розового и розового цвета. Лейкоксен наблюдается в виде желтовато-сероватых плоских изометричных или удлиненных зерен, вероятно, развивающихся по ильмениту. Рутил встречается в виде призматических кристаллов красного цвета. Ильменит представлен плоскими изом5етричными и удлиненными зернами черного цвета, иногда лейкоксенизированными. Гематит присутствует в виде черных, часто с ярким металлическим блеском, пластинчатых и изометричных кристаллов и зерен. Магнетит, встреченный в нескольких пробах, представлен октаэдрическими кристаллами изернами. Гранат наблюдается в виде прозрачных розовых ромбододекаэдрических кристаллов и обломков кристаллов. Сфен, редко встречающийся в не электромагнитных фракциях, присутствует в виде плоских клиновидных кристаллов желтого цвета. Амфибол присутствует в виде прозрачных темно-зеленых кристаллов удлиненно-призматической формы. Эпидот наблюдается в виде прозрачных и полупрозрачных плоскопризматических кристаллов и зерен желтовато-зеленого цвета. Апатит представлен мелкими прозрачными бесцветными или белыми удлиненно-призматической и таблитчатой формы кристаллами и зернами. Барит присутствует в виде бесцветных, прозрачных и полупрозрачных зерен, таблитчатой формы кристаллов и обломков кристаллов. Присутствие барита подтверждено ренгенометрическим методом (Дрон). Межплоскостные расстояния на дифрактограмме (Å, в скобках интенсивность) составляют: 3.53 (6), 3.42 (12), 3.09 (13), 2.829 (7), 2.712 (6), 2.102 (6). Хромит (?) встречается в виде мелких изометричных зерен черно цвета. Октаэдрических кристаллов не обнаружено, однако ПСА дает несколько повышенные содержания Cr. Пирит присутствуе практически во всех изученных пробах в виде зерен, кубических и ромбододекаэдрических кристаллов. Халькопирит встречается в редко в знаковых количествах в виде зерен латунно-желтой окраски. Гидроксиды железа образуют псевдоморфозы по сульфидам или рыхлые коричневые изометричные зерна. Карбонаты присутствуют в виде мелких ромбических кристаллов и спайных выколок белого цвета. По данным рентгеноструктурного анализа (Дрон) определены кальцит и доломит Межплоскостные расстояния на дифрактограмме (Å, в скобках интенсивность) для кальцита составляют: 3.86 (6), 3.30 (12), 3.02 (100), 2.483 (8), 2.274 (12), 2.088 (9), 1.905 (18), 1.865 (32). Для доломита: 4.33 (4), 3.88 (3). 2.88 (50), 1.784 (8),2.16 (9).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ Проведенное петрографическое и минералогическое изучение базальтоидов, образующих пластовое тело в толще терригенных отложений в манитанырдской серии в зоне межформационного контакта на руч. Изъя-Вож позволияет сделать следующие выводы: 1. Базальтоиды имеют миндалекаменную текстуру, структура основной массы либо андезитовая, либо интерсертальная, в зависимости от содержания стекла. 2. Акцессорные минералы представлены двумя генетическими группами: аллотигенной и аутигенной, связанной с постдиагенетическими преобразованиями пород. Последняя представлена ограниченным набором минералов: пиритом, халькопиритом, гидроксидами железа и карбонатами. 3. По химическому составу, алевролиты, залегающие на контакте с базальтоидами также характеризуются повышенной щелочностью. Принимая во внимание то, что особенностью базальтоидов, залегающих в толще этих пород, являтеся именно ультаркалиевый состав (Юдович и др. 2002), то повышенное содержание калия во вмещающих породах указывает на явное присутствие в них туфогенного материала, даже в тех случаях, когда он не наблюдается в шлифах. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1.Дембовский Б. Я., Дембовская З. П., Клюжина М. П., Наседкина В. А. Стратиграфия базальных горизонтов уралид северной части Полярного Урала // Проблемы геологии докембрия и нижнего палеозоя Урала. – М. : Геолфонд, 1985. – С. 63–68. 2. Душин в. А. Раннепалеозойский мгаматизм миогеосинклинальной области Полярного Урала // Сов. Геология, 1986, – №;, –. 99–110. 3. Юдин В.В. Орогенез Севера Урала и Пай-Хоя. – Екатеринбург: Наука, 1994. – 286 с. 4. Юдович Я.Э., Махлаев Л.В., Кетрис М.П. Ультракалиевый базальтоид в основании Уралид хр. Енганэ-Пэ. // Геохимия древних толщ Севера Урала./Отв. ред. академик Н. П. Юшкин. – Ред. – сост. Я. Э. Юдович и М. П. Кетрис. – Сыктывкар: Геопринт, 2002. – С. 158 – 161.
Фондовая 1. Дембовский Б.Я., Маслов М.А. Геологическое строение территории листов Q–41–33–Б (г), Г (12 в, 12 г), Q–41–34–А (в, г), В, Q–41–46–А, Б. 2. Отчет Елецкой, Шервожской и Лек-Елецкой ГПСП по работам м-ба 1:50000 в 1965–66 гг. Воркута, 1967. Инв. № 3842. 3. Попов П.Е. Государственная геологическая карта Российской Федерации, Полярно-Уральская серия, карта неоген-четвертичных образований масштаба 1:200000, лист Q – 41 – XI (Елецкая) // Дипломная работа. – Сыктывкар, 2005.- 82 стр. 4. Шишкин М.А., Малых О.Н., Попов П.Е. и др. Геологическое доизучение масштаба 1: 200000 листов Q – 41 – V, VI , XI (Воркутинский район). Отчет Воркутинской ГСП за 2000-2004 гг. «Комигеолфонд», 2004.