МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ И ЭКОЛОГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО НЕДРОПОЛЬЗОВАНИЮ

УПРАВЛЕНИЕ ПО НЕДРОПОЛЬЗОВАНИЮ ПО ЯМАЛО-НЕНЕЦКОМУ АВТОНОМНОМУ ОКРУГУ

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

ОАО «СИБИРСКИЙ НАУЧНО-АНАЛИТИЧЕСКИЙ ЦЕНТР» (ОАО «СибНАЦ»)

ГОСУДАРСТВЕННАЯ
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КАРТА
РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

масштаба 1 : 200 000

Издание второе

Серия Полярно-Уральская

Лист Q-41-XV (Мескашор)

ОБЪЯСНИТЕЛЬНАЯ ЗАПИСКА

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

САНКТ-ПЕТЕРБУРГ
КАРТОГРАФИЧЕСКАЯ ФАБРИКА ВСЕГЕИ • 2017

УДК 55(571.121 470.13)(084.3)

 

Расторгуев В. А., Галиуллин И. З., Агафонов А. Г., Показаньева В. Н. и др. Го­сударственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200 000 (издание второе). Серия Полярно-Уральская. Лист Q-41-XV (Мескашор).     Объяснительная записка. – СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2017. 182 с.   3 вкл.

 

Дается описание стратиграфии, интрузивных и метаморфических образований Западно-Лемвинской и Восточно-Лемвинской подзон в составе Уральской складчатой области; отложений Предуральского краевого прогиба и Усинско-Лемвинской наложенной депрессии восточной части Русской платформы. Приведены сведения по тектонике, геоморфологии, истории геологического развития, гидрогеологии и геоэкологии. Дано систематическое описание полезных ископаемых территории. Указаны закономерности их размещения.

Книга рассчитана на широкий круг специалистов, занимающихся региональной геологией.

Табл. 7, ил. 11, список лит. 155. назв., прил. 9.

 

 

 

Составители

В. А. Расторгуев, И. З. Галиуллин, А. Г. Агафонов,
В. Н. Показаньева, Л. Я. Островский, А. Н. Шадрин

 

Научный и ответственный редактор М. А. Шишкин

 

Рецензенты

В. П. Водолазская, А. К. Иогансон, Л. Р. Семенова,
С. Н. Суриков, В. А. Царева

Рекомендовано к печати
НРС Роснедра 26 декабря 2012 г.

 

 

 

 

 

 

 

 

© Федеральное агентство по недропользованию, 2017

© ОАО «Полярно-Уральское горно-геоло­ги­ческое предприятие», 2012

© ОАО «Сибирский научно-аналитический центр», 2012

© Коллектив авторов, 2012

© Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2017


 

ВВЕДЕНИЕ

 

Территория листа Q-41-XV (Мескашор) административно входит в состав двух субъектов РФ: Республики Коми (Воркутинский, Ин­тинский районы) и Ямало-Ненецкого автономного округа (Шурышкарский район). Ее географическое положение определяется координатами: 66°00′–66°40′ с. ш. и 62°00′–63°00′ в. д. Площадь листа составляет 3331,4 км2. Основная часть территории относится к Республике Коми. Крайний юго-восточный фрагмент листа площадью 74 км2 расположен в пределах ЯНАО (рис. 1).

Орографически территория отчетливо делится на две части – горный Урал с предгорьями и Усинско-Юнъягинскую низменность. Горная область представляет собой водораздельную часть Уральского хребта, представленного Войкарсынинским горным массивом, которая выделяется на общем фоне района своими максимальными высотами, значительной расчлененностью и труднодоступностью отдельных его частей (гора Игядейтайкеу – 883,4 м и др.). Горный массив имеет альпийский тип с многочисленными карами, трогами, каньонами с обрывистыми крутыми бортами. К категории труднодоступных участков местности можно отнести также обрывистые берега и крутые скальные склоны (до 40–60°) большинства водотоков в пределах юго-восточной части планшета – р. Игядейюган и ее притоков.

Рельеф к западу и северо-западу постепенно сглаживается, переходя в холмисто-увалистое предгорье (гряда Молюдмусюр, Самсоновы горы) с высотными отметками 240–390 м. Появляются межгорные депрессионные участки с обилием заболоченных ложбин и типичной тундровой растительностью. К западу и в северном направлении от рек Молюдмусюр-Ю, Кокпела, Пальник-Ю, оз. Пагаты появляется лесная растительность (ель, береза, лиственница), рельеф приобретает сначала черты предгорной равнины, а в междуречье Юнъяха–Уса становится низменным. Здесь местность сильно заболочена, повсеместно развиты озера мореноподпрудного, старичного и термокарстового типа; ручьи даже незначительной ширины (2–4 м) имеют большую глубину. Все это, наряду с весьма редкой сетью тракторных дорог, затрудняет движение вездеходного гусеничного транспорта в летний период.

Речная сеть в пределах горного и предгорного Урала довольно густая.
Основные реки западного склона Урала в северной части площади Грубе-Ю, Пальник-Ю являются левыми притоками реки Юнъяха, остальные водотоки (Погурей, Западная Кокпела, Таръяха) впадают в р. Пага. В свою очередь реки Юнъяха и Пага принадлежат к бассейну р. Уса.

На восточном склоне Урала все существующие водотоки являются притоками двух основных рек – Восточной Кокпелы и Игядейюгана, истоки которых находятся в районе водораздельной части.

Река Уса судоходна для катеров и небольших судов. Ее ширина достигает 350 м, глубина 5–6 м, скорость течения 0,4–0,6 м/с. Все реки в горной части площади и предгорьях не судоходны – ширина их составляет от первых метров до нескольких десятков метров, глубина – 0,5–1,5 м. Многие из них являются серьезным препятствием для любого транспорта, а во время весеннего паводка становятся непреодолимыми. В межень они могут преодолеваться на участках бродов, к которым сходятся немногочисленные вездеходные дороги.

На общем фоне многочисленных озер выделяются своими большими размерами озера Пагаты и Юнъяхаты, имеющие длину около 3 км при ширине 0,5 км и 0,4 км соответственно.

Климат района субарктический, характеризуется коротким летом и продолжительной суровой зимой. Снежный покров держится около 8 месяцев – с октября по начало июня. Амплитуда колебаний температур от –45 до 31 °С, средняя температура в июне от 6 до 8 °С, в январе –22 °С. Теплый период с температурой воздуха выше 0 °С начинается в последней декаде июня и длится до сентября. Лето прохладное и дождливое, характерны низкие туманы и штормовые ветры до 8–12 баллов. Количество осадков варьирует от 400 до 800 мм в год. Повсеместно развита многолетняя мерзлота, верхняя часть которой в течение лета оттаивает на 0,5–1 м, редко – до 2 м.

Характер растительности и ее видовой состав определяются вертикальной зональностью. Для хребтов с абсолютными отметками выше 700 м, объединенных в пояс холодных гольцовых пустынь, характерны разрозненные растительные сообщества, с преобладанием лишайников и мхов. Ниже расположен горно-тундровый пояс с преобладанием травяно-мховой и лишайниковой тундры. Растительность нижних уровней гор (до 400 м) и предгорий представлена горной тундрой, сменяемой зарослями карликовой березы и полярной ивы. По берегам водотоков, в так называемом подгольцовом поясе растут ива, карликовая березка и редко можжевельник. Редкий древостой, переходя­щий в лиственное редколесье (береза, ель, иногда сосна, лиственница) начинается на предгорной равнине и распространяется к западу, северо-западу. Среди ягодных растений преобладает голубика, на болотах – морошка.

Животный мир типичен для горной лесотундры и тундры. Встречаются зайцы, песцы, разнообразные грызуны, редко олени, лоси, росомахи, волки и медведи. Из боровой дичи водятся белые куропатки, глухари. В долинах рек и на озерах гнездятся водоплавающие птицы. В реках Уса, Юнъяха, Пага, Кокпела и Молюдмусюр-Ю водится хариус, в озерах – хариус, налим, окунь. Летом очень много гнуса.

В экономическом отношении изученный район не освоен. В северо-западной части площади листа (правобережье реках Уса) проходит ветка газопровода Бованенково–Ухта и железная дорога сообщением Москва–Воркута, от перегона 2108 км по 2137-й км со станциями Сивая Маска, Сармаю, Абезь. На правом берегу р. Уса есть небольшие поселки с пристанями – Мескашор и Ярпияг. До начала 1990-х годов функционировала ферма крупного рогатого скота Юнъяха совхоза «Победа», где имелся скотный двор с летним выпасом коров. Эксплуатировались месторождения гравийно-галечного материала (пять карьеров), опок (месторождение Сармаю), добывались глины кирпичные и гончарные (четыре месторождения), а также строительные пески (карьер № 10). В настоящее время все объекты законсерви­рованы.

Вдоль западного склона Урала проложены дороги для гусеничного транспорта, соединяющие между собой ст. Елецкая и г. Инта. Для колесного транспорта территория непроходима. В период весеннего паводка (май–июнь) движение любого наземного транспорта здесь прекращается.

Обнаженность горной части листа считается хорошей и удовлетворительной благодаря развитию скальных выходов, нивальных ниш и глубоких ущелий. В районе Самсоновых гор и гряды Молюдмусюр коренные выходы пород встречаются реже, водоразделы и склоны гор часто покрыты делювиальными развалами или задернованы. В бортах рек и ручьев вскрываются фрагменты разреза палеозойских отложений протяженностью от десятков до первых сотен метров.

Геологическое строение сложное. Геологические образования на площади относятся к двум крупным тектоническим структурам: Предуральскому краевому прогибу и Уральской складчатой системе. Предуральский краевой прогиб находится в северо-западной части территории и полностью перекрыт чехлом горизонтально залегающих образований позднего мела. Уральская складчатая система занимает большую юго-восточную часть листа и представлена Западно-Уральской синклинорной (складчато-надвиговой) зоной.

В рамках проекта по геолого-минерагеническому картированию масштаба 1 : 200 000 на площади листа Q-41-XV в 2010 и 2011 гг. выполнены полевые работы, обобщены отчетные материалы предшествующих геологических, геофизических и тематических работ, проведен комплекс лабораторно-аналитических исследований и камеральных работ [136].

Геологическая карта масштаба 1 : 200 000 первого поколения [18] в значительной мере устарела. Поэтому основой для составления новой Госгеолкарты-200 послужили в первую очередь материалы ГМК-200 Кокпельской площа­ди [136] и материалы съемок масштаба 1 : 50 000 (ГС-50, ГДП-50) под руко­водством А. И. Водолазского [75, 76, 77, 78, 79] и Н. В. Лютикова [114, 115].

Изданные Государственные геологические карты масштаба 1 : 200 000 первого поколения [14, 15, 16, 17] в основном потеряли свою актуальность, поэтому увязка границ по западной и северной рамкам с соседними листами не проводилась. Восточная и южная рамки листа Q‑41-XV полностью увязаны с подготовленными к изданию листами Q‑41-XVI, XXI, XXII [23, 24].

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 РФ масштаба 1 : 200 000 (второго издания), 2010 г.

Цифровые модели карт и сопровождающая их база данных 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. и Единых требований к составу, структуре и форматам представления в НРС Роснедра комплектов цифровых материалов листов Государственных геологических карт масштабов 1 : 1 000 000 и 1 : 200 000, 2011 г.

Для построения цифровых моделей всех карт комплекта принята единая глобальная система сферических (географических) координат с использованием градусной метрики в десятичной системе счисления (в десятичных градусах). В качестве основного формата представления цифровой модели (ЦМ) принят формат шейп-файлов.

В качестве основы всех изобразительных средств при составлении карт использовалась «Эталонная база условных знаков» (ЭБЗ-200). База первичных и сопровождающих данных геологической информации составлена в форматах электронных текстов (dosx), таблиц (xlsx), растров (jpg) и включает материалы собственных исследований, а также предшествующих общих и детальных поисков на медь, бариты, золото.

В полевых работах участвовали сотрудники ОАО «ПУГГП» и ОАО «СибНАЦ»: И. З. Галиуллин, Л. Я. Островский, А. Н. Шадрин, В. А. Расторгуев, А. Г. Агафонов, Н. М. Посохов, В. Н. Показаньева, В. В. Григорьев, А. Е. Бело­усов. В геохимических маршрутах были задействованы студенты-практи­канты инженерного факультета РУДН, геологического факультета Казанского государственного университета и Новочеркасского геологоразведочного колледжа.

В составлении комплекта карт, текста и текстовых приложений объяснительной записки принимали участие В. А. Расторгуев, В. Н. Показаньева, А. Г. Агафонов, А. Н. Шадрин, Л. Я. Островский, Н. М. Посохов, А. П. Ше­ле­хов, О. В. Боровская, Л. П. Микшис, Ю. А. Корчагин, Д. Л. Хоробрых, О. Н. Пле­хова, Ю. Н. Торопова (ОАО «СибНАЦ»), И. З. Галиуллин (ОАО «ПУГГП»).

Спектральный приближенно-количественный и спектрохимический анализы на золото и платиноиды, а также анализы литогеохимических проб выполнены в аналитическом центре ОАО «Александровская опытно-ме­то­ди­ческая экспедиция» (АОМЭ) и ОАО «Тюменская центральная лаборатория» (ТЦЛ).

Полуколичественный рентгенофазовый, количественный спектральный и силикатный анализы проведены в лаборатории ОАО «Тюменская центральная лаборатория» (ТЦЛ).

Петрографическое описание шлифов проводилось сотрудниками Томского Госуниверситета докт. геол.-минер. наук А. И. Чернышовым и докт. геол.-минер. наук В. А. Врублевским, а также М. А. Костюк (ЗапСибНИИГГ).

Шлихи анализировались группой Р. Д. Порожской в ОАО «Уральская геологосъемочная экспедиция» (УГСЭ).

Диагностика фауны проведена сотрудницей Уральского геологического музея Уральского горно-геологического университета (УГМ УГГУ) В. А. На­седкиной, палинологический анализ – канд. геол.-минер. наук Н. Е. Рябоги­ной в Институте проблем освоения Севера СО РАН.

Радиогеохронологические определения выполнены в Центре изотопных исследований ФГУП «ВСЕГЕИ».

Ввиду разночтения некоторых географических названий на картах разных изданий и авторов, далее по тексту нами приняты старые названия, которые использовались в материалах предшественников.

В связи с этим ниже приводятся наиболее часто употребляемые в тексте записки старые названия, а в скобках – их транскрипция на современной топооснове: Тумболова (Тумбялава), Молюдмусюр-Ю (Молидмусюръю), Молюдвож (Молидвож), Игядейюган (Игядейеган), Тумболовавож (Тумбялававож), Игядейтайкеу (Игядейтайкев).

Авторы признательны В. С. Ивановскому, А. Ф. Морозову, Т. В. Чепкасо­вой, А. Н. Мельгунову, Д. Н. Ремизову, Н. В. Лютикову, В. В. Григорьеву, И. Г. Пер­минову и другим коллегам, оказавшим разностороннюю научно-методическую консультативную помощь в ходе проведения работ и предоставивших материалы собственных исследований. Особую признательность авторы выражают М. А. Шишкину за помощь в редакции настоящего отчета и подготовке геологических материалов к изданию.

 

 

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ

 

Геологосъемочные работы. Геологическая карта масштаба 1 : 200 000 первого поколения на территорию листа Q-41-XV была издана в 1975 г. по материалам ГК-200 [18]. В результате проведенных работ на площади выделено три структурных этажа, установлены границы и характер несогласий между байкалидами, уралидами и горизонтально лежащими отложениями альпийского структурного яруса. Возраст выделенных свит обоснован находками фауны. По данным картировочного бурения в северо-западной части территории были выделены пермские отложения, отнесенные авторами к угленосной толще Печорского угольного бассейна, которые перекрыты горизонтально залегающими осадками верхнего мела.

Отложения четвертичного возраста по генетическому типу расчленены на морские, озерно-ледниковые, озерно-аллювиальные и др. Выделены ледниково-морские осадки роговской свиты и слои, связанные с зыряновским и сартанским оледенениями.

К недостаткам карты следует отнести недостаточно полную характеристику магматических образований. С позиций современного состояния изученности геологическая основа 1975 г. оценивается как устаревшая.

Геологические съемки масштаба 1 : 50 000 в пределах площади исследуемого листа начали проводиться с середины 1960-х годов. К наиболее важным результатам крупномасштабных съемок этого этапа, проведенных в Пагинском районе Лемвинской зоны (листы Q-41-54-В (г),Г (в,г); 55-В (в); 66-А (б,г),Б,В (б),Г (а,б); 67-А (а,в), В (а) авторы [77] относят:

1) выделение в составе доордовикских отложений двух самостоятельных свит – молюдмусюрской и кокпельской, несогласно перекрытых нижним ордовиком;

2) выделение нескольких свит в ордовике, в том числе новой – осадочно-вулканогенного состава – молюдшорской, подтвержденной ордовикской фауной;

3) выявление двух дайковых серий (диабазов и габбродиабазов) разного возраста и различного петрохимического состава;

4) выявление 15 новых проявлений полезных ископаемых.

В 1970 г. составлен отчет о результатах геологического картирования территории листов Q-41-54-В (г),Г (в,г); 55-В (в); 66-А (б,г),Б,В (б),Г (а,б) [78]. Он являлся дополнением к отчету о результатах поисково-оценочных работ на участках проявлений меди и литохимических аномалий. Здесь геологическая съемка сопровождалась массовыми радиометрическими поисками, металлометрическим и шлиховым опробованием, оценочными работами на поисковых участках.

В 1968–1971 гг. в южной части листа Q-41-XV на площади 526 км2 Молюдвожской партией под руководством А. И. Водолазского были проведены поисково-съемочные работы масштаба 1 : 50 000 [79, 80]. Ордовикские, силурийские и девонские отложения были расчленены на самостоятельные толщи, выявлены и частично оценены проявления полезных ископаемых, в их числе рудопроявления Молюдвожское медистых песчаников, Юганское медно-свинцовое, проявление фосфоритов и нескольких зон пьезооптического кварца. Из-за отсутствия разрезов, надежно охарактеризованных фауной, и преобладания тектонически осложненных контактов между свитами, границы между ними были проведены без достаточного обоснования.

С 1980-х годов начинается этап геологического доизучения южной части площади в масштабе 1 : 50 000 (Q-41-65-В,Г; 66-В,Г) [114], сопровождающийся поисково-картировочным бурением. В результате ГДП-50 было подтверждено покровно-надвиговое строение района, значительно уточнены существующие геологические карты дочетвертичных и неоген-четвертичных отложений. Рифейско-вендские толщи объединены под названием молю­двожской свиты. По району работ выделено три типа разрезов, отвечающих различным участкам бассейна седиментации, впоследствии совмещенных при шарьировании. Западный тип представлен последовательно харотской (S1-D1), пагинской (D1-2), няньворгинской (D2-C1), воргашорской (C1-3) и кечьпельской (C3-P1) свитами. В центральном типе место воргашорской занимает яйюская свита (C1-3). Восточный разрез включает погурейскую (»3-O1), грубеинскую и харбейшорскую нерасчлененные (O1-3) свиты. При этом восточные фации грубеинской свиты выделены в самостоятельную тыкотловскую свиту (O1-2). При бурении установлены коры выветривания и неизвестные ранее в районе морские отложения палеогена (кыршорская и воравожская свиты), погребенные долины неоген-четвертичного возраста. Отчет по ГДП-50 не был завершен в связи с прекращением финансирования и отсутствует в фондах.

В 1992–1993 гг. Н. В. Лютиковым и М. И. Кузьминым на территории листов Q-41-54-В-б,г,Г; 55-В; 65-Б-г; 66-Б проводились геологическое доизучение и групповая геологическая съемка масштаба 1 : 50 000 [115]. Полевые работы выполнялись только в 1992 г. Работы в полном объеме по проекту не были окончены из-за проблем с финансированием и завершены информационным отчетом. Была составлена современная геологическая карта масштаба 1 : 50 000, где расчленение отложений Лемвинской СФЗ отвечает современным представлениям. Принципиальным является установление ордовикского возраста отложений молюдмусюрской свиты и фактов, подтверждающих многослойное строение Лемвинского аллохтона.

В 2009–2011 гг. ОАО «ПУГГП» совместно с ОАО «СибНАЦ» проведены работы по объекту ГМК-200 листа Q-41-XV [136]. В результате на основе обобщения всех ретроспективных материалов и собственных полевых наблюдений уточнено геологическое строение территории листа, составлен комплект современной геологической основы масштаба 1 : 200 000, включающий авторский вариант геологической карты доплиоценовых образований, карту полезных ископаемых и закономерностей их размещения, карту четвертичных отложений, а также прогнозно-минерагеническую карту на черные, цветные и благородные металлы, бариты, фосфориты. По результатам ГМК-200 в границах листа Q-41-XV дана оценка перспектив на золото, марганец, бариты, фосфориты и МПГ. На площади впервые выделены две потенциальные рудные зоны – Кокпельская золоторудная и Пальник-Мусюрская марганцеворудная. По этим зонам были подсчитаны прогнозные ресурсы и выделено пять участков перспективных на выявление объектов марганцевых руд и золота.

На смежные листы составлен комплект Госгеолкарты-200 в ГИС-формате по результатам проведенных работ на объекте «ГМК-200 листов Q-41-XVI, XVII, XXI, XXII» [137].

Поисково-разведочные работы на строительные материалы в северо-западной равнинной части площади начали проводиться группами В. Е. Не­насьева и В. Ф. Пухова с начала 1930-х годов. Были выявлены и оценены мелкие месторождения ПГС, строительных песков, кирпичных глин и опок.

В 1942 г. на описываемой площади А. И. Блохиным было открыто Пальникское проявление баритов. Годом позже С. А. Голубевым в горной и предгорной частях площади начинаются работы с целью оценки медного оруденения.

В 1960 г. проведены поиски масштаба 1 : 50 000  на медь в осевой части Полярного Урала в границах листов Q-41-XV, XVI, XXI, XXII: уточнено геологическое строение района, составлены карты масштаба 1 : 50 000 (геологическая, полезных ископаемых, шлихового и металлометрического опробования) и планы перспективных участков в масштабе 1 : 10 000 и 1 : 5 000 [106].

В 1962–1963 гг. выполнены общие поиски на медное оруденение в верховьях рек Грубе-Ю, Пальник-Ю, Пага и Погурей [101]. В результате данных работ среди эффузивно-пирокластических образований погурейской свиты выявлено Грубешорское рудное поле (Q-41-XVI), где в зонах лимонитизации обнаружено свободное золото.

Изучение меднорудного потенциала территории продолжилось в 1968–1970 гг. детальными поисками и поисково-оценочными исследованиями, однако объектов с промышленным оруденением обнаружено не было [80]. Тем не менее, на двух проявлениях рекомендовано продолжение работ. На Молюдвожском проявлении медистых песчаников предлагается постановка электроразведочных работ и бурение поисковых скважин глубиной до 200 м, а на Юганском проявлении меди – геохимическое опробование, горные и буровые работы.

С 1974 по 1977 гг. в Лемвинской СФЗ проводились поисковые работы на золото [117]. Непосредственно на описываемой площади они ограничились опробованием пород на некоторых известных рудопроявлениях и магматических образованиях, сопровождаемых минерализованными зонами.

В 1976–1978 гг. на Пальникском проявлении баритов проводились поисково-оценочные работы под руководством Н. В. Лютикова. Были подсчитаны прогнозные ресурсы баритовых руд по категории Р1, но из-за их низкого качества и сложных горнотехнических условий Пальникское проявление было исключено из списка объектов первоочередного освоения [111].

Тем не менее, в связи с широким развитием на территории баритоносных отложений пагинской (D1-2pg) и яйюской (C1-3jj) свит, к началу 1980-х годов были активизированы поисковые и поисково-оценочные работы на этот вид сырья. Площадь поисков охватила полосу средне-верхнепалеозойских образований западного склона Полярного Урала от р. Грубе-Ю на севере до р. Колокольня на юге (листы Q-41-XVI, XV, XXI). Работы завершились локализацией Пальникского рудного поля. Остались открытыми вопросы о перспективах фосфатоносности и природе контрастных вторичных ореолов марганца на опоискованной территории [113].

В начале XXI века проведение сейсморазведочных работ в северо-западной части листа приводит к выделению на равнине и предгорье структур, перспективных на нефть и газ [105, 124]. В настоящее время проводится дальнейшая оценка их нефтегазоносности бурением скважин глубиной более 4 тыс. м.

Тематические работы. Первые сведения по геологии листа Q-41-XV отмечены более 100 лет назад – в 1911 г., когда долину р. Уса посетил Н. А. Ку­лик, отметивший здесь широкое распространение верхнемеловых отложений. Аллювиальные отложения в долине Усы изучались в 1929–1930 гг. А. А. Чер­новым. В 1931 г. М. П. Кудрявцевым были осмотрены верховья рек Пага, Харута и Чигим-Харута. На р. Харута среди шиферных сланцев были впервые найдены силурийские граптолиты.

С 1939 по 1940 г. в процессе составления геологической карты масштаба 1 : 1 000 000 листа Q-41 по рекам Уса, Юньяха и Пага проходит маршрутом В. А. Котович, в палеонтологических сборах которого из глауконитовых песчаников р. Пага определена фауна тремадокского возраста.

В 1951 г. К. Г. Войновским-Кригером была закончена большая работа «Стратиграфия и тектоника западного склона Полярного Урала», подводящая итог предшествующим геологическим исследованиям, где в частности среди ордовикских образований, относимых ранее к филлитовой свите, впервые были выделены две вулканогенные формации – кокпельская и молюдвожская.

Большой вклад в изучение геологии района внесли сотрудники КОМИ ФАН СССР (А. И. Елисеев, В. Н. Пучков, Я. Э. Юдович), ВСЕГЕИ (К. Л. Ев­се­ев, Ю. В. Евдокимов, Т. Н. Корень, В. С. Енокян), объединения «Уралгеология» (В. Г. Варганов, В. А. Наседкина, Н. Я. Анцыгин), УНЦ АН СССР (С. Н. Ива­нов, С. Г. Червяковский), Ухтинского управления и объединения «Полярноуралгеология» (А. И. Водолазский, Б. Я. Дембовский, Л. Н. Беляков, А. А. Са­ранин, Г. Я. Сабуров, О. Б. Гранович, Л. С. Колесник, В. А. Гуськов и др.).

В 1967–1969 гг. под руководством А. И. Елисеева были проведены детальные литолого-стратиграфические исследования каменноугольных отложений, обоснована их фациальная зональность в Лемвинской зоне, приведено детальное описание наиболее характерных фрагментов каменноугольного разреза.

В 1969–1975 гг. В. Н. Пучковым проведены маршрутные исследования, результаты которых отражены в многочисленных статьях и монографиях автора, изданных в 1973–1986 гг. С обнаружением им конодонтов в Лемвинской зоне наступил новый этап биостратиграфического изучения ранее «немых» разрезов. Находки конодонтов в средне-нижнедевонском интервале позволили впервые обосновать непрерывность осадконакопления в Лемвинской СФЗ. Еще одним важнейшим итогом исследований В. Н. Пучкова является определение батиальной природы отложений Лемвинской СФЗ и их геотектонической позиции, как образований пассивной континентальной окраины. Полученные им результаты формационно-генетического анализа послужили основой для создания первой тектонической карты Урала масштаба 1 : 1 000 000.

Значительный вклад в изучение стратиграфии палеозоя внесла Т. Н. Ко­рень, проводившая исследования с А. И. Водолазским. На основе определения граптолитов, в составе харотской свиты силура были выделены и расчленены до граптолитовых зон лландоверийский, венлокский, лудловский и пржидольский ярусы.

В период 1974–1976 гг. А. А. Сараниным и Г. Я. Сабуровым проведены работы по составлению сводной геологической карты масштаба 1 : 200 000 севера Урала. Позднее в 1984 г. этими же авторами была составлена геологиче­ская карта масштаба 1 : 500 000 территории деятельности объединения «По­лярноуралгеология», которая унаследовала трактовку геологического строения предыдущей карты.

Начиная с 1976 г. в работу по биостратиграфическому изучению осадочных формаций Лемвинской зоны активно включился Б. Я. Дембовский с палеонтологами и литологами «Уралгеологии» В. А. Наседкиной, М. Л. Клю­жиной и Н. Я. Анцыгиным. Усилиями этого коллектива была разработана схема расчленения среднеордовикских отложений, ранее относимых к качамылькской свите, а также в разрезе ордовика г. Молюдвож, рек Кокпела и Тумболова выделен горизонт медистых песчаников и обоснована его принадлежность к манитанырдской формации Елецкого комплекса.

В 1979–1982 гг. объединением «Полярноуралгеология» были проведены работы по теме «Разработка и составление легенд для крупномасштабных геологических карт» под руководством А. З. Лямина.

В период с 1980 по 1987 гг. Л. Н. Беляковым совместно с Б. Я. Дем­бовским (ПГО «Полярноуралгеология») проведена большая работа по обобщению геолого-геофизических материалов с целью структурно-фор­мацион­ного и тектонического районирования территории деятельности объединения, завершенная созданием тектонической карты масштаба 1 : 1 000 000.

В 1983 г. А. И. Водолазский в своей диссертационной работе обобщил материалы геологосъемочных и поисковых работ по геологии Лемвинской СФЗ, проведенных лично автором на протяжении 15 лет.

Детальная формационная, геохимическая и металлогеническая характеристика осадочных образований Лемвинской зоны была дана в рамках выполнения темы «Осадочные формации севера Урала и Пай-Хоя и перспективы их рудоносности» А. И. Елисеевым, А. А. Беляевым, Г. Ф. Семеновым и др. в 1982–1985 гг.

В период 1988–1992 гг. при проведении опытно-методических работ по совершенствованию методики поисков марганцевых руд, связанных с мезо-кайнозойскими корами выветривания в пределах западного склона Полярного Урала, Н. Г. Новаковой на рассматриваемой территории дано описание нескольких выходов кор выветривания по породам различного возраста.

В 2002 г. под руководством В. П. Савельева была составлена геологическая карта Тимано-Печорской провинции масштаба 1 : 500 000, сопровождавшаяся краткой характеристикой стратифицированных образований и магматических комплексов, приведены схемы корреляции стратиграфических подразделений сводных легенд листов Госгеолкарты-200 второго поколения.

В 2007 г. коллективом сотрудников под руководством М. А. Шишкина издана Государственная геологическая карта масштаба 1 : 1 000 000 (третье поколение) листа Q-41 – Воркута, на которой нашли отражение современные представления по стратиграфии, магматизму, тектонике, геоморфологии и минерагении. В работе дана прогнозная оценка территории на широкий спектр полезных ископаемых, в том числе по территории листа Q-41-XV [25]. Все графические приложения комплекта выполнены в виде цифровых моделей, что позволяет легко использовать эти материалы при картосоставительских работах.

В 2009 г. были завершены работы по актуализации легенды Полярно-Уральской серии листов Госгеолкарты-200 (издание второе) [153].

Геофизическая изученность. Гравиметрические работы. С конца 1950‑х годов и до начала 1980-х изучаемый регион планомерно покрывается съемками масштаба 1 : 200 000 по методике, обеспечивающей возможность построения планов изоаномал сечением 2 мГал [96, 74, 107]. В результате было установлено, что характер гравитационного поля в равнинной части листа отражает рельеф поверхности карбонатной толщи пермо-карбона, а в горной обусловлен морфологией и масштабом геологических структур (рис. 2).

В 1972–1973 гг. проведены гравиметрические работы масштаба 1 : 50 000 с целью подготовки геофизической основы к последующей геологической съемке, а также структурно-тектонического районирования [118]. В осадочном чехле выделяются синклинальные структуры, перспективные на энергетические угли.

По данным измерения поля силы тяжести в масштабах 1 : 50 000–1 : 200 000 была составлена и издана Государственная гравиметрическая карта масштаба 1 : 200 000 , лист Q-41-XV. Результаты векторизации последней совместно с материалами съемок масштаба 1 : 50 000 были использованы для создания цифровой геофизической основы по листу Q-41-XV и его внешнему обрамлению [44].

Аэромагниторазведочные работы. Первые аэромагнитные исследования в районе проводились в целях геологического картирования и поисков железорудных месторождений [130]. Низкая чувствительность аппаратуры (АСГМ-25) не позволила построить карты аномального магнитного поля (ΔТ)а с высокой разрешающей способностью.

Для обеспечения геофизической основой крупномасштабной геологической съемки и выявления структур, благоприятных для поисков каменных углей, в 19751976 годах в районе Косью-Роговской впадины и гряды Чернышева была проведена аэромагнитная съемка масштаба 1 : 50 000 [138]. Составлены карты (ΔТ)а масштабов 1 : 50 000 и 1 : 200 000, схемы тектонического строения и структурного положения месторождений горючих полезных ископаемых. Выделены новые перспективные площади для поисков нефти и угля (рис. 3).

Рис. 2. Схема гравиметрической изученности листа Q-41-XV.

 

 

 

 

Рис. 3. Схема изученности аэромагнитометрическими работами листа Q-41-XV.

С середины 1980-х годов аэромагнитные съемки начинают выполняться более высокочувствительной аппаратурой (КАМ-28) с радиогеодезической и фотограмметрической системой привязки измерений. На восточной части площади была выполнена высокоточная аэромагнитная съемка масштаба 1 : 50 000 [110]. Точность измеренных значений магнитного поля составила от ±­1,7 до ±­3,43 нТл. Получены новые сведения о строении фундамента и осадочного чехла, откартирована надвиговая тектоника.

В 2006–2009 гг. ГНПП «Аэрогеофизика» выполнило комплексную аэрогеофизическую съемку масштаба 1 : 50 000 в зоне проектируемой железной дороги Ивдель–Лабытнанги [119]. Измерения модуля полного вектора индукции магнитного поля производились высокочувствительным квантовым аэромагнитометром «Аэромастер VN-99». Среднеквадратичная погрешность составляет ± 2 нТл.

В 2011 г. во ФГУП «ВСЕГЕИ» проведен сравнительный анализ аэромагнитных съемок, результатом которого стало создание цифровой модели магнитного поля для геофизической основы ГГК-200 по листу Q-41-XV.

Электроразведочные работы. Электроразведочные исследования в пределах листа Q-41-XV выполнялись в 1950-х и 1970-х годах методом теллурических токов (ТТ). По результатам съемки ТТ выделены Косью-Абезьская, Инта-Микитская, Усино-Лемвинская, Харуто-Пагинская аномальные зоны. Установлен ряд локальных аномалий в пределах Харуто-Пагинской зоны, связываемой с крупным поднятием по поверхности карбонатной толщи С1–Р1. Установлен ступенеобразный характер погружения фундамента на глубину до 10 км в сторону Косью-Роговской впадины (рис. 4).

 

Рис. 4. Схема изученности электроразведочными работами листа Q-41-XV.

Сейсморазведочные работы. В западной части описываемой территории площадные исследования МОВ начали проводиться в 1970-х годах [154] с целью изучения геологического строения Воркутского поперечного поднятия и Косью-Роговской впадины. В результате в отложениях палеозоя были выделены структуры, перспективные на углеводороды.

В конце 1970-х годов проводятся работы МОВ-ОГТ с 6- и 12-кратным прослеживанием отражений по фланговой и центральной системе наблюдений. Эти исследования позволили изучить разрез до глубин 1011 км.

С 1989 г. здесь начинают проводиться региональные сейсмические работы по методике с 24- и 48-кратным прослеживанием, в результате которых составлены глубинные геолого-геофизические разрезы, установлены основные закономерности осадконакопления и тектоническое строение зоны сочленения Воркутского поперечного поднятия и западного склона Полярного Урала [73, 105].

Площадные сейсмические работы ОГТ 1992–2002 гг. под руководством Н. Ф. Ирлин, Т. А. Карпюк установили сложное тектоническое строение осадочной толщи внутренней зоны Косью-Роговской впадины (рис. 5).

 

 

Рис. 5. Схема изученности сейсморазведочными работами листа Q-41-XV.

 

Геохимическая изученность. Геохимические работы были ориентированы на поиски месторождений полезных ископаемых и выполнялись в составе поисковых работ, а также при ГС-50 и ГДП-50. Основным методом избраны литохимические поиски по первичным и вторичным ореолам рассеяния.

При проведении ГС-50 на площади листов Q-41-54-В,Г и Q-41-66 [77] проводилось площадное геохимическое опробование рыхлых и коренных пород в масштабе 1 : 50 000, а на детальных участках – по сети, соответствующей масштабу 1 : 10 000. Аналогичными исследованиями в 1968–1970 гг. охвачена вся территория южной части листов Q-41-65; Q-41-66 в ходе проведения ГС-50 [80].

С начала 1980-х годов опережающее литохимическое опробование проводится с целью создания геохимической основы масштаба 1 : 50 000 для дальнейшего проведения геологического доизучения соответствующего масштаба. В 1983–1992 гг. ГДП-50 на листах Q-41-65-В,Г и Q-41-66-В,Г сопровождается геохимической съемкой, но работы не завершены [114]. В 1991 г. на восточной части описываемой территории по проекту ГГС/ГДП-50 работы начинаются профильным отбором сколковых геохимических проб. Их результаты представлены только в виде информационного отчета [115].

В ходе поисковых работ на золото в Лемвинской СФЗ в 1974–1977 гг. были проведены литохимические поиски по вторичным ореолам на 11 участках, один из которых Юганский находится на территории листа Q-41-XV [117]. По результатам опробования в масштабе 1 : 10 000 выделено значительное количество мелких аномалий Au с содержанием от сотых долей г/т до 0,45 г/т, не имеющих практического значения.

В 1983–1984 гг. в центральной части Лемвинской СФЗ были проведены целенаправленные общие поиски баритов по вторичным ореолам рассеяния по сети 500 × 50 м и выделены вторичные ореолы Ba, Mn, Cu, Zn, Pb, V, Sr и др. Авторы обратили внимание на обилие аномалий марганца с содержаниями этого металла до 1 %, однако их природа осталась невыясненной [112]. Тогда же опробовались коренные породы из естественных обнажений и канав.

В 1990-е годы на территории западного склона Полярного и Приполярного Урала проводятся исследования, направленные на выяснение металлогенической специализации черносланцевых отложений Лемвинской зоны. По их результатам дана геохимическая характеристика большинства стратиграфических подразделений Лемвинской зоны, разработаны геохимические критерии прогноза рудоносности, показано, что средние содержания таких элементов, как Ba, Mn, P, F, V, B, Ag, являются типичными для океанических осадков, что косвенным образом указывает на глубоководный генезис лемвинских кремнисто-сланцевых отложений [68].

Целевым назначением геохимических работ в рамках ГМК-200 листа
Q-41-XV являлось составление геохимической основы для геолого-мине­рагенического картирования масштаба 1 : 200 000 и оценка прогнозных ресурсов Cu, Mn, Ba, Au на выделенных перспективных площадях [136]. Площадь литохимического опробования аллювиальных осадков (потоки рассеяния) составила 1053 км2. В профильном варианте с шагом 50 м выполнены литохимические поиски по вторичным ореолам рассеяния на аномальных участках в объеме 74 пог. км. По результатам данных работ получено распределение по площади 26 химических элементов, а также выделены две потенциальные рудные зоны, перспективные на золото и марганец.

 

СТРАТИГРАФИЯ

 

Стратифицированные геологические образования описываемого района были сформированы в течение позднерифейско-кайнозойского этапа геологической истории. Наиболее древние, позднерифейские, отложения на площади листа представлены преимущественно вулканогенными породами, накопленными в Лемвинской подзоне Ляпинской структурно-формационной зоны (СФЗ). Залегающие выше по разрезу вулканогенно-осадочные и осадочные породы раннего–позднего палеозоя образовались в условиях Восточно-Лемвинской и Западно-Лемвинской подзон Зилаиро-Лемвинской СФЗ. Процесс осадконакопления позднепалеозойских осадочных и угленосных свит происходил одновременно в пределах двух СФЗ: Западно-Уральской и Ко­сью-Коротаихинской. Завершающие литифицированный разрез осадочные отложения мезозойского возраста сформировались в Полярно-Предуральской СФЗ. Рыхлые морские, ледниковые и аллювиальные осадки кайнозоя на равнинной северо-западной части описываемой территории относятся к Предуральской структурно-фациальной области, а в юго-восточной половине листа ледниковые и склоновые осадки – к Уральской СФЗ.

 

ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ АКРОТЕМА

Верхнепротерозойская эонотема

На территории листа наиболее древними образованиями являются отложения молюдвожской свиты позднерифейско-раннекембрийского возраста. Они относятся к байкальскому структурному этажу и находятся в пределах Ляпинской структурно-формационной зоны (СФЗ), представленной на листе Q-41-XV Лемвинской подзоной.

Верхнерифейская эратема−кембрийская система, нижний отдел,
нерасчлененные

Молюдвожская свита (RF3-»1ml) впервые была выделена К. Г. Вой­новским-Кригером [8] на руч. Молюдвож и отнесена им предположительно к ордовику. Позже В. Н. Гессе [88] она была включена в состав кокпельской свиты. По результатам геологических исследований Н. В. Лютиковым [115] свита была восстановлена как самостоятельная, а ее возраст был определен Б. Я. Дембовским [95] как позднерифейско-вендский.

Молюдвожская свита в виде тектонической пластины протяженностью 45 км при ширине 1–6 км выходит в юго-восточной части описываемой территории в составе Восточно-Лемвинского пакета покровов. Простирание свиты — северо-восточное. Стратотип расположен на описываемой территории, в районе руч. Молюдвож.

Согласно современным представлениям [153], в составе свиты выделяются две подсвиты. Нижняя – существенно эффузивная (базальтоидная) представлена метабазальтами с редкими прослоями метатуффитов и метатуфосилицитов. Верхняя подсвита – вулканогенно-осадочная (туфогенно-метарио­ли­товая) сложена метариолитами и их туфами, метакластолавами, метатуфо­алевролитами, парасланцами серицит-хлорит-кварцевого, серицит-хлорито­вого состава, прослоями метабазальтов.

В пределах листа подсвиты уверенно не выделяются. По данным Н. В. Лютикова [115], молюдвожская свита сложена комплексом вулканогенных пород контрастной базальт-риолитовой серии с подчиненным количеством вулканогенно-осадочных и осадочных образований.

Основной объем нижней части разреза (70–80 %) составляют базальты, 25–30 % которых представлено порфировыми разностями. Центральные части наиболее крупных тел основного состава хорошо раскристаллизованы. Среди метабазальтов выделяются красноцветные миндалекаменные и зеленовато-серые афировые разности. В меньшем количестве присутствуют метатуффиты, представленные туфопесчаниками, туфоалевролитами и, реже, туфогравелитами.

В верхних горизонтах свиты появляются отдельные пластовые тела порфировых риолитов и туфы кислых эффузивов.

Отложения молюдвожской свиты в пределах площади смяты в дисгармоничные складки при общем, относительно пологом залегании. По данным Н. В. Лютикова [115], вскрытая мощность отложений свиты, с учетом складчатости, составляет не менее 400–500 м. По материалам Д. Н. Ремизова [23], на примыкающей с юга территории мощность отложений свиты достигает 1000 м.

По петрохимическим показателям [114], метабазальты молюдвожской ассоциации относятся к базальтам с субщелочным (до щелочного) уклоном. При достаточно высоких содержаниях К2О (1–6,2 %) по соотношению щелочей породы попадают преимущественно в поле от умереннонатриевых до высоконатриевых.

Содержание SiO2 в базальтоидах варьирует от 41,86 до 61,7 % (среднее значение 51,4 %). По количеству Al2O3 метабазальты относятся к среднеглиноземистому типу в отличие от низкоглиноземистых разностей кокпельской ассоциации.

По соотношению железа и магния все метабазальты молюдвожской свиты относятся к железо-магниевому типу с коэффициентом Fe/Fe   Mg от 0,4 до 0,6. По концентрации TiO2 основная масса проб молюдвожской ассоциации характеризуется умеренно- или низкотитанистым уклоном (0,7–1,5 % TiO2).

По результатам работ ГМК-200 2011 г. [136], основные породы молю­двожской свиты по содержанию SiO2 (48,06–53,39 %) отнесены к базальтам, реже к андезибазальтам. По содержанию K2O (0,11–2,78 %) половина проб относится к низкокалиевым разностям, 25 % к умеренно калиевым и еще 25 % к высококалиевым. По сумме щелочей (К2О­    Na2O) породы в основном следует относить к нормальному ряду. По содержанию Al2O3 (14,95–15,94 %) вулканиты умеренноглиноземистые, а по концентрации TiO2 – умеренно- и низкотитанистые.

Породы изменены до фации зеленых сланцев. В разрезе свиты присутствуют орто- и парасланцы, преимущественно микросланцевой разновидности, тектониты по эффузивным и осадочным породам. Порфиробласты в сланцах представлены кварцем, эпидотом, плагиоклазом (альбит, редко олигоклаз № 24), реже мусковитом, агрегатами кристобалита. По реликтовым структурам и минералам восстанавливаются исходные породы – долериты, андезиты, базальты, риолит-порфиры, туфы основного, среднего и кислого состава. Обычными изменениями для молюдвожских пород являются хлоритизация, эпидотизация, серицитизация, лейкоксенизация, гематитизация.

По результатам определений физических свойств, плотность основных пород молюдвожской свиты находится в пределах 2,622,95 (среднее 2,82) г/см3.

В результате профильного геохимического опробования разреза молюдвожской свиты нами были составлены четыре выборки: песчаники и алевролиты, эффузивы основного состава, сланцы, эпидотизированные породы. По каждой группе проб были вычислены средние содержания химических элементов, которые сравнивались с кларками главных типов горных пород земной коры, а также с региональными кларками изучаемого района. Ниже приводится геохимическая характеристика свиты отдельно по каждой выборке.

Эффузивы основного состава (25 проб) по сравнению с кларками основных пород земной коры обогащены Yb, Zn и Pb в 1,52 раза. Следует особо отметить в этих породах аномально высокие концентрации Cd, которые превышают кларк в земной коре и региональный кларк в 25 раз! Меньше в этих породах относительно кларка содержится: Mn, Ba, Ni, Co и Cu в 1,52 раза, V, Ti, Cr и P в 2,53 раза. Кроме того, в вулканитах основного состава были обнаружены Pt 1015 мг/т и Pd 5 мг/т.

Песчаники и алевролиты (36 проб) по сравнению с кларками аналогичных пород земной коры содержат повышенные концентрации Mn, Cr, Zn и Ga в 1,5–
2 раза,
V в 3 раза. Меньше в них: Yb, Li и Ge в 1,5–2 раза, Zr в 2,5 раза, Ti в 6 раз. Остальные химические элементы находятся на уровне кларков земной коры.

Выборка сланцев молюдвожской свиты состоит из пять проб. По сравнению с региональными кларками в сланцах отмечаются повышенные содержания Cr, Ni, Zn и Pb в 1,52 раза, Zr в 2,4 раза. Количество Yb превышает региональный фон почти в 20 раз! Меньше в 1,52 раза в сланцах V, Nb, Li, Cu и Sn, в 2,52,7 раза Mn и Co, в 5 раз Ti.

Эпидотизированные породы представлены четырьмя пробами. По сравнению с региональными кларками породы обогащены V, Cr, Zr и Yb в 1,52 раза, Ni в 4 раза. Меньше в них содержится: Sn в 2 раза и Ti в 5 раз.

Таким образом, если говорить о металлогенической специализации, то следует отметить в основных породах аномально высокие концентрации Cd, сопровождающиеся благороднометалльной минерализацией (Pt, Pd) и Yb в сланцах молюдвожской свиты. Факт концентрации Yb в сланцах требует подтверждения более представительной выборкой.

По данным Д. Н. Ремизова [137], для соседней территории геохимия горных пород свиты существенно отличается от соответствующих параметров прочих магматических пород региона и ближе всего подходит к базальтам Срединно- океанического хребта (СОХ). Несколько повышенные содержания легких редких земель и крупноионных элементов могут быть связаны 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.

Отложения молюдвожской свиты неплохо обнажены и хорошо дешифрируются на АФС.

Нижняя граница молюдвожской свиты неизвестна, верхняя почти повсеместно тектоническая. Однако на описываемой площади в нескольких местах наблюдается стратиграфический контакт пород молюдвожской свиты с осадками вышезалегающей погурейской свиты.

По данным Н. В. Лютикова [115], в районе высоты Лев. Погурей наблюдается несогласное налегание погурейской свиты (»3-O1pg) на образования молюдвожской свиты. Здесь на базальтах молюдвожской свиты (видимой мощностью более 10 м) со структурным и стратиграфическим несогласием залегают красноцветные полимиктовые конгломераты с линзами гравелитов и песчаников общей мощностью более 10 м. В гальке конгломератов содержатся базальты, риолиты, туфы, туфоалевролиты и туфопесчаники. А. И. Во­до­лаз­ский [77] также отмечает наличие здесь углового несогласия между вулканитами молюдвожской и конгломератами погурейской свит. Б. Я. Дем­бовский [29], исследовавший это обнажение, считает зону контакта тектонической, а неокатанные обломки – тектонической брекчией. Убедительных доказательств углового несогласия авторы здесь также не обнаружили.

Второй, предположительно нормальный контакт молюдвожской и погурейской свит описан Б. Я. Дембовским [29] в районе р. Пага. Здесь в сложной тектонической обстановке в одной из пройденных им канав описано несогласное залегание погурейских конгломератов на молюдвожских вулканитах. Однако, по мнению Н. В. Лютикова [115], картина и в этом месте далеко неоднозначная, и контакт между свитами, возможно, тектонический.

Возраст молюдвожской свиты установлен сборами на площади листа микрофитолитов позднего рифея: Leiominuscula minuta Naum., Trema­tosphae­ridium holtedahlii Tim., Kildinella sinica Tim., K. hyperboreica Tim. и венда: Asperatopsophosphaera partialis Shepeleva, Bavlinella faveolata Schep., Grano­mar­ginata squamacea Volk., Leiosphaeridia minor Schep. и др. [95].

Южнее, на территории листа Q-41-XX, вендский возраст свиты подтвержден результатами абсолютного датирования субвулканических риолитов молюдвожского комплекса на р. Бол. Хайма – 564 ± 10 млн лет (SHRIMP II, ВСЕГЕИ), а раннекембрийский возраст верхней части молюдвожской свиты – определениями абсолютного возраста риолитов экструзивно-суб­вул­ка­нической фации – 522,0 ± 3,4 млн лет (SHRIMP II, ВСЕГЕИ) [62, 23].

Общая мощность молюдвожской свиты — более 500 м.

ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРАТЕМА

Ранне-среднепалеозойские отложения рассматриваемой территории относятся к Зилаиро-Лемвинской структурно-формационной зоне (СФЗ) и форми­ровались в условиях глубокого шельфа, континентального склона и подножья пассивной окраины Восточно-Европейского континента (ВЕК) [47, 66].

В пределах СФЗ по особенностям геологического строения выделяются Западно-Лемвинская и Восточно-Лемвинская подзоны, характеризующиеся различными типами разреза. На площади листа подзоны соответственно представлены частями Хайминско-Пагинского и Южно-Лемвинского районов. Граница подзон в современной структуре проводится по линии Грубеинского надвига.

Позднепалеозойские отложения (поздний карбон, пермь) относятся к Косью-Коротаихинской СФЗ Предуральской структурно-формационной мегазоны (СФМЗ) и Лемвинской подзоне Западно-Уральской СФЗ Уральской СФМЗ.

Кембрийская система,
верхний отдел−ордовикская система,
нижний отдел

Погурейская свита (»3-O1pg), выделенная В. Н. Гессе [12], расположена в пределах Восточно-Лемвинской структурно-формационной подзоны и тяготеет пространственно к выходам пород молюдвожской свиты. Распространена в верховьях рек Погурей, Кокпела, Харута, Грубе-Ю, в серии тектонических чешуй и ядрах сорванных линейных антиклиналей.

Стратотип расположен на территории листа Q-41-XVI на руч. Погурей-Егарт, притоке р. Погурей. Свита терригенная, представлена песчаниками и гравелитами с прослоями алевролитов, в основании присутствуют линзы конгломератов.

По материалам Н. В. Лютикова [115], на описываемой площади в разрезе свиты выделяются три толщи. Нижняя представлена переслаиванием красноцветных конгломератов, от среднегалечных до валунных, гравелитов и песчаников. Конгломераты насыщены тяжелым рудным шлихом (гематит, циркон, рутил). В составе – гальки красные кварциты, красные и серые порфировые риолиты, гранит-порфиры, долериты, миндалекаменные базальты. Цемент псаммитовый или алевролитовый того же состава, что и галька с примесью кварца. Размерность обломочного материала уменьшается вверх по разрезу. Мощность толщи – от первых до нескольких десятков метров.

Средняя часть разреза представлена субаркозовой толщей гравелито-песчаникового состава с подчиненным количеством алевролитов. На площади листа обнажена слабо. Характерной особенностью является присутствие аркозовых песчаников, в которых обломки резко преобладают над цементом. Количество цемента не превышает 15–20 % объема породы. Состав обломков в гравелитах и песчаниках: кварц – 55–70 %, полевой шпат – 25–40 %. Состав цемента серицит-хлорит-кварцевый. В тонкозернистых песчаниках и алевролитах количество цемента увеличивается до 50–70 %. Обломочная часть на 50–60 % состоит из кварца, остальное – палевые шкпаты. В верхней части толщи присутствуют прослои и линзы органогенных известняков. На прилегающей с востока территории из глинистых известняков выделены конодонты Cordylodus proavus Mull., Eoconodontus notchpeakensis (Mill.), Proacontio­dus jilinensis (Chen et Gond), Phakelodus cf. tenuis (Mull), указывающие на позднекембрийский возраст вмещающих слоев [114, 109]. Мощность средней толщи – 100150 м.

Верхняя толща карбонатно-алевролитовая. На площади работ это монотонные алевролиты и алевросланцы с редкими прослоями известняков и карбонатных конкреций. Восточнее на площади листа Q-41-XVI 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.), Alimbella sp. и др., указывающие на тремадокский возраст отложений. По данным Н. В. Лютикова, мощность верхней толщи на рассматриваемой площади – 50–70 м.

На породы свиты наложены метаморфические изменения фации зеленых сланцев. Типичными представителями метаморфитов погурейской свиты являются парасланцы и катаклазиты. Все породы с различной степенью отчетливости сланцеватые, микроплойчатые с порфирокластовыми, микропорфиробластовыми структурами.

Протопороды изменены меньше, чем в молюдвожской свите, поэтому в шлифах хорошо определяются исходные аркозовые и полимиктовые песчаники, гравелиты. В составе сланцев встречаются нематобластические метасоматиты, сложенные актинолитом, хлоритом, эпидотом, альбитом, лейкоксеном в различных соотношениях. Отмечались хлорит-тремолитовые сланцы и сланцы с порфиробластами пирита.

По результатам определения физических свойств, плотность терригенных пород погурейской свиты составляет от 2,59 до 2,99 (среднее 2,63) г/см3.

По результатам геохимического опробования пород погурейской свиты были выделены три выборки: песчаники, туфопесчаники и филлиты.

В песчаниках (19 проб) относительно кларков земной коры отмечаются повышенные содержания V, Cr, Ni и Р в 1,52,5 раза. Пониженные концентрации характерны для Mn, Li, Ge в 1,52 раза и Ti, Zr, Yb в 3 раза.

Выборка по туфопесчаникам представлена девятью пробами. По сравнению с кларками осадочных пород туфопесчаники содержат повышенные концентрации V, Cr и Р в 22,5 раза. Пониженные содержания отмечаются для Mn, Zr, Yb, Co, Cu в 1,53 раза,Ti в 4 раза.

Выборка филлитов состоит из 12 проб. По отношению к региональным кларкам в породах отмечаются повышенные концентрации Zr, Li, Ni, Co и P в 1,52 раза, Cr в 3 раза. Пониженные содержания характерны только для Ti в 2 раза.

Отложения погурейской свиты трансгрессивно ложатся со стратиграфическим и, видимо, небольшим угловым несогласием на вулканогенно-осадоч­ные образования молюдвожской свиты. Верхняя часть разреза согласно перекрывается осадками грубеинской свиты.

Возраст свиты по определениям фауны на описываемой и соседних территориях и соседних обосновывается в интервале позднего кембрияраннего ордовика (тремадок). Б. Я. Дембовский [31] высказывает предположение, что возрастная граница конгломератовой формации может быть «плавающей»: от позднего кембрия до раннего тремадока ордовика.

Суммарная мощность погурейской свиты в бассейне р. Зап. Погурей достигает 400–420 м. Общая мощность погурейской свиты с учетом соседних территорий колеблется от 550 до 900 м.

Ордовикская система, нижний отдел

Грубеинская свита (O1gr) впервые была выделена К. Г. Войновским-Кригером в 1940 г. под названием филлитовой свиты, современное название получила в 1956 г. по р. Прав. Грубе-Ю, где и расположен ее стратотип [7]. Входит в состав Восточно-Лемвинской СФЗ.

На описываемой площади имеет незначительное распространение. Закартирована как самостоятельное подразделение только в крайней юго-восточной части описываемого листа. Выходы свиты шириной 8001000 м в виде двух полос северо-восточного простирания выходят в юго-восточной водораздельной части описываемого листа.

Разрез грубеинской свиты на описываемой площади, по данным Н. В. Лю­тикова [115], терригенный и представлен переслаиванием зеленых, зелено­ва­то-серых, лиловых, вишнево-красных алевролитов, алевритистых глинистых сланцев и алевропесчаников с хорошо выраженной градационной слоистостью. Наблюдается чередованием пачек, состоящих из серии ритмов, имеющих одинаковое наполнение. Мощность пачек – от первых метров до 10–15 м.

Состав алевролитов и алевросланцев кварцевый, кварц-полевошпатовый или кварц-гематит-хлоритовый. Окраска лиловых разностей обусловлена тонкораспыленным гематитом, зеленых  повышенными содержаниями хлорита и эпидота.

В нижней части разреза преобладают существенно алевросланцевые сероцветные пачки, с подчиненным количеством среди них алевролито-алевро-сланцевых разностей.

В основании ритмов находятся наиболее грубые крупно-среднезернистые разности, которые к кровле ритма постепенно переходят в мелкозернистые глинистые, реже филлитовидные разновидности. В подошве ритма часто появляются прослои пелитоморфных известняков. Мощность ритмов  от 10 до 30 см, известняков  5–10 см.

Выше алевросланцевая толща постепенно сменяется зеленоцветной алевролито-алевросланцевой, представленной чередованием алевролито-алевро­сланцевых, существенно алевросланцевых, алевролитовых и редко алевролито-алевросланцево-филлитовых пачек при явном преобладании первых.

Залегающая выше по разрезу зеленоцветная алевролито-алевросланцевая толща характеризуется более однородным строением, относительно меньшей и более выдержанной мощностью ритмов, достаточно однотипным их строением и значительно более резкой дифференцированностью материала в объе­ме ритма. Преобладающая мощность ритмов  4–7 см, редко до 10 см. В осно­вании ритма  светло-серые пелитоморфные известняки мощностью 0,32 см либо известковистые алевролиты.

Красноцветные и пестроцветные ритмы залегают среди образований верхней толщи и образуют, вероятно, самые верхи данного типа разреза. Они характеризуются слабой дифференцированностью по зернистости и тонкоритмичным строением (2–4 см). В основании красноцветных ритмов (как и вмещающих их зеленоцветных) прослои зеленовато-серых известняков мощностью 1–3 см, выше известковистые серовато-коричневые среднезернистые алевросланцы сменяются красновато-коричневыми мелкозернистыми алевритистыми сланцами. Переход к зеленоцветной части разреза осуществляется постепенным смещением границы красноцветности от грубой в тонкую часть ритмов.

Породы свиты изменены до фации зеленых сланцев. При этом в осадках сохранены алевро-псаммитовые, псаммитовые структуры. Глинистая составляющая алевролитов и аргиллитов перекристаллизована в кварц-карбонат-серицит-эпидотовый агрегат. Обломочный материал метапесчаников слабо изменен, микроскопически диагностируются обломки минералов и протопород. Пленочный и поровый цемент имеет кремнисто-серицитовый состав.

На АФС площадь распространения пород грубеинской свиты по фототону выделяется достаточно уверенно благодаря определенному набору дешифровочных признаков, отличных от признаков соседних образований.

Нижний контакт с отложениями верхней толщи погурейской свиты на площади работ имеет характер постепенного перехода. Подобные контакты характерны и для смежных районов. Нижняя граница грубеинской свиты проводится по появлению в верхней части разреза погурейской свиты первых прослоев фиолетовых филлитов. Верхняя граница определяется по исчезновению лиловых разностей пород и появлению монотонных пачек зеленых алевропесчаников харбейшорской свиты [24].

По материалам Н. Б. Кузнецова [109], в пределах описываемой площади из отложений свиты на р. Молюдвож были собраны конодонты Oistodus para­llelus Pander, Oncotodus sp., Drepanodus sp. позднетремадокско-аренигского возраста.

На примыкающей территории в переходном горизонте между погурейской и грубеинской свитами собраны трилобиты верхнего тремадока. Южнее, по р. Харута имеются находки аренигских граптолитов Phyllograptus elongatus Bulm., Ph. densuis Torns. [23]. Согласно этим находкам, а также по положению в разрезе возраст грубеинской свиты принимается в интервале поздний тремадок – ранний арениг.

Мощность свиты на площади листа оценивается Н. В. Лютиковым [115] в 200600 м, на соседних территориях  до 800 м.

Кокпельская свита (O1kp) выделена К. Г. Войновским-Кригером [8] и объединяет зеленокаменно измененные вулканиты и метапарапороды предположительно ордовикского возраста. Находится в пределах Восточно-Лемвинской СФЗ. Название дано по р. Кокпела. Позднее объем кокпельской свиты расширялся [13, 75, 3, 155, 93, 116] за счет включения в нее практически всех эффузивных комплексов Лемвинского аллохтона. На Кокпельской площади в нее были включены вулканиты молюдвожской свиты под наименованием западных фаций кокпельской свиты [77]. Позже она была включена в состав грубешорской свиты O1-2 [94].

В настоящее время кокпельская свита выделяется в юго-восточной части описываемой площади, в бассейне верховьев рек Кокпела, Тумболова, Молюдмусюр-Ю и Игядейюган. Свита выходит в виде полосы северо-восточ­ного простирания длиной 21 км при ширине от 1 до 4 км.

Кокпельская свита рассматривается в качестве фациального аналога грубеинской свиты в Восточно-Лемвинской подзоне и представлена метабазальтами массивными и миндалекаменными, спилитами и аповулканогенными сланцами. Отличается от вулканогенных пород молюдвожской свиты отсутствием в разрезе вулканитов кислого состава. Однако следует отметить, что в свите находятся субсогласные тела риолитов, которые условно относят к пожемскому риолитовому комплексу [25, 137].

По нашим наблюдениям на водораздельной части в районе горы Игядейтайкеу в разрезе свиты присутствуют филлитовидные сланцы, а также зеленоцветные тонкослоистые песчаники и туфопесчаники с редкими прослоями и линзами гравелитов и конгломератов. Галька в конгломератах уплощенная, хорошоокатанная. Характерной особенностью конгломератов является присутствие в их составе ярко-зеленой гальки эпидотизированных пород.

Один из опорных разрезов свиты находится восточнее описываемой площади на р. Кокпела [95] и представлен 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. Обломки таких же яшмоидов среди отложений свиты были встречены нами в районе горы Игядейтайкеу.

На породы свиты наложены метаморфические изменения фации зеленых сланцев. В сланцах практически отсутствуют структуры и минеральные парагенезисы протолита. Типичными представителями кокпельских метаморфитов являются актинолит-эпидот-хлорит-альбитовые ортосланцы по основным эффузивам и долеритам. Широко развиты в составе свиты милониты и филлониты с порфирокластической и милонитовой структурами. При преобразовании терригенных пород формируются субпараллельные зоны, обогащенные стильпномеланом, зеленым хлоритом и кварцем. В составе сланцев и милонитов кокпельской свиты зачастую одним из главных компонентов является глаукофан, обычно в ассоциации с мусковитом, серицитом, хлоритом и лейкоксеном, где он слагает основную ткань метаморфитов. Метасоматоз выражается в широком развитии в породах свиты эпидота, альбита и кварца.

По результатам силикатного анализа (две пробы) вулканиты кокпельской свиты на описываемой территории можно отнести к андезибазальтам и трахиандезибазальтам, низко- и умереннокалиевым [54].

По химическому составу вулканогенные породы, по мнению М. А. Шиш­ки­на [152], идентичны габбродолеритам орангъюганско-лемвинского комплекса.

В результате геохимического опробования разреза кокпельской свиты породы были разделены на четыре выборки: филлитовидные сланцы, песчаники, метапесчаники и эффузивы основного состава.

Филлитовидные сланцы кокпельской свиты (26 проб) по сравнению с региональными кларками содержат повышенные концентрации Cr, Ni, Pb в 1,52 раза и Cr в 3 раза. Пониженный уровень содержаний отмечается для Mn, Ti, Cu в 2 раза. Остальные элементы находятся на уровне фона.

В песчаниках (22 пробы) повышенные содержания по сравнению с кларками в земной коре характерны для Cr, Y, Li, Ni, Co и Ga в 1,52 раза, Mn, Cu, Zn и P в 2,53 раза, V и Sc в 4 раза. Следует отметить аномально высокие содержания в песчаниках Cd, концентрация которого превышает кларк и региональный фон в 50 раз! Пониженные содержания по сравнению с кларками можно отметить только для Ti и Zr в 22,5 раза.

Метапесчаники (22 пробы) по геохимическим особенностям близки к песчаникам, однако не содержат повышенных концентраций Cd. Они по сравнению с кларками обогащены Cr, Li, Co, Zn, P и Ga в 1,52 раза, V в 4 раза. Метапесчаники обеднены Zr и Yb в 1,52,5 раза, Ti в 4 раза. Остальные элементы находятся на уровне фона.

Эффузивы основного состава (семь проб) по сравнению с кларками содержат повышенные концентрации только Ba и Pb в 22,5 раза. Обеднены Mn, V и Sn в 2 раза, Cr в 3 раза, Ni и Co в 4 раза и Ti в 8 раз. По содержаниям остальных элементов существенно не отличаются от основных пород земной коры.

При сравнении средних содержаний химических элементов вулканитов основного состава кокпельской и молюдвожской свит можно отметить между ними значительные различия.

Вулканиты молюдвожской свиты по сравнению с кокпельскими больше содержат Cr, Zr, Y, Yb и Zn (в 1,31,6 раза), Ti (в 2,5 раза). Меньше в породах молюдвожской свиты, а соответственно в кокпельской больше – Mn, V и Pb (в 1,31,5 раза), Cu и P (в 22,5 раза), Ва (в 4 раза). В кокпельской свите на уровне фона отмечаются устойчивые содержания Мо, которые не характерны для вулканитов молюдвожской свиты.

В итоге основные породы молюдвожской и кокпельской свит отличаются по средним содержаниям большей части химических элементов, входящих в их состав. Наиболее контрастными по содержаниям элементами являются Ti, Ва, Cu, P.

По результатам определения физических свойств, плотность туфопесчаников и туфоконгломератов кокпельской свиты составляет 2,652,71 (средняя 2,68 г/см3.

Вулканогенные отложения кокпельской свиты в условиях хорошей обнаженности дешифрируются на АФС достаточно уверенно.

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.

Возраст кокпельской свиты, по находкам в стратотипическом разрезе на р. Кокпела, ордовикских микрофоссилий [95], а также по наблюдающимся соотношениям с грубеинской и погурейской свитами установлен как ранне­ордовикский.

Наблюдаемая мощность свиты – 450700 м.

Ордовикская система, нижний–средний отделы

Молюдмусюрская свита (O1-2?md). Название дано по р. Молюдмусюр-Ю, выделена свита в 1962 г. В. Н. Гессе, входит в состав Восточно-Лем­винской подзоны. Б. Я. Дембовским отложения ее из-за внешнего сходства по литологии и наличию предположительно стратиформного медного оруденения с серебром были отнесены к манитанырдской серии и рассматрива­лись в качестве эрозионно-тектонического окна елецких фаций. Н. В. Люти­ковым [115] в процессе проведения ГДП-50 на рассматриваемой территории эти отложения были описаны как молюдвожская фация грубеинской свиты.

Опорный разрез расположен на описываемой площади по р. Сред. Кокпела [30]. Отложения молюдмусюрской свиты выходят в юго-восточной части площади в виде полосы длиной 35 км при ширине от 2 до 6 км от верховьев р. Молюдмусюр-Ю на юге до верховьев р. Покойница-Шор на севере. Полоса изогнута в виде дуги на восток при общем северо-восточном простирании пород.

Относительно разреза молюдмусюрской свиты существуют две точки зрения. Н. В. Лютиков [115] считает, что на рассматриваемой площади разрез свиты исключительно осадочный, а все присутствующие в нем согласные тела базальтов, долеритов и габбродолеритов относятся либо к силлам орангъюганско-лемвинского габбродолеритового комплекса, либо к вулканитам молюдвожской или кокпельской свит, находящихся с этими отложениями в сложных тектонических cоотношениях. По его данным, разрез молюдвожской фации грубеинской свиты (молюдмусюрская свита) на описываемой площади представлен ритмичнослоистыми пачками, состоящими из переслаивающихся песчаников, алевролитов, филлитовидных сланцев красноцветных и зеленоцветных с прослоями конгломератов (конгломерато-песчани­ково-сланцевая толща). Красноцветная часть разреза, вероятно, отвечает нижним горизонтам свиты (по аналогии с манитанырдской серией Елецкой зоны). Серо-зеленоцветная, относительно более грубозернистая часть разреза с конгломератами в основании, по его мнению, входит в состав верхней части свиты, формируя самостоятельный ритмоцикл.

Наиболее полно отложения молюдмусюрской свиты на площади работ представлены по р. Сред. Кокпела. Здесь Н. В. Лютиковым [115] был детально снизу вверх описан следующий разрез.

 

1. Кирпично-красные алевросланцы средне-мелкозернистые, ритмичнослоистые           ..................................................................................................................................... 11 м

2. Алевропесчано-алевросланцевая красноцветная пачка тонкоритмичного строения, мощность циклитов 3–5 см......................................................................................................       5 м

3. Алевросланцевая красноцветная пачка. В циклитах среднезернистые алевролиты переходят в мелкозернистые алевросланцы......................................................................................       2 м

4. Алевросланцевая филлитовидная красноцветная пачка......................................       2 м

5. Алевросланцевая красноцветная пачка.................................................................     15 м

6. Алевросланцево-филлитовидная красноцветная пачка ......................................     12 м

7. Алевропесчано-сланцевая красноцветная пачка ..................................................       5 м

8. Существенно алевросланцевая красноцветная пачка ..........................................     10 м

9. Алевросланцево-филлитовая красноцветная пачка .............................................       5 м

10. Алевропесчано-алевросланцевая красноцветная пачка ....................................       5 м

11. Алевросланцево-филлитовая красноцветная пачка, до 30 % объема которой составляют алевропесчано-алевросланцевые циклиты .....................................................................     10 м

12. Алевропесчано-алевросланцевая красноцветная пачка ....................................       9 м

13. Алевропесчано-алевросланцевая красноцветная пачка ....................................     10 м

14. Существенно алевросланцевая красноцветная пачка ........................................     15 м

15. Чередование красноцветных существенно алевросланцевых циклитов (30 %) с алевропесчано-алевросланцевыми (50 %) циклитами и песчано-алевросланце­выми .................     17 м

16. Алевролито-алевросланцевая красноцветная пачка ..........................................     26 м

17. Алевросланцево-филлитовая красноцветная пачка ...........................................     25 м

18. Красноцветные алевропесчаники и алевросланцы ............................................     15 м

19. Алевролито-алевросланцевая красноцветная пачка ..........................................       5 м

20. Существенно алевросланцевая зеленоцветная пачка ........................................       8 м

21. Алевросланцево-филлитовая красноцветная пачка ...........................................     10 м

22. Чередование красноцветных алевролито-алевросланцевых циклитов с алевропесчано-алевролитами и песчано-алевролитовыми циклитами .........................................................     39 м

23. Алевропесчано-алевросланцевая красноцветная пачка ....................................       5 м

24. Алевропесчано-алевросланцевая красноцветная пачка ....................................       5 м

25. Алевропесчано-алевросланцевая пестроцветная пачка ....................................       8 м

26. Алевропесчано-алевросланцевая пестроцветная пачка (зелено-красно­цвет­ная)             .....................................................................................................................................  20 м

Следующая часть разреза после перерыва.

27. Существенно песчаниковая красноцветная пачка, средне-крупнозернистые песчаники сменяются средне-мелкозернистыми ....................................................................................     30 м

28. Зона дробления .....................................................................................................     30 м

29 Песчаниково-алевросланцевая красноцветная пачка .........................................     10 м

30. Алевропесчано-алевросланцевая красноцветная пачка ....................................     20 м

31. Чередование песчано-алевросланцевых и алевропесчано-алевросланцевых красноцветных циклитов ............................................................................................................................     10 м

32. Песчаниково-алевросланцевая красноцветная пачка ........................................     15 м

33. Алевропесчано-алевросланцево-филлитовая красноцветная пачка .................     20 м

34. Алевролито-алевросланцевая красноцветная пачка, переходящая в песчано-алевросланцевую .....................................................................................................................................     20 м

35. Алевропесчано-алевросланцево-филлитовые красноцветные циклиты

36. Песчаниково-алевросланцевая красноцветная пачка, переходящая в алевропесчано-алевросланцево-филлитовую ..................................................................................................     15 м

37. Песчаниково-алевросланцевая красноцветная пачка ........................................     20 м

38. Тектонизированные метадолериты

39. Алевропесчано-алевросланцевая красноцветная пачка, вверху переходящая в песчаниково-алевросланцевую толщу с фауной микрофоссилий ......................................................     40 м

40. Алевропесчано-алевросланцево-филлитовая красноцветная пачка .................     30 м

41. Алевросланцево-филлитовая красноцветная пачка ...........................................     15 м

42. Песчано-алевросланцевая красноцветная пачка, вверху переходящая в алевросланцево-филлитовую толщу ...........................................................................................................     15 м

43. Алевросланцево-филлитовая красноцветная пачка ...........................................     20 м

Далее после перерыва:

44. Песчанико-конгломератовая зеленоцветная пачка, представленная переслаиванием песчаников, конгломератов и гравелитов ................................................................................     40 м

45. Выше разрез наращивается алевро-песчаниковой ритмичнослоистой сероцветно-зеленоцветной толщей

 

Общая мощность описанного разреза – 650 м.

Из этого разреза Б. Я. Дембовским [31] отобраны ордовикские микрофоссилии Lophosphaeridium obtusatum Tim., Trachysphaeridium atteniatum Tim., Baltisphaeridium bifurcatum (Timofeev) F. Martin, Leiosphaeridia cetina Tim., L. еisenackii Pocock, Gloeocapsomorpha prisca Zal., Tylosphacricium unduratum Tim., Traperochitina(?) sp. (определения Л. Н. Ильченко).

По данным Н. В. Лютикова [115], южнее в районе Молюдвожского проявления меди (верховья р. Тумболова) из этой же полосы отложений собрана и определена фауна, характерная для раннего–низов среднего ордовика: Limbimurina ex gr. insueta Cooper, Hesperorthis sp., Howellites(?) sp., Strophomena sp., Rafinesguina(?) sp., Kullervo ex gr. complectens (Wiman), Laticrura ex gr. inconstaus сf. flabellatus Jelt. et Stuk.

На руч. Тумболовавож из известковых алевролитов верхов разреза собраны конодонты, брахиоподы и криноидеи низов среднего ордовика Limbi­murina ex gr. insucta Cooper, Hesperortis sp., Laticrura ex gr. inconstans Williams, Hemicosmites vajgatschensis Jelt. et Stuk и др. [95].

По нашему мнению, разрез молюдмусюрской свиты осадочно-вул­ка­ногенный, на это указывают как наши наблюдения, так и материалы предыдущих исследователей. А. И. Водолазский [79] отмечает на описываемой площади в терригенном разрезе молюдмусюрской свиты присутствие эффузивов основного и кислого составов, а также их туфов. По нашим наблюдениям, в верховьях рек Сред. и Ниж. Кокпела выходят многочисленные абсолютно согласные горизонты метабазальтов, между которыми картируются прослои туфов и туфопесчаников.

На соседней, примыкающей с юга площади, Д. Н. Ремизовым [23] описан разрез молюдмусюрской свиты, в состав которой также включены вулканиты. В основании этого разреза находятся полимиктовые метагравелиты, метаконгломераты и туфогравелиты. Выше преобладают красноцветные и серо-зеленые, часто гематитсодержащие, кварцевые и олигомик­товые песчаники, реже филлитовидные и альбит-хлорит-актиноли­товые сланцы с прослоями альбитизированных метабазальтов, метариолитов и метадацитов.

Петрографическое описание шлифов в пределах рассматриваемой территории показывает, что основные породы свиты представлены метабазальтами, которые в различной степени подвергались процессам метасоматоза (эпидотизация, хлоритизация, соссюритизация, альбитизация) и милонитизации вплоть до образования метасоматитов и милонитов. Эти породы согласно залегают в разрезе, образуя маркирующие горизонты, повторяющие элементы пликативной структуры. По нашему мнению, вулканиты находятся в верхней части разреза молюдмусюрской свиты.

На породы свиты наложены метаморфические изменения фации зеленых сланцев. Сланцы, сформировавшиеся по вулканогенно-осадочным породам, имеют порфиробластическую структуру с гранолепидонематобластовой основной массой. Роль порфиробласт чаще всего выполняет хлорит или эпидот, а кварц, актинолит, хлорит и серицит слагают основную ткань. Аркозовые песчаники превращены в порфиробластовые серицит-полевошпатово-квар­цевые сланцы. Порфиробласты составляют около 2530 % и представлены большей частью кварцем, в меньшем количестве – калинатровым полевым шпатом, кислым плагиоклазом – альбитом, олигоклазом (№ 18). Цемент перекристаллизован в биотит-кальцит-хло­рит-серицитовый агрегат.

Повсеместно породы свиты испытали динамометаморфические преобразования. В шлифах определяются милониты по туфогенным и терригенным породам. Структура таких пород милонитовая, порфирокластическая (иногда порфиробластовая), текстура сланцеватая, микроплойчатая. В единичных шлифах, отобранных вблизи Приводораздельного надвига, встречаются участки, обогащенные тонкоигольчатым глаукофаном.

По химическому составу вулканиты молюдмусюрской свиты отличаются от основных пород орангъюганско-лемвинского комплекса. Породы комплекса по сравнению с молюдмусюрскими вулканитами содержат более высокие средние концентрации Cr, Zr и Ni (в 1,4–1,8 раза), Ge (в 2 раза) и Ti (в 3,5 раза). Кроме того, в них присутствует на уровне кларка Ag, которое практически отсутствует в основных породах молюдмусюрской свиты.

Основные вулканиты молюдмусюрской свиты содержат больше в 1,31,7 раза Mn, Yb, Zn, P и в 2 раза Li и Sn, чем породы орангъюганско-лем­винского комплекса.

Таким образом, породы оранъюганско-лемвинского комплекса и основные эффузивы молюдмусюрской свиты отличаются по содержанию ряда химических элементов.

По результатам силикатного анализа, вулканиты молюдмусюрской свиты относятся к низкокалиевым базальтам, редко к трахибазальтам, а в исключительных случаях – к щелочным базальтоидам [54].

Геохимическое опробование отложений свиты предшественниками не выявило в разрезе свиты аномальных содержаний рудных элементов, за исключением минерализации халькозин-борнитового типа на границе красно­цвет­ных и зеленоцветных отложений. Постоянным спутником меди в этом процессе является серебро (десятки г/т). По мнению Б. Я. Дем­бовского и Н. В. Лютикова, это говорит о присутствии в терригенном разрезе свиты медной минерализации формации медистых песчаников. Типичным представителем этого типа считается Молюдвожское проявление меди.

Однако не все разделяют эту точку зрения. Так, А. И. Водолазский связывает медную минерализацию в отложениях молюдмусюрской свиты с субинтрузивными образованиями предположительно орангъюганско-лемвинского комплекса.

По результатам проведенного авторами профильного геохимического опробования разреза молюдмусюрской свиты было составлено шесть выборок: песчаники, сланцы, эффузивы основного состава, туфопесчаники, эпидотизированные породы и известняки.

Песчаники молюдмусюрской свиты (53 пробы) по сравнению с кларками песчаников в земной коре содержат повышенные концентрации Mn, Cr, P и Ga в 1,52 раза, V и Zn в 2,53 раза. Меньше присутствует в них Li в 1,5 раза, Ti и Zr в 3–3,5 раза. Остальные химические элементы, включая Cu и Ag, близки к кларковым содержаниям.

Филлитовидные сланцы (29 проб) по сравнению с региональным фоном больше содержат Mn, Ti, Li и Co в 1,72 раза, Cu в 2,5 раза. Пониженные концентрации в сланцах характерны для Zr, Ni, P и Ge в 1,52 раза, Pb в 3 раза и Cr в 4 раза.

Эффузивы основного состава (16 проб) по сравнению с кларками основных пород земной коры содержат повышенные концентрации Yb, Zn и Pb в 1,52 раза. Пониженные содержания химических элементов характерны для Zr, Co, Ni и Ge в 1,52 раза, V и Cr в 34 раза, Ti в 7 раз. Остальные химические элементы близки к фону.

Туфопесчаники (12 проб) по сравнению с кларками земной коры содержат больше в 1,5–2 раза только Cr и P. Породы обеднены Mn, Yb, Li, Co и Ge в 1,5–2 раза и Ti в 3,5 раза.

Эпидотизированные породы (8 проб) по сравнению с региональными кларками содержат повышенные концентрации V, Cr, Zr, Yb, Ni, Co, Cu, Zn и Ge в 1,52 раза. Особо следует отметить аномально высокие содержания в эпидозитах Cd, концентрация которого превышает кларк и региональный фон в 30 раз! Пониженные содержания отмечаются для Li в 2 раза, Ti в 2,5 раза и Pb в 5 раз.

Известняки представлены 5 пробами. Повышенные концентрации по сравнению с кларками карбонатных пород земной коры отмечаются для Mn, Ti и V в 1,52 раза, Ni и Cu в 2,53 раза, Cr и Y в 3,54 раза, Zr в 5 раз, Ва в 8 раз. Пониженные содержания в карбонатных породах можно отметить только для Li в 1,7 раза.

Таким образом, в отношении металлогении наиболее интересны карбонатные породы с повышенными концентрациями Cu, Y и Ba. Заслуживают внимания также эпидотизированные породы с аномально высокими содержаниями Cd. К сожалению, выборка эпидозитов недостаточно представительна, поэтому факт накопления Cd требует дополнительных исследований.

В метасоматически измененных метапесчаниках и базальтах (окварцевание, эпидотизация, карбонатизация) были выявлены небольшие концентрации платины (1020 мг/т).

Определение физических свойств песчаников и пород основного состава показало, что плотность песчаников молюдмусюрской свиты варьирует в пределах 2,632,99 (средняя 2,68) г/см3, а вулканитов основного состава 2,623,02 (средняя 2,82) г/см3.

На АФС отложения свиты дешифрируются относительно слабо, выделяясь по более мягкому фоторисунку по сравнению с погурейской и молюдвожской свитами.

Все контакты свиты с окружающими отложениями тектонические, поэтому ее стратиграфическое положение в разрезе Лемвинской зоны остается дискуссионным.

Возраст молюдмусюрской свиты на основании приведенных выше фаунистических остатков принимается ранне-среднеордовикским.

Общая мощность свиты на описываемой территории, по оценке Н. В. Лю­тикова, более 650 м. На примыкающей с юга соседней площади мощность свиты оценивается до 720 м [23].

 

Ордовикская система, средний–верхний отделы

Харбейшорская свита (O2-3hb) впервые была выделена К. Г. Вой­новским-Кригером (1942 г.). Находится в пределах Восточно-Лемвинской подзоны. Закартирована как самостоятельное подразделение только в крайней юго-восточной части описываемого листа. Свита изучена недостаточно хорошо, поэтому описание приводится по соседней примыкающей с востока площади [24]. Разрез свиты терригенный и представлен переслаиванием зеленоцветных песчаников, алевропесчаников, алевролитов и глинисто-хло­ритовых сланцев.

Стратотипический разрез расположен в северной части Лемвинской зоны на руч. Харбей-Шор, притоке р. Елец. Свита имеет двучленное строение [152].

Нижняя подсвита – зеленоцветная сложена преимущественно зелеными и серо-зелеными песчаниками, алевролитами, часто переслаивающимися с равными по мощности прослоями алевритистых сланцев (150–200 м).

Верхняя подсвита – темноцветная сложена зелено-серыми (табачными) и темно-серыми до черных алевролитами и алевритистыми кремнисто-гли­нистыми сланцами (200–250 м).

Песчаники образуют массивные пласты мощностью 1–3 м. Однако местами (истоки р. Игядей-Егарт) свита имеет ритмичнослоистое строение и представлена переслаивающимися песчаниками, алевролитами и аргиллитами.

Контакт верхней части грубеинской и кварцевых и олигомиктовых обломочных пород харбейшорской свиты описан в верховьях рек Вост. Кокпела, Игядейюган и Нелкаюган. Переход между отложениями грубеинской и хар­бей­шорской свит постепенный. В основании харбейшорской свиты находится пачка переслаивания красных филлитов и светло-серых кварцевых алевролитов мощностью 20–30 м.

Из органических остатков в харбейшорской свите за пределами площади известны единичные находки дендроидных граптолитов Didymograptus sp. в нижней подсвите и ордовикские акритархи в верхней части разреза [147].

По положению в разрезе, а также по находкам фауны возраст харбейшорской свиты определяется как средне-верхнеордовикский.

Мощность отложений свиты за пределами площади оценивается в 650–700 м [24].

Ордовикская система, нижний–верхний отделы

Грубеинская и харбейшорская свиты нерасчлененные (O1-3gr-hb) закартированы в южной части территории листа, где формируют синформу Грубеинского покрова в составе Восточно-Лемвинского пакета покровов. Выходы вытянуты в северо-восточном направлении на 25 км от среднего течения р. Тумболова на северо-востоке до бассейна среднего течения р. Молюдмусюр-Ю на юго-западе. Ширина выходов – от 2 до 10 км. В юго-западной части листа отложения нерасчлененных свит выходят узкой полосой среди поля меловых отложений в составе фрагмента Грубеинского покрова. В связи с плохой обнаженностью выделить раздельно грубеинскую и харбейшорскую свиты не представляется возможным. Разрез терригенный, представлен переслаиванием зеленоватых, зеленовато-серых и сероватых песчаников, алевропесчаников, алевролитов, глинистых и глинисто-хлорито­вых сланцев. Породы изменены до фации зеленых сланцев.

По результатам определения физических свойств, плотность осадочных пород нерасчлененных свит – 2,582,73 (средняя 2,71) г/см3.

Общая мощность отложений нерасчлененных грубеинской–харбейшор­ской свит оценивается в 8501500 м [23].

Пагатинская, кибатинская, качамылькская свиты нерасчлененные (O1-3pt-k½) расположены в пределах Западно-Лемвинской СФЗ. Развиты в эрозионно-тектонических окнах в бассейне рек Пага, Покойница-Шор, Кокпела; в районе озер Кибанты, Вангулянхасырей и протягиваются в северо-восточном направлении на 24 км при ширине выходов от 1 до 5 км. Опорные разрезы пагатинской и кибатинской свит на описываемой площади расположены по рекам Пага и Покойница-Шор. Ордовикские отложения выделяются в качестве нерасчлененного литокомплекса ввиду слабой обнаженности территории для прослеживания отдельных свит.

Пагатинская свита выделена К. П. Евсеевым [97] в 30-метровом разрезе по р. Пага. Вышележащие петельчатые известняки были отнесены им к кибатинской свите. В начале 1970-х годов В. Н. Гессе [18] эти отложения включил в состав чигимской свиты среднеговерхнего ордовика. Позднее отложения чигимской свиты на основании находок конодонтов частично были переведены в пагинскую и няньворгинскую свиты, а нижнеордовикскую часть разреза в составе пагатинской и кибатинской свит А. И. Водолазский [82] предложил объединить под общим названием «пагатинская свита», включив в ее состав 200-метровую пачку известковистых алевроглинистых сланцев и алевролитов. Важность выделения самостоятельного стратиграфического подразделения для данного своеобразного глауконитсодержащего типа разреза была позднее обоснована Н. В. Лютиковым [115].

Пагатинская свита представлена серовато-зелеными глауконитовыми полевошпат-кварцевыми песчаниками и алевролитами с прослоями карбонатных, гравийных и грубозернистых разностей. В прослоях известковистых пород присутствует обильная фауна брахиопод и трилобитов раннего тремадока. В разрезе наблюдается постепенный переход от глауконитовых песчаников к известнякам петельчатого облика.

Ниже приводится описание опорного разреза по р. Пага (снизу вверх) [115].

 

1. Песчаники серые, зеленовато-серые средне-крупнозернистые полимиктовые с глауконитом .............................................................................................................................................       1 м

2. Известняки органогенные темно-серые крупнозернистые .................................       3 м

3. Песчаники зеленовато-серые средне-крупнозернистые полимиктовые с глауконитом и обильными органическими остатками брахиопод и трилобитов ...............................................     9,5 м

4. Сланцы алевроглинистые зеленовато-серые с тонкими линзовидными прослоями
и сгустками серых глинистых известняков (конодонты:
Scandodus varanguensis Viira, Cordylodus rotundatus Pan., Oistodas inaegualis Pan, Acodus tetrahedron Lind)......................................................................        10 м

5. Известняки глинистые, тонкослоистые «бахромчатые», с мощностью отдельных слойков до 12 см, узорчатый рисунок за счет глинистых слойков мощностью 13 мм ..............     17 м

6. Переслаивание слоистых пелитоморфных известняков (24 см) с мелкокомковатыми разностями и редкими прослоями (до 4 см) алевроглинистых зеленовато-серых сланцев (конодонты Drepanodus homocurvatus Lind., D. proteus Lind., DScul­ponea Lind., Acodus erectus Pand., определения Л. С. Колесник).......................................................................................................     25 м

7. Переслаивание плитчатых известняков с комковатыми глинистыми известняками     ......................................................................................................................................  5 м

8. Известняки пелитоморфные зеленовато-серые плитчатые с волнистой поверхностью наслоения ....................................................................................................................................    2,5 м

9. Зона интенсивного выщелачивания и ожелезнения по глинистым сланцам и известнякам  ...................................................................................................................................  1,5 м

 

Из нижней части разреза (слои 13) неоднократно (В. А. Котович, С. Н. Волков, К. П. Евсеев, В. Н. Гессе, В. Г. Варганов) проводились сборы фауны. По наиболее полному определению возраст вмещающих слоев датируется ранним тремадоком (брахиоподы Alimbella armata pagaensis Andreeva, Medessia uralica Andreeva, Altorthis kinerlensis Andreeva, Tritoechia lermon­tovae (Lessn.), Syntrophopsis sp.; трилобиты Dolgeulomo multicata Ancigin spnov.; конодонты Cordylodus proavus Muller, Oncotodus singularis Nass.

Из перекрывающих петельчатых известняков (слои 5–8) собран верхне-тремадокский комплекс фауны (брахиоподы Obolus sp., Orthidae sp. indet; трилобиты Niobe sp., Apatokephalus(?) sp. indet; конодонты Acodus erectus Pander, Acentiodus variabilis Lindstrom). По данным Л. С. Колесник, возраст по конодонтам, как груботерригенной части, так и вышележащих известняков, моложе и датируется соответственно поздним тремадоком и аренигом.

По данным А. И. Водолазского [82], для полимиктовых песчаников характерна слабая окатанность обломочного материала, в составе которого от 40 до 60 % кварца, до 35 % полевых шпатов, 2025 % обломков риолитов и гранитов. В песчаниках присутствуют единичные прослои гравелитов и линзочки песчанистого глауконитсодержащего известняка.

Подстилающие отложения неизвестны. А. И. Водолазским было высказано предположение о том, что нижняя граница свиты может проходить и в верхнем кембрии, в связи с тем что собранная в основании разреза фауна соответствует пограничной с кембрием зоне раннего тремадока. В районе правобережья р. Покойница-Шор пагатинская свита согласно перекрывается сходными по составу отложениями кибатинской свиты. Общая нормальная мощность вскрытого разреза пагатинской свиты, включая петельчатые известняки, оценивается Н. В. Лютиковым в 70 м.

Кибатинская свита. Отложения свиты выходят в районе правобережья р. Покойница-Шор, а также в районе озер Кибанты и Вангулянхасырей. По данным А. И. Водолазского [82], наиболее полный разрез в пределах листа обнажается на р. Покойница-Шор и представлен переслаиванием зеленовато-серых пелитоморфных, реже – зернистых известняков с зеленовато-серыми известковистыми алевритистыми сланцами и алевролитами. Нередко известняки имеют хорошо выраженную петельчатую текстуру и почти повсеместно содержат створки моллюсков. Для пород характерно присутствие глауконита, а иногда и примеси пирокластического материала.

В районе озер Кибанты и Вангулянхасырей отмечаются пласты петельчатых глинистых известняков с фауной Apatokephalus serratus Sars et Boeck верхов тремадока [82].

Глинистые и алевритистые известняки составляют 1015 % разреза. Фаунистические датировки по брахиоподам и конодонтам из нижних горизонтов свиты [84, 82, 38] указывают на самые верхи тремадока или арениг. Выше по разрезу петельчатые известняки содержат конодонты аренига. Видимая нормальная мощность свиты, по оценке А. И. Водолазского, составляет 200250 м.

Разрез отложений на реках Пага и Покойница-Шор увязывается Н. В. Лю­тиковым [115] с аналогичными разрезами на Погурее и Кокпеле, для которых характерна общность литологических особенностей: наличие петельчатых известняков и присутствие в отложениях глауконита. Видимая мощность свиты – около 230 м. Непосредственно верхний контакт свиты не обнажен, однако предполагается согласное налегание на нее развитых поблизости отложений качамылькской свиты среднеговерхнего ордовика.

Качамылькская свита впервые была выделена К. Г. Войновским-Кри­гером [83, 8] в северной части Лемвинской зоны в пределах возвышенности Качамыльк. Первоначально возраст свиты был определен как средне-поздне­ордовикский. Позднее К. Г. Войновский-Кригер предложил расширить ее возрастной интервал до ранне-позднеордовикского, однако результаты последующих работ не подтвердили этого предположения.

Отложения качамылькской свиты на рассматриваемой территории были описаны А. И. Водолазским [82] в бассейне р. Пага, вблизи впадения в нее р. Покойница-Шор. Разрез представлен толщей переслаивания известняков, иногда песчанистых или глинистых петельчатых с зеленовато- и темно-серыми углистыми аргиллитами. Из петельчатых известняков отобрана фауна конодонтов Acodus deltatus McTavish, A. erectus Pander и др., по заключению В. А. Наседкиной, – аренигского возраста, а также брахиоподы Orthis sp., Siphonotreta sp., Obolus sp., которые, по заключению О. Н. Андреевой, имеют среднеордовикский возраст. Мощность описанного разреза качамылькской свиты – 200 м.

По мнению А. И. Водолазского, это единственное в Лемвинской зоне место, где можно наблюдать нормальный контакт между отложениями качамылькской и перекрывающей ее харотской свитой. В перекрывающих известняках, пестроцветных аргиллитах и глинистых сланцах харотской свиты установлены граптолиты среднего лландовери, что, однако, указывает на тектонические соотношения ввиду выпадения нижнелландоверийской части харотской свиты.

Карадокский и основание ашгиллского яруса качамылькской свиты на р. Пага сложены в основном глинистыми известняками с прослоями аргиллитов и углисто-кремнисто-глинистых сланцев. Мощность этой части разреза автором не приводится.

Наиболее детально свита изучена за пределами площади на Парнокском месторождении железо-марганцевых руд [147, 149], а также по буровым скважинам Качамылькской площади [148]. В ее составе выделяются три подсвиты. Нижнекачамылькская (покойникшорская) подсвита представлена песчаниками и известковистыми алевролитами с прослоями и линзами песчанистых известняков. Среднекачамылькская (пачешорская) подсвита сложена известковистыми алевролитами с линзами песчаников и петельчатых известняков. Верхнекачамылькская (парнокская) подсвита представлена пелитоморфными, углистыми и петельчатыми известняками. В районе Парнокского месторождения в кровле верхней подсвиты развиты марганцовистые пелитоморфные известняки с прослоями карбонатных марганцевых руд, а возраст верхней части качамылькской свиты по фауне установлен в интервале верхи лланвирна–ашгилл [147].

Мощность качамылькской свиты и строение разреза на территории листа ввиду отсутствия протяженных разрезов установить сложно. Общая мощность качамылькской свиты за пределами описываемой площади может достигать 1000 м.

Метаморфизм ордовикских отложений Западно-Лемвинской подзоны выразился в слабоориентированных текстурах, оптически ориентированных чешуйках гидрослюды (микролинзовидно-сланцеватая структура). Карбонатные породы практически нераскристаллизованы и представлены криптозернистыми известняками.

В зонах разломов породы брекчированы и залечены микрокристаллическим кварц-кальцитовым агрегатом халцедона. Локально отмечаются явления серицитизации и сидеритизации. Часто отмечаются единичные зерна зеленого цвета аутигенного глауконита.

В физических полях нерасчлененные свиты отражаются преимущественно в высокоомных значениях графиков СЭП, в магнитном и гравитационном полях отложения свиты характерными особенностями не проявлены.

По результатам измерения физических свойств, плотность осадочных пород варьирует от 2,50 до 2,69 при среднем значении 2,61 г/см3.

На АФС характерных особенностей фоторисунка выявить не удалось из-за повсеместного перекрытия коренных пород покровным чехлом рыхлых отложений, осложненных солифлюкционными потоками.

Возраст картируемого литокомплекса пагатинской, кибатинской, качамылькской свит нерасчлененных принимается, исходя из возраста входящих в него свит (с учетом данных для качамылькской свиты по Парнокскому месторождению), в интервале нижний тремадок–ашгилл.

Общая мощность нерасчлененных пагатинской, кибатинской и качамылькской свит на описываемой площади – более 520 м.

Силурийская система,
нижний отдел–девонская система, нижний отдел

Харотская свита (S1-D1hr) выделена К. Г. Войновским-Кригером [83, 9] на р. Харота, притоке р. Бол. Елец. Расположена в пределах Западно-Лемвинской и Восточно-Лемвинской структурно-формационных подзонах. Свита хорошо изучена и описана в литературе [9, 83, 47, 94, 65, 147, 152, 25 и др.]. Стратотип сборный, опорные разрезы отдельных частей свиты находятся за пределами площади на реках Лемва, Харута, Харота.

На площади работ харотская свита прослеживается на значительное расстояние в юго-западном направлении в виде узких тектонических клиньев шириной 0,5–1,5 км от верховьев рек Пальник-Ю, Пага и руч. Вангулян-Шор на северо-востоке до района гряды Молюдмусюр на южной рамке планшета.

На рассматриваемой территории свита представлена черносланцевыми отложениями (фтаниты, углисто-глинисто-кремнистые, углисто-глинистые сланцы) с прослоями петельчатых и плитчатых известняков, которые выклиниваются в восточном направлении.

По материалам А. И. Водолазского [82], разрез свиты делится на две толщи. Нижняя, силурийская выходит в районе рек Пага и Молюдмусюр-Ю. Это однообразная темноцветная толща переслаивания глинисто-кремнистых, углеродисто-кремнистых, углеродисто-глинистых сланцев, содержащих граптолиты, и пелитоморфных известняков преимущественно лландоверийско-венлокского, реже лудловского уровня.

Из нижней части разреза А. И. Водолазским [76] была собрана фауна граптолитов средне-верхнелландоверийского уровня: Campograptus communis (Lopw), Climacograptus rectangularis M'Coy, Glyptograptus tamariscuus (Nich), Pristiograptus sp., Hedrograptus sp. и нижнего венлока: Spirigraptus turriculatus (Barr.), Monograptus sp., Monoclimacis sp., Cyrtograptus sp., Diversograptus sp. (определения Т. Н. Корень).

В центральной части этого разреза выделяется конкреционная пачка, которая может быть использована в качестве маркирующего горизонта. Наиболее полно фаунистически охарактеризованный разрез конкреционной пачки находится на р. Молюдвож [23]. Пачка представлена черными углеродосодержащими кремнисто-глинистыми и глинистыми сланцами с тонкоплитчатой (до листоватой) отдельностью видимой мощностью 50–60 м. Характерной особенностью пачки является наличие известняков конкреционного типа: от мелких линз (до 2,5 см) до крупных караваеобразных мегаконкреций диаметром 1–1,5 м, вытянутых в суббудинированный слой. Среди вмещающих сланцев установлены граптолиты Stromato­graptus grandis (Sucss), Retiolites geinitzianus (Barr.), Monograptus priodon Bronn, M. marri Perner., M. spiralis (Geinitz), Cyrtograptus sp. indet, C. insue­tus Koren., характерные для зоны Mono­graptus spiralis позднелландоверийского возраста.

Вышележащие углеродсодержащие глинисто-кремнистые сланцы венлокского яруса фосфатоносны. Силурийская часть разреза харотской свиты имеет мощность не более 200 м.

Верхняя, нижнедевонская толща на описываемой площади, по материалам А. И. Водолазского [82], представлена разрозненными выходами по рекам Молюдмусюр-Ю, Кокпела, Пага и представлена углисто-глинистыми, углисто-кремнистыми сланцами с редкими прослоями серых и зеленовато-серых сланцев с линзочками или прослоями глинистых птероподовых известняков. На р. Кокпела известняки содержат примесь алевритовых зерен кварца (до 15–20 %) и прослои кварцевых алевролитов мощностью до 1,2 м.

В комплексе конодонтов из верхней части пачек петельчатых известняков по р. Молюдмусюр-Ю Т. В. Машковой и В. Н. Пучковым определены Spatho­gnathodus steinhornensis Carls, Neoprioniodus bicurvatus (Brans. et Mehl.), Ozar­kodina typica denckmanni Ziegler, Plestospathodus extensus Rhodes, Trichono­della aff. symmetrica (Branson et Mehl), Pelekysgnathus cf. serrata Jentzsch. Приведенный комплекс конодонтов позволяет отнести эти отложения к пражскому ярусу.

В составе харотской свиты выделяется ограниченный набор характерных для нее литотипов пород. Основную роль играют кремнистые, реже углисто-глинистые сланцы и известняки.

Кремнистые сланцы, черного или темно-серого цвета, состоят из микро- и криптокристаллической массы кварца пигментированного тонкораспыленным углистым веществом, в котором присутствуют редкие кристаллы пирита. В породе всегда наблюдается примесь (1–2 %) тончайших чешуек серицита и хлорита, присутствуют остатки радиолярий, выполненных халцедоном. Породы часто содержат примесь фторапатита, замещающего раковины радиолярий. Кремнистые сланцы лландовери–венлока являются по существу фтанитами (SiO2 89–92 %).

Углисто-глинистые сланцы – черные или пепельно-серые, в разрезах лудлова и пржидолия с «чернильной» побежалостью за счет окисления приуроченных к зоне гипергенеза соединений марганца. Сложены микрокристаллическим агрегатом кварцево-гидрослюдистого состава с примесью аутигенного турмалина и рутила.

Известняки темно-серого до черного цвета. В разрезе верхнего лландовери известняки крупнокристаллические тонкослоистые, нередко доломитизированные (MgCO3 до 35 %). Для лудловского и пражского ярусов типоморфными являются петельчатые известняки глинистые серого, желтовато-серого цветов (SiO2 до 15–20 %, Al2O3 до 6,8 %).

По мнению А. И. Водолазского [82], нижняя часть разреза харотской свиты со стратиграфическим несогласием перекрывает петельчатые известняки качамылькской свиты, однако контакт, ввиду выпадения нижнего лландовери, несомненно, тектонический. Верхняя граница свиты согласная и проводится по появлению в разрезе кварцитовидных песчаников пагинской свиты.

По результатам определения физических свойств нами установлено, что плотность кремнистых пород харотской свиты находится в интервале 2,482,62 (среднее 2,59) г/см3.

Геохимическое опробование пород свиты позволило выделить по литологии три выборки: кремнистые породы, углеродисто-кремнистые породы и известняки.

Кремнистые породы представлены 14 пробами. По отношению к региональным кларкам в них повышены содержания Cr и Zn в 1,7–2,5 раза, Ni и Tl в 4,5–5 раз, Mo в 7 раз, Ag в 66 раз! В кремнистых породах обнаружены платиноиды (Pt 10–15 мг/т, Pd 5 мг/т). Пониженные содержания отмечаются для V и Ga в 1,5–2 раза, Ti и Mn в 3,2–3,5 раза.

Углисто-кремнистые породы представлены 11 пробами. По отношению к региональным кларкам в них повышены концентрации Be, Zn и Pb в 1,5–2 раза, V, Cr и Tl в 2,5–3 раза, Ni в 6 раз, Mo в 10 раз, Cd в 30 раз, а Ag даже в 133 раза! Кроме того, в этих породах обнаружена Pt (10 мг/т). Меньше они содержат Ti и Zr в 2,5–3,5 раза, Mn в 6 раз.

Известняки. Выборка карбонатных пород малопредставительна и состоит из трех проб. По отношению к кларкам карбонатных пород земной коры в последних повышены содержания Cu и Mn в 2–2,5 раза, Ba в 16 раз. Пониженные концентрации отмечаются для Ti в 3 раза, Ni в 5 раз,V в 16 раз.

Таким образом, в металлогеническом отношении из отложений свиты наиболее интересны кремнистые и углисто-кремнистые породы, которые содержат повышенные концентрации Ni, Mo, Cd и Ag, известняки характеризуются повышенными содержаниями Ва.

По материалам А. И. Водолазского [82], углисто-кремнисто-глинистые сланцы венлокского возраста отличаются резко повышенной фосфатоносностью, вплоть до промышленных концентраций. Так, в расчистках по р. Молюдмусюр-Ю вскрыты 2-метровые пласты сланцев с содержаниями Р2О5
2–7 %. Оптическими и рентгеноструктурными методами была установлена в них фтор-апатитовая и франколитовая минерализация. Повышенные концентрации фосфора, бария и ванадия отмечаются им также в известняках пржидолия.

Из-за плохой обнаженности на АФС характерных особенностей фотоизображения выходов харотской свиты не отмечается. Следует отметить только то, что выходы чаще всего соответствуют депрессионным понижениям.

Возраст отложений харотской свиты на описываемой территории убедительно обоснован находками разнообразной фауны в интервале средний лландовери–пражский ярус нижнего девона. С учетом данных по Грубеинской площади [147, 148] и легенды Полярно-Уральской серии [153] возраст принимается в интервале нижнего лландовери–низов эмсского яруса нижнего девона.

Общая мощность харотской свиты на описываемой территории с учетом субизоклинальной складчатости –  не более 250 м.

Девонская система, нижнийсредний отделы

Пагинская свита (D1-2pg) впервые была выделена на р. Пага К. Г. Вой­новским-Кригером [4, 10]. Выходы и элювиальные развалы свиты в пределах Западно-Лемвинской структурно-формационной подзоны прослежены на северо-востоке по рекам Пальник-Ю, Пага и на их водоразделах, протягиваются далее непрерывной полосой через Самсоновы горы и среднее течение р. Тумболова до юго-западной границы описываемого планшета. Валидного стратотипа свиты нет. Опорный разрез на описываемой территории расположен по р. Пага.

Отложения пагинской свиты представлены мощной терригенной, ритмично построенной толщей турбидитного характера. Это многократное чередование серых, зеленовато-серых, темно-серых кварцевых и кварцитовидных песчаников, алевролитов, аргиллитов и глинистых сланцев. Реже присутствуют пачки и пласты глинисто-кремнистых сланцев и кремней. Среди кремней и углеродисто-глинистых сланцев иногда отмечаются горизонты глинистых известняков. В верхней части свиты редко присутствуют трахибазальты и их туфы.

По материалам А. И. Водолазского [82], в районе Пальникского проявления баритов разрез свиты начинается с пачки преимущественно кварцевых песчаников (55–60 %) с прослоями алевролитов, аргиллитов и алевроглинистых сланцев. Южнее на р. Пага состав песчаников меняется на кварц-полевошпатовый.

В каньоне р. Молюдвож в самом основании пагинской свиты Н. В. Лютиковым [115] из глинисто-кремнистых сланцев были собраны и определены конодонты Polygnathus serotinus Telf. эмсского яруса нижнего девона.

По материалам А. И. Водолазского [82], на реках Пальник-Ю, Кокпела и Молюдмусюр примерно в 80–100 м выше контакта с подстилающими петельчатыми известняками харотской свиты прослеживается горизонт (5–15 м) темно-бордовых окремненных алевролитов и глинистых сланцев, содержащих конодонты эйфельского яруса: Polygnathus cf. serotinus Telf., Pg. хylus Stauf., Pg. сf. pennatus Hinde, Pg. devoniana Hind, Ozarkodina sp., Ligonodina sp.

В районе Пальникского проявления баритов выше по разрезу расположена пачка аргиллито-алевролитового состава (аргиллиты 65 %) с маломощными прослоями алевритистых известняков и голубовато-серых баритизированных сланцев. Возраст отложений – позднеэйфельский, мощность пачки – 80 м.

Верхняя часть разреза пагинской свиты вскрыта скважинами на площади Пальникского проявления баритов [111, 92]. Ниже приводится описание, по Н. В. Лютикову, этой части разреза. Автором выделяются две толщи – верх­няя и нижняя.

Нижняя терригенная толща (58 м) (снизу вверх).

 

1. Песчаники кварцевые, кварцитовидные массивные серые .................................       6 м

2. Сланцы кремнистые зеленовато-серые, переслаивающиеся с глинисто-крем­нистыми сланцами темно-красного и зеленого цветов с многочисленными конодонтами ..............  10,5 м

3. Песчаники кварцитовидные массивные серые, с небольшим количеством обугленного растительного детрита ...........................................................................................................       3 м

4. Кремнистые сланцы тонко-среднеплитчатые, серые со слабым голубоватым оттенком, с конодонтами ..........................................................................................................................       5 м

5. Песчаники кварцевые, кварцитовидные с редким обугленным растительным детритом      .................................................................................................................................  26,5 м

6. Переслаивание глинисто-кремнистых сланцев от темно-серого до черного цвета с прослоями углеродисто-кремнистых сланцев ...........................................................................    7,5 м

 

Наиболее характерными отложениями, выполняющими роль маркера, являются пестроцветные глинисто-кремнистые образования слоев 2 и 4 с конодонтами эйфельского яруса. Они прослеживаются по всей Лемвинской зоне, являясь, видимо, фоновыми пелагическими осадками.

Выше на описанных отложениях залегает верхняя терригенная толща, которая делится на две пачки. Нижняя пачка (40 м) сложена преимущественно переслаиванием глинистых, углисто-глинистых сланцев и аргиллитов с пластом (2 м) кварцевых песчаников в основании. Верхняя пачка (38 м) представлена переслаиванием песчаников мелкозернистых кварцевых, серого цвета, с прослоями алевролитов, содержащих растительный детрит.

Выше вскрыта толща кремнисто-глинистых и глинистых сланцев с прослоями известняков, конкрециями барита и мергелями няньворгинской свиты. В сланцах – конодонты зоны Palmatolepis gigas.

На р. Пага в составе верхней толщи описана [115] пачка переслаивания серых, зеленовато-серых, с голубым оттенком, кремней с прослоями трахибазальтов и их туфов общей мощностью до 35 м.

Обломочный материал в песчаниках пагинской свиты 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, песчаники часто содержат растительный детрит. В черных разностях листоватых аргиллитов и алевролитов пагинской свиты отмечаются пылевидные частицы углистого вещества.

В составе обломков, кроме кварца, присутствуют гидрослюда и хлорит, иногда серицит. Количество гидрослюды и хлорита может достигать 10–33 % и изменяться обратно пропорционально содержанию песчаных фракций.

Алевролиты по составу кварцевые и содержат в небольшом количестве (менее 1 %) зерна альбита, микроклина, полевых шпатов, единичные обломки эффузивов, биотита, серицита, чешуйки гидрослюды.

Сланцы ассоциируют непосредственно с песчаниками и алевролитами. Состав – хлорит, гидрослюды (с той или иной примесью алевритовых зерен кварца). Окраска серая, темно-серая, зеленовато-серая) обусловлена преобладанием хлорита и гидрослюды. Темная окраска связана с появлением примеси углефицированного органического вещества.

По результатам определения физических свойств было установлено, что плотность кремнистых и углеродисто-кремнистых пород свиты находится в пределах 2,53–2,58 г/см3, известняков – 2,62–2,70 г/см3, средняя плотность пород пагинской свиты составляет 2,62 г/см3.

Отложения пагинской свиты характеризуются наличием стратиформного баритового оруденения промышленных масштабов, локализованного в верхних ее горизонтах за пределами описываемой площади в пределах Хойлинского баритового рудного узла с Хойлинским и Малохойлинским месторождениями [112]. На площади листа Q-41-XV находится Пальникское проявление баритов, приуроченное к этому же уровню.

В результате геохимического опробования по литологическому составу выделены две выборки: кремнистые породы и глинистые породы.

Кремнистые породы. Выборка состоит из пяти проб. По сравнению с региональными кларками, повышенные содержания отмечаются для Cr и Ni в 1,5–2 раза, Zr в 4 раза, Mo в 10 раз. Пониженные концентрации фиксируются для Ti, Yb, Li, Pb и Sn в 2–3 раза, Mn в 4 раза, V в 6 раз.

Глинистые породы. Выборка представлена шестью пробами. По сравнению с кларками песчаников земной коры, повышенные содержания отмечаются для V и Zr в 1,5 раза, Ge, Yb и Cu в 2–2,5 раза, Zn в 3 раза, Sc и P в 4 раза, Cr в 5 раз. Меньше в этих породах содержится Ti, Ba и Sn в 1,5–2,5 раза.

В песчаниках обнаружены незначительные концентрации Pt (10–15 мг/т).

На АФС выходы отложений свиты на дневную поверхность дешифрируются достаточно уверенно по характерному светло-серому фототону и тонкополосчатому рисунку с отчетливо проявленной внутренней складчатой структурой. Складчатость линейного типа с многочисленными флексурообразными перегибами и видимыми замковыми частями складок. Песчаные пачки и слои, как правило, отличаются более светлым фототоном, сланцевые пачки более темные. За счет относительно крутого залегания (4560°) границы отдельных пачек, как правило, резкие, возможно выделение отдельных слоев мощностью первые десятки метров. Под чехлом рыхлых отложений мощностью 23 м дешифрируемость резко падает, за исключением отдельных элементов простирания пород.

На р. Молюдвож Н. В. Лютиковым [115] было установлено нормальное залегание отложений пагинской свиты на петельчатых тентакулитовых известняках харотской свиты, с конодонтами раннего эмса (зона Polygnathus dehiscens).

Кровля отложений пагинской свиты в районе проводится по полному исчезновению из разреза терригенных образований (песчаники, алевролиты). По скважинам Пальникского проявления отложения пагинской свиты согласно перекрываются толщей разноцветных кремнистых и глинистых сланцев няньворгинской свиты с конодонтами зоны Palmatolepis gigas франского яруса [115]. Однако скорее всего контакт здесь тектонический, и верхняя возрастная граница пагинской свиты совпадает, как и для надотамылькской свиты, с кровлей пашийского горизонта, так как поступление терригенного материала с шельфа совершенно очевидно прекратилось уже в кыновское время в связи с начавшейся обширной трансгрессией. Это подтверждается сборами в низах перекрывающих отложений няньворгинской свиты за пределами листа конодонтов зоны Ancyrodella rotundiloba [47], по современной схеме, относящейся к кыновскому горизонту позднего живета.

Таким образом, возраст пагинской свиты на территории листа устанавливается в интервале ранний–средний девон на основании находок в нижней ее части конодонтов позднего эмса–эйфеля и перекрытия отложений свиты отложениями няньворгинской свиты с конодонтами позднего живета.

Суммарная мощность свиты на описываемой площади, по материалам А. И. Водолазского [82] и Н. В. Лютикова [115], составляет 350–400 м.

Девонская система,
средний отдел–каменноугольная система,
нижний отдел

Няньворгинская свита (D2-C1nv) получила название по р. Нянь­вор­гавож. Находится в пределах Западно-Лемвинской структурно-формацион­ной подзоны. Впервые выделена на юге Лемвинской зоны К. Г. Войновским-Кригером [11, 85] в составе кремнисто-сланцевой толщи с прослоями известняков предположительно каменноугольного возраста. В дальнейшем на основании находок конодонтов [47, 82] было доказано наличие в составе свиты верхнедевонских отложений и широкое их распространение в Западно-Лемвинской подзоне. А. И. Водолазским эти отложения описаны под названием «хойлинская свита».

На площади работ выходы свиты вытянуты в северо-восточном направлении от восточной до южной рамки планшета. Ширина выходов редко пре­вышает 1 км. Фрагменты разреза няньворгинской свиты известны по рекам Пага, Погурей, Кокпела, Пальник-Ю, Грубе-Ю. Наиболее полный разрез свиты в пределах изучаемой территории обнажается по рекам Молюдмусюр-Ю, Пага и в районе Пальникского проявления баритов [82].

Для отложений свиты характерен известняково-кремнистый тип разреза. Литологический состав на описываемой площади достаточно однообразный, главную роль играют кремнистые (фтаниты, фтанитоиды) и кремнисто-глинистые породы при подчиненном количестве глинистых разностей и известняков. В углисто-глинистых сланцах встречены желваки с кристаллами пирита.

Разрез начинается пачкой (40–50 м) переслаивания темно-серых фтанитоидов и черных тонкослоистых углисто-глинистых сланцев с конодонтами Palmatolepis sp., Polygnathus decorosa Stauf., Pg. сf. normalis Miller et Young., Belodella sp., Ozarkodina sp. и др., харктерных для кыновского горизонта верхней части живетского яруса.

Выше залегает горизонт (10 м) темно-серых фтанитов и черных углисто-глинистых сланцев. Для пород характерна интенсивная пиритизация и присутствие кремнисто-фосфатных конкреций. С этого уровня отобраны конодонты Ansyrodella ex gr. rotundiloba (Bryant), Polygnathus ex gr. ovalis Bishet Zieg. саргаевского горизонта нижнефранского подъяруса.

Далее по разрезу среди переслаивающихся фтанитов и углисто-глинистых сланцев появляются единичные тонкие (0,8–1,1 м) прослои серых слабобитуминозных известняков с отпечатками пелеципод родов Buchiola и Ontaria.
В кремнистых сланцах присутствуют богатые по видовому и родовому составу ассоциации конодонтов: Palmatolepis martenbergensis Muller., P. proveersa Zieg., P. hassi Muller., P. subrecta Mill. et Young., Ozarkodina regularis Brans. et Mehl., Polygnathus decoroza Mill. et Young. и др. доманикового горизонта нижнефранского подъяруса.

Вышезалегающая пачка пород (35–80 м) выходит на реках Пага, Пальник‑Ю, Кокпела, Тумболова и Молюдвож. Разрез отличается от вышеописанного более высокой степенью карбонатности. В районе Пальникского проявления баритов известняки появляются сразу в основании пачки и могут быть использованы для проведения нижней границы верхнефранского подъяруса. Породы представлены переслаиванием кремнистых (фтанитоидов), глинисто-кремнистых и глинистых сланцев различных цветов с варьирующим количеством пластов (0,5–5,6 м) серых и темно-серых пелитоморфных известняков, нередко расслоенных глинистым материалом. В кремнистых сланцах собрана фауна конодонтов: Palmatolepis gigas Mill. et Young., P. foliacea Young., P. hassi Muller, P. subrecta Mill. Et Young., P. proversa Zieg., Pсf. transitans Muller мендымского горизонта верхнефранского подъяруса.

Фаменские отложения представлены пачкой (50–60 м) переслаивания кремнистых, глинистых и глинисто-кремнистых сланцев. В последних отмечается характерная тонкополосчатая текстура. Возраст пачки, по мнению А. И. Водолазского, нижнефаменский.

Далее на описываемой площади в бассейне рек Пальник-Ю, Тумболова, Молюдмусюр выходит верхняя часть разреза няньворгинской свиты, представленная существенно черносланцевой пачкой (60–70 м). В нижней части пачки отмечаются прослои известняков и яркоокрашенных (бордовых, вишневых) «яшмоидов» (зона marginifera), в верхней – темноцветные фтаниты с прослоями светлых зеленовато-серых туфов и туффитов кислого состава.

К настоящему времени накопился достаточно богатый материал по петрографии и петрохимии отложений няньворгинской свиты [33, 34] (табл. 1).

Фтаниты представляют собой черные, темно-серые и серые кремнистые породы, тонкоплитчатые или сланцеватые. Сложены преимущественно халцедоном при подчиненном количестве кварца, состоят из плохо сохранившихся скелетных остатков радиолярий.

Фтанитоиды красновато-коричневого, сургучно-красного, реже зеленого цвета, близки к фтанитам, но отличаются от них химизмом и цветом, в целом они напоминают яшмоиды. По составу фтанитоиды могут быть существенно радиоляриевыми и микрозернистыми.

Глинисто-кремнистые сланцы представлены зеленовато-серыми, голубова­то-серыми тонкоплитчатыми породами пелитовой структуры. Породы представляют собой однородную массу глинистых и кремнистых частиц. Сланцы по химическому составу отличаются от фтанитов более значительным содержанием глинозема.

Известняки микрозернистые темно-серые, с толстоплитчатой отдельностью и многочисленными прожилками кальцита. В кальците присутствуют единичные зерна флюорита (2­ × 3 мм). Известняки достаточно чистые, с содержанием нерастворимого остатка не более 5 %.

В петрохимическом отношении в зеленых фтанитоидах отмечаются слабо­повышенные концентрации MnO (до 0,43 %). Для пестроцветных отложений характерно увеличение содержания ВаО до 3,39 %.

По материалам Н. В. Лютикова [115], няньворгинская свита, по геофизическим данным, находит отражение только в электрическом поле. По графикам СЭП среди других образований свита выделяется относительно высокоомными полями по сравнению с харотской свитой. От пагинской свиты комплекс кремнистосланцевых отложений отличается по резкой смене высокоомных полей на относительно низкоомные. В магнитном поле свита практически не имеет характерных проявлений, не отличаясь от всего комплекса палеозоя.

Результаты определения физических свойств показывают, что плотность песчаников и кремнистых сланцев находится в пределах 2,52–2,70 г/см3. Средняя плотность пород няньворгинской свиты – 2,61 г/см3.

По результатам геохимического опробования разреза няньворгинской свиты выделено пять выборок: песчаники, известняки, кремнистые породы, углисто-кремнистые породы и омарганцованные кремнистые породы.

Выборка песчаников состоит из пяти проб. Средние содержания превышают кларки песчаников земной коры по Mn, V, Cr, Zr, Ni, Cu, P в 1,52 раза, Ti, Zn в 2,53 раза. Пониженные концентрации отмечаются для Nb и Ge в 1,51,8 раза.

Выборка известняков составляет три пробы. Сравнение с кларковыми значениями карбонатных пород в земной коре показывает, что няньворгинские известняки содержат повышенные концентрации Ni, Со в 1,52 раза, Cr, Be, в Y 33,5 раза, Mn в 5 раз, Ba в 10 раз и Zr в 20 раз. Пониженные содержания характерны только для V и Li – в 1,72 раза.


Таблица 1

Химический состав фтанитов няньворгинской свиты по р. Пальник-Ю [34]

Номер пробы

SiO2

TiO2

Al2O3

Fe2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

BaO

ппп

P2O5

CO2

Сумма

SiO2
свободн.

Фтаниты радиоляриевые черные

40а/762

87,55

0,2

4,43

0,43

1,48

0,05

0,49

0,9

1,58

0,39

 

1,99

0,06

 

99,55

78,18

40а/767

95,74

0,1

0,9

0,23

0,34

0,02

0,32

0,21

0,11

0,19

 

1,47

0,04

 

99,7

90,4

Фтанит радиоляриевый зеленовато-серый

40а/740

92,16

0,01

2,76

0,39

0,8

0,02

0,41

0,51

0,27

0,47

 

1,68

0,03

 

99,51

86,64

Фтанит микрозернистый зеленовато-серый

40а/55

90,18

0,11

2,99

0,64

1,24

0,06

0,92

0,72

0,31

0,27

1,48

 

0,07

0,56

99,55

 

Фтанит микрозернистый голубовато-серый

40а/766

94,62

0,1

1,9

0,35

0,46

0,01

0,26

0,21

0,31

0,21

 

1,44

0,15

 

100,02

80,64

Фтанитоид красновато-бурый

40а/747

83,9

0,05

2,21

0,59

0,62

0,28

0,6

3,21

0,16

0,46

3,39

3,92

0,03

 

99,42

80,5

40а/750

73,64

0,25

6,02

2,05

1,35

0,26

1,72

5,23

0,51

1,29

 

6,27

0,1

 

99,19

55,72

Фтанитоид зеленый

40а/752

83,18

0,1

2,5

0,43

0,72

0,43

0,38

4,78

0,24

0,4

1,11

4,73

0,07

 

99,07

77,32

40а/749

82,36

0,15

3,57

0,36

1,21

0,27

1,08

4,31

0,42

0,61

 

5,3

0,05

 

99,69

77,86

Глинисто-кремнистые сланцы зеленовато-серые

40а/742

77,94

0,4

7,94

1,36

3,07

0,05

2,15

0,57

0,97

1,42

 

3,32

0,07

 

99,46

 


Кремнистые породы представлены семью пробами. По сравнению с региональными кларками содержат повышенные концентрации Cr, Be, Sc, Mo, Sn в 2 раза, Ni в 2,5 раза и Zr в 4 раза. Пониженные содержания отмечаются для Nb и Zn в 1,52 раза, Yb в 2,6 раза, Ti и Ga в 3,74 раза, Mn в 5 раз и V в 7 раз.

Углисто-кремнистые породы представлены шестью пробами. По сравнению с региональными кларками содержат повышенные концентрации Cr, Zr, Zn, Pb и P в 1,52 раза, Ni в 4 раза, Bi и Mo – в 7 раз, Cd в 30 раз! Меньше в породах содержится Ti – в 3 раза и Mn в 8 раз.

Омарганцованные кремнистые породы представлены восемью пробами. По сравнению с региональными кларками в них больше содержится Ti, Be, Yb, Sc, Co, Mo, Zn и P в 1,52 раза, Ba в 3 раза, Cr и Ni в 4 раза, Mn в 7,5 раз и Zr в 10 раз. Пониженные концентрации характерны для Nb, Li, Ga в 1,72 раза и V в 3 раза.

Сравнение вышеописанной выборки со средними содержаниями в кремнистых породах этой же свиты показывает, что омарганцованные породы обогащены V, Y, Ni, Pb, Sn, P и Ga в 1,52 раза, Cr, Zr и Zn в 2,53 раза, Yb в 5 раз, Ti в 6 раз и Mn в 40 раз!

Яшмоидная пачка в верхней части разреза няньворгинской свиты благоприятна для локализации сингенетичного марганцевого оруденения. Для пород няньворгинской свиты характерны повышенные концентрации марганца и бария.

Следует также отметить стабильное присутствие в углисто-кремнистых, кремнистых, терригенных породах и известняках небольших концентраций Pt (10–15 мг/т).

Благодаря прекрасно выраженной слоистости, отложения няньворгинской свиты на АФС выделяются по тонкополосчатому фоторисунку и светлому фототону. Особенно отчетливо дешифрируются пликативные и дизъюнктивные дислокации. По светлому фототону можно проследить отдельные пачки пород в общей структуре поля распространения отложений. На участках перекрытия рыхлыми покровными образованиями степень дешифрирования падает. Под чехлом рыхлых отложений мощностью до 3 м дешифрируются только отдельные структурные лениаменты.

Нижняя граница свиты согласная и охарактеризована выше – при описании пагинской свиты.

Нормальные стратиграфические соотношения няньворгинской и яйюской свит описаны Н. В. Лютиковым [115] в каньоне р. Молюдвож. Здесь, в подошве известняково-доломитовой пачки яйюской свиты залегает пачка темно-серых и черных фтанитов, кремнистых сланцев няньворгинской свиты с прослоями туфов кислого состава и туффитов общей мощностью 20–30 м. По его мнению, эта маркирующая пачка прослеживается по всей Лемвинской зоне, возраст ее по единичной находке конодонтов на р. Няньворгавож – Dollymae hassi Voges, Gnathodus typicus Rod., Scaleognathus anhoralis Вran. et Mehl – турнейский (устное сообщение В. А. Салдина).

Возраст няньворгинской свиты на рассматриваемой территории по находкам конодонтов уверенно датируется в пределах от верхней части живетского яруса среднего девона (кыновский горизонт) до кровли фаменского яруса позднего девона [82]. В целом в Лемвинской зоне верхняя граница свиты проводится выше – по косьвинскому горизонту позднего турне [47, 81, 92, 25, 153].

Мощность свиты на описываемой площади оценивается Н. В. Лютиковым в 150 м, а А. И. Водолазским – в 250–300 м.

Каменноугольная система,
нижний─верхний отделы

Яйюская свита (C1-3jj), названная по р. Яй-Ю, выделенная К. Г. Вой­нов­ским-Кригером [11, 85] и описанная в монографиях А. И. Елисеева [33, 34], В. Н. Пучкова [47], В. А. Салдина [139], находится в пределах Западно-Лемвинской структурно-формационной подзоны. Опорные разрезы распо­ложены на прилегающих к листу соседних территориях по рекам Няньворгавож, Грубе-Ю [139].

На описываемой площади свита выходит на дневную поверхность в северо-восточной и юго-западной частях листа Q-41-XV. Ширина выходов – от 1,5 до 4 км.

Полный разрез свиты на площади работ не описан. Конкретные фрагменты разрезов трудно увязываются между собой и обнаруживают общую тенденцию увеличения терригенной составляющей вверх по разрезу. По материалам А. И. Водолазского [82], состав свиты пестрый: серые и темно-серые аргиллиты и глинистые сланцы, чередующиеся с мощными пачками полимиктовых, нередко известковистых песчаников и алевролитов. В нижних и верхних горизонтах терригенные породы перемежаются с такими же мощными пачками известняков.

В пределах описываемой площади выше по разрезу карбонатные отложения сменяются пачкой терригенных пород. Наиболее полно терригенная пачка представлена на р. Пальник-Ю, в 1 км ниже Пальникского баритового проявления. Здесь преобладают полимиктовые песчаники, алевролиты с известковистым цементом и глинистые сланцы. Переслаивание пород носит флишоидный характер. В разрезе встречен единичный прослой мелкогалечных конгломератов мощностью 0,8 м. В породах присутствуют фораминиферы поздневизейского возраста. Песчаники и алевролиты в основном полимиктовые, часто известковистые. В обломках – кварц, полевые шпаты, эффузивы, карбонаты, редко кремнистые породы [34, 111]. Для тяжелой фракции характерно присутствие хромита, магнетита, турмалина, циркона, эпидота, граната. Общая мощность терригенной пачки – 570 м.

Выше по течению р. Пальник-Ю описан горизонт углеродсодержащих глинистых сланцев с фосфатными конкрециями мощностью 20–25 м. Положение в разрезе определить трудно, однако подобные горизонты отмечались в яйюской свите на соседней территории и датируются поздневизейским возрастом.

Разрез яйюской свиты вскрыт также по руч. Тумболовавож, где на протяжении 400 м прослеживаются отдельные выходы известковистых аргиллитов и алевролитов [34]. В разрезе преобладают аргиллиты при мощности прослоев от нескольких до 10 м и более. Мощность алевролитов не превышает первых метров. Местами количество известковистого материала возрастает, и породы переходят в алевритистые известняки с фауной фораминифер Archaediscus ex gr. moelleri Raus, Plectogyra sp. Примерно из этого же интервала на смежной Харутской площади собраны конодонты Idiognathoides corrugates (Harr. еt Holl.), I. Sulcatus Higg. еt Bouck., Neognathodus sp., Streptognathodus suberectus Dunn., характеризующие башкирский ярус среднего карбона.

В целом флишоидный характер переслаивания этого разреза сохраняется, однако увязать его с пальникским разрезом не представляется возможным. Вероятнее всего, что это – фациальная разновидность яйюского разреза.

Геохимическое опробование песчаников и алевролитов яйюской свиты (четыре пробы) показало, что по средним содержаниям химических элементов эти породы слабо отличаются от кларков песчаников земной коры. Небольшие повышения в 1,5–2 раза зафиксированы для Mn, Cr, Zr, Zn, Ba, Li, Ni, Mo, Pb, Cu, P и Ga, в 2,2 раза Y, в 3 раза V, в 4 раза Sc. Пониженные концентрации отмечаются только для Sn – в 1,4 раза.

В связи с неудовлетворительной степенью обнаженности на АФС характерных особенностей фотоизображения на выходах отложений свиты на дневную поверхность выделить не удалось. Чаще всего они перекрыты рыхлыми покровными образованиями. В единственном выходе на р. Тумболовавож они характеризуются мягкими очертаниями рельефа, серым до светло-серого фототоном с редкими линеаментами структурных линий, формирующих в микрорельефе протяженные, до 300500 м гряды, сложенные более компетентными породами. Фоторисунок нередко осложняется радиальными полосами солифлюкционных потоков на границах с перекрытыми полями. В некоторых случаях, вероятно, просматриваются замковые части мезоскладок. В целом по фототону отложения плохо отличаются от полей, сложенных образованиями вышезалегающей кечьпельской свиты.

Возраст свиты охарактеризован органическими остатками, среди которых определены фораминиферы и конодонты визейско-серпуховского, московского и позднекаменноугольного возрастов: Gnathodus cf. gyrti Hass., Gnathodus bilineatus (Roun.), Gondolella cf. foliosa Chern. et Resh., Neo­gnat­hodus sp., Idiognathodus sinuosus Ell. et Grav., Streptognathodus exelsus Stauff. et Plum., S. gracilis Stauff. et Plumm., Gondolella cf. bisseli Clark et Behn., a также смешанные комплексы конодонтов и фораминифер со смесью форм раннего, среднего и позднего карбона [33, 92, 139, 152].

Общая мощность яйюской свиты на описываемой площади составляет не менее 1000 м.

Каменноугольная система,
верхний отдел–пермская система, нижний отдел

Кечпельская свита (C3-P1kp) выделена К. Г. Войновским-Кригером в 1947 г. Расположена в пределах Лемвинской подзоны Западно-Уральской СФЗ. Стратотип расположен на р. Кечпель. Опорные разрезы находятся за пределами описываемой территории по рекам Харута, Бол. Хойла [139].

Выходы отложений свиты вытянуты в северо-восточном направлении почти на 80 км при ширине от 1 до 7 км. В северо-западной части свита перекрыта покровом меловых отложений. Редкие коренные выходы отмечаются по рекам Пага, Тумболова, Кокпела. Поля элювиальных развалов наблюдаются по р. Пальник-Ю. В целом степень обнаженности свиты достаточно низкая.

Согласно исследованиям В. Н. Гессе [18], по литологическим и текстурным особенностям свита представляет собой типичный граувакковый флиш. Отложения представлены ритмично переслаивающимися пластами среднезернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов. Мощность отдельного ритма составляет 10–12 м при мощности входящих в него слоев 1,5–2 м. В основании ритма находятся песчаники, которые вверх по разрезу последовательно переходят в алевролиты и далее в аргиллиты. Граница каждого последующего ритма, как правило, резкая, часто со следами микроразмыва нижележащего цикла.

По составу отложения кечпельской свиты наиболее близки к отложениям верхних горизонтов яйюской свиты, но отличаются от последней полным отсутствием карбонатной составляющей. Ниже приводится литологическое описание составных частей разреза свиты, по В. Н. Гессе [18]. В основании разреза кечпельской свиты на р. Пальник-Ю выходит пачка крупнозернистых песчаников с мелкой галькой.

Песчаники серого, темно-серого цвета с зеленоватым оттенком, полимиктовые, массивной текстуры и псаммитовой структуры, с очень характерной бурой коркой выветривания. Обломочный материал (70–80 %) представлен угловатыми, реже хорошоокатанными обломками зерен плагиоклаза (30–35 %), кварца (15–20 %), кальцита (0–5 %), кремнистых пород (20–25 %). Из акцессорных минералов присутствуют магнетит, пирит, турмалин, циркон, гранат, апатит, редко глауконит. Цемент (20–30 %) базальный, иногда контактово-поровый. По составу глинистый или карбонатный. Характерной особенностью является присутствие в песчаниках черных округлых плоских аргиллитовых линзочек 1–5 см в поперечнике. На реках Кокпела и Тумболова в мелкозернистых песчаниках наблюдаются кремнисто-глинистые шарообразные и линзовидные конкреции. Песчаники, как и другие породы кечпельской свиты, метаморфизированы.

Алевролиты темные, почти черные образуют переходные разности с песчаниками и аргиллитами. Структура алевритовая, текстура сланцеватая. Породы слабоуглистые или железистые, реже известковистые. Иногда содержат плоские линзовидные включения аргиллитов. Характерной особенностью алевролитов кечпельской свиты является присутствие на плоскостях напластования обильного растительного детрита в виде обугленных или графитизированных частиц от мелкой пыли до обрывков размером в несколько сантиметров. На участках переслаивания песчаников, алевролитов и аргиллитов растительные остатки наблюдаются исключительно в мелкозернистых алевролитах.

По составу алевролиты отличаются от песчаников незначительно. Обломочный материал представлен угловатыми зернами полевых шпатов (30–40 %), кварца (15–20 %) и пластинками (2–10 %) серицита и хлорита. В незначительном количестве присутствуют обломки и цельные окатанные зерна гематита, апатита, эпидота, турмалина и циркона. Цемент базальный или контактово-поровый, по составу глинистый, иногда известковистый. Характерной особенностью алевролитов является их сланцеватость и присутствие в цементе серицита и хлорита.

Аргиллиты представляют собой породы темно-серого до черного цвета с ясным синеватым оттенком. Нередко на плоскостях напластования присутствует слюда, обычны выцветы окислов железа. Растительные остатки в аргиллитах практически отсутствуют. Среди аргиллитов встречаются буро-черные очень крепкие железистые конкреции.

В магнитных и гравитационных полях отложения свиты не имеют специфических проявлений и поэтому трудно отличимы от палеозойского комплекса пород. По графикам СЭП, поле развития кечпельской свиты фиксируется по относительной низкоомности (ñк до 400–500).

На АФС отложения свиты дешифрируются достаточно хорошо по сглаженным формам рельефа и нередко контрастному, полосчатому фоторисунку при условии отсутствия значительного по мощности покровного комплекса. При увеличении мощности покровного чехла до 3 м дешифрируются только отдельные структурные линеаменты, подчеркивающие слоистость пород.

На описываемой площади, по данным А. И. Водолазского [82], в среднем течении р. Молюдмусюр-Ю в алевролитах из верхней части разреза кечпельской свиты собраны отпечатки печеночных мхов пермского облика (заключение Г. М. Владимирович).

На соседней территории в разрезе кечьпельской свиты по р. Бол. Хойла В. А. Салдиным 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 [139].

Нормальные соотношения кечпельской свиты с подстилающими отложениями яйюской и воргашорской свит неоднократно описаны на смежных площадях. Переход между свитами постепенный, нижняя граница свиты проводится по исчезновению из разреза карбонатной составляющей и появлению в терригенных породах обильного растительного детрита. Таким образом, возраст нижней границы кечпельской свиты по положению в разрезе и находкам органики определяется как позднекарбоновый. Верхняя граница свиты эрозионная, на разных ее частях с угловым несогласием залегают меловые отложения, поэтому определена она может быть только косвенным путем. По мнению В. Н. Пучкова [47], верхний возрастной предел кечпельской свиты ограничивается артинским ярусом ранней перми. Ранее к такому же выводу пришел К. Г. Войновский-Кригер [5] на основании сходства ее с юньягинской серией артинского возраста Воркутинского района.

По оценке В. Н. Гессе [18], мощность кечпельской свиты в южной половине описываемой территории достигает 1000 –1200 м, в северной части листа мощность свиты уменьшается до 400–500 м.

Юньягинская серия (C3-P1jj) выделена К. Г. Войновским-Кригером в 1945 г., название по р. Юнь-Яга, притоку р. Воркута. Является возрастным аналогом кечпельской свиты в Косью-Роговской подзоне Косью-Коротаихин­ской СФЗ. Стратотип расположен на р. Воркута [6].

На описываемой территории на дневную поверхность не выходит. Выделяется в северо-западной части листа по данным бурения под покровом горизонтально залегающих меловых осадков.

Отложения серии вскрыты буровыми скважинами в междуречье Юньяха-Уса–Юньяха-Пага. В нескольких скважинах были прослежены отдельные, небольшие по мощности, плохо увязывающиеся друг с другом части разреза юньягинской серии, представленные полимиктовыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами. В нижней части разреза среди песчаников присутствуют редкие прослои глинистого известняка.

Нижняя часть разреза юньягинской серии сложена зеленовато-серыми песчаниками (50–65 %) и алевролитами (25–35 %). Встречаются немногочисленные горизонты с конкрециями железисто-кремнистого и кремнисто-гли­нистого составов. Песчаники толстоплитчатые, мелкозернистые, реже среднезернистые. Алевролиты тонкоплитчатые до сланцеватых и неравномернозернистые до комковатых. Песчаники и алевролиты по составу полимиктовые, зерна плохоокатанные. Цемент базальный известковистый и железисто-кремнистый. Широко развит обугленный растительный детрит. В песчаниках отмечаются уплощенные линзовидные аргиллитовые включения.

Фауна встречается редко, в верхах нижней части серии это – обломки морских пелеципод пермского облика. Иногда наблюдались мелкие обломки Nucula sp. и пермских гониатитов. Флора встречается чаще (особенно в верхах нижней части серии) и представлена отпечатками Noeggerathiopsis sp. и Bardocarpus aliger(?) Zal. Чаще наблюдаются Samaropsis sp., Sylvella sp. и Pekopteris sp. (определения Х. Р. Домбровской). Мощность нижней части разреза юньягинской серии – 150–160 м.

Средняя часть серии сложена переслаивающимися алевролитами и аргиллитами, содержащими маломощные пласты мелкозернистых песчаников и песчано-глинистых конкреций. Мощность средней части разреза  120–130 м.

Верхняя часть серии представлена чередованием мощных пачек переслаивающихся песчаников с алевролитами и алевролитов с аргиллитами. В разрезе преобладают алевролиты (50–55 %) и песчаники (30–35 %). Количество аргиллитов не превышает 10–12 %. Слоистость чаще параллельная, реже косая. В разрезе присутствуют немногочисленные горизонты, содержащие мергелистые конкреции. Песчаники серого и зеленовато-серого цветов толсто­плитчатые; алевролиты зеленовато-серые, темно-зеленые чаще тонкоплитчатые.

Мощность верхней части разреза юньягинской серии – 220–230 м.

Отложения серии интенсивно смяты и относительно полого (15–20°) погружаются на северо-запад. В юго-восточной части под покровом меловых отложений предположительно проводится их контакт с породами кечпельской свиты, который так и остался неизученным. К. Г. Войновский-Кригер считает этот контакт тектоническим. В. Н. Гессе [86] по возрасту увязывает кечпельскую свиту с низами и средней частью юньягинской серии. По его мнению, породы серии в юго-восточном направлении фациально замещаются отложениями кечпельской свиты.

К юго-западу от территории листа отложения юньягинской серии вскрыты параметрической скв. 23 (1-Восточно-Лемвинская) под покровом Лемвинского аллохтона [28]. Поэтому фациальный переход к кечьпельской свите, если он существует, располагается значительно восточнее картируемого несомненно тектонического контакта юньягинской серии и кечьпельской свиты. В северо-западной части описываемой территории, по данным бурения, юньягинская серия согласно перекрывается отложениями угленосной воркутской серии.

Растительные остатки редки и представлены для верхней части серии только детритом, скоплением обугленной и минерализованной древесины. Из фрагментарных остатков встречаются плохо сохранившиеся остатки хвощей. Возраст юньягинской серии на площади работ по органическим остаткам определен как пермский. В целом на территории Косью-Коротаихинской СФЗ он принимается как позднекаменноугольный–раннепермский [153].

Видимая мощность юньягинской серии по скважинам 6 и 10 оценивается в 1650–2900 м [71]. Общая мощность пород юньягинской серии на площади листа, по оценке В. Н. Гессе, составляет более 520 м [18].

Ниже приводится описание угленосных отложений Печорского угольного бассейна, выделенных по результатам глубокого бурения при проверке структур, перспективных на нефть и газ [71]. На описываемой территории угленосные свиты изучены слабо, поэтому их описание дается по примыкающим соседним территориям [25].

Пермская система, нижний–средний отделы

Воркутская серия названа по р. Воркута. Автор – А. А. Чернов [63]. Серия отвечает началу крупного трансгрессивно-регрессивного цикла в развитии Предуральского краевого прогиба, связанного с процессом угленакопления и представляет собой мощную угленосную толщу, имеющую циклическое строение и сложенную переслаивающимися песчаниками, алевролитами, аргиллитами, углистыми аргиллитами и углями с частыми включениями железисто-карбонатных, анкеритовых и сидеритовых конкреций. В нижней части разреза циклы включают в себя морские, лагунно-морские и континентальные образования, количество которых, а также мощность слоев уменьшаются вверх по разрезу. Верхняя часть представлена в основном континентальными образованиями.

Отложения воркутской серии расчленяются на лекворкутскую и интинскую свиты. Мощность серии варьирует в пределах 400–2400 м.

Лекворкутская свита (P1lv). Название дано по р. Лек-Воркута (правый приток р. Воркута). Автор – К. Г. Войновский-Кригер [7].

В Интинском районе свита представлена равномерным переслаиванием крупных пачек серых и зеленовато-серых песчаников, алевролитов и аргиллитов с подчиненными прослоями угля в основном в верхней части разреза. Здесь же встречается значительное количество сидеритовых конкреций. Многочисленная фауна остракод, брахиопод, двустворчатых моллюсков, мшанок, а также макромерные растительные остатки широко распространены по всему разрезу. Характерны кунгурские виды мелких фораминифер зон Gerkeina komiensis и Frondicularia prima и брахиопод, среди которых наиболее важными являются Striapustula koninckiana Keys. (массовое развитие), Megousia kulikii Fred. и Sowerbina granulifera (Toula) [41].

Из растительных остатков чаще всего встречаются членистостебельные, кордаиты, мелкоперышковые папоротники: Paracalamites frigidus Neub., Cordaites singularis (Neub.), Zamiopteris lanceolata (Chachl. еt Pol.) Neub., Cardioneura vorcutensis Zal., Samaropsis frigida Neub. и др. Они тоже указывают на кунгурский возраст отложений.

Г. П. Каневым и Н. А. Колодой (2000 г.) в верхах разреза установлены палинокомплексы уфимского возраста с Kraeuselisporites vulgaris (Naum. еt War.), K. pogorevitchi Virb., Granizonospora granifera (Lub.), Crucisaccites ornatus (Samoil.), Perulatisporites strumulosus Virb и др.

Видимая мощность свиты на описываемой территории по скважинам 6 и 10 составляет 1500–2480 м [71]. Мощность лекворкутской свиты в Интинском районе оценивается в 550–685 м.

Интинская свита (P1in) свое название получила по г. Инта. Автор – А. П. Ротай [52]. Стратотип свиты расположен на р. Воркута. Согласно залегает на отложениях лекворкутской свиты и в Интинском районе подразделяется на две подсвиты. Нижняя подсвита (400–410 м) характеризуется переслаиванием серых и желтовато- и зеленовато-серых песчаников, алевролитов, аргиллитов с маломощными прослоями серых глинистых известняков, с пластами угля и с горизонтами морской фауны в самых низах разреза. Верхняя подсвита (300–350 м) представлена переслаиванием серых и зеленовато-серых песчаников и алевролитов с прослоями гравелитов, аргиллитов и угольных пластов.

Состав органических остатков, представленных многочисленной и разнообразной флорой, спорами и пыльцой, морскими и неморскими двустворками, брахиоподами, позвоночными, насекомыми и др., определяет возраст интинской свиты как уфимский (соликамский и шешминский (нижняя часть) горизонты) [61, 58, 135]: Viatscheslavia vorcutensis Zal, Viatscheslaviophyllum vorcutense Neub., Intia, Kosjunia, Syrjagia, Rufloria recta (Neub.), Samaropsis vorcutana Tschirk., S. elegans Neub., S. subelegans Neub., Zamiopteris glosso­pteroides (Schm.), Palaeomutela alta Pog., P. suprema Pog., Palaeonodonta vorcutica Pog. В низах свиты – Lingula orientalis Gol., Megousia aaqardi (Toula), Astartella raricostata Demb.

Мощность свиты в Интинском районе составляет 520–850 м.

Печорская серия названа по р. Печора. Автор – Н. М. Леднев (1932 г.). Отложения, сформировавшиеся в континентальных условиях, представлены толщей в основном сероцветных терригенных осадков. Это переслаивание песчаников, алевролитов, аргиллитов, углистых аргиллитов и углей с прослоями и пачками конгломератов и гравелитов. Характеризуются быстрой фациальной изменчивостью, чередованием мелкой цикличности с крупными и более грубозернистыми циклами, распространением сидеритовых и кремнисто-сидери­товых, а в верхней части – известковистых конкреций, повсеместной угленосностью. В отложениях содержится большое количество ископаемых растительных остатков. Это «печорский» комплекс флоры, в котором преобладают папоротники. В меньшей степени встречаются плауновые, гинкговые, членистостебельные растения неопределенного систематического происхождения.

Фауна представлена редкими пресноводными двустворчатыми моллюсками, остракодами, конхостраками, крыльями насекомых, чешуей рыб.

Отложения печорской серии согласно ложатся на отложения воркутской серии. Нижняя граница печорской серии проводится по смене литолого-фациальных условий и по появлению в разрезе «печорских» элементов флоры и неморской фауны.

На описываемой территории печорская серия представлена сейдинской свитой.

Сейдинская свита (P1-2sd) названа по р. Сейда (приток р. Уса). Авторы – И. Ф. Федоров, Б. А. Афанасьев (1962 г.). Стратотип свиты выделен по скважинам Сейдинского месторождения [20].

В переделах Косью-Роговской подзоны сейдинская свита традиционно расчленяется на две подсвиты: нижнесейдинскую и верхнесейдинскую.

Нижнесейдинская подсвита представлена сероцветной аргиллит-алевро­литовой толщей с мощными пачками песчаников, единичными прослоями гравелитов и конгломератов, с мощными угольными пластами и большим количеством сидеритовых конкреций. Угленосность высокая. Подсвита охарактеризована флорой, миоспорами, единичными пресноводными двустворчатыми моллюсками и конхостраками верхнешешминского горизонта уфимского яруса и самых низов нижнеказанского подъяруса [58, 46]: Callipteris adzvensis Zal., Zamiopteris einorii Schwed., Rufloria synensis (Neub.), Wattia rara Pukh., Sphenophyllum comiense Tschirk., Samaropsis postfrigia Dombr., S. еlegans Neub.; Leiotriletes egregious Virb., Verrucosis porites varcaensis Virb., двустворки Seyedina savitschevi Jats., Abiella ovate Bet. и др. Мощность подсвиты – 150–520 м.

Верхнесейдинская подсвита сложена массивными сероцветными песчаниками (преобладают), переслаивающимися с алевролитами, аргиллитами, углистыми аргиллитами и углями с редкими прослоями и линзами гравелитов и конгломератов. Угленосность низкая. Подсвита охарактеризована флорой, миоспорами, редкими пресноводными двустворками и конхостраками нижнеказанского подъяруса [58, 46]: Paichoia tschernovii Zal., Syniopteris neste­renkoi Zal., Phylladoderma alberi Zal., Zamiopteris grossus Pukh., Wattia erjagensis Pukh., Leiotriletes subintorius (Waltz.), Verrucosis poritesniamdensis Virb., двустворки Seyedina inventa Jats., Concennella pajchoica Pog. и др. Мощность подсвиты – 100–500 м.

Общая мощность сейдинской свиты в Косью-Роговской подзоне состав­ляет 250–1000 м.

МЕЗОЗОЙСКАЯ ЭРАТЕМА

Полярно-Предуральская СФЗ

Меловая система, верхний отдел

Глауконито-опоковая толща (K2go). Меловые стратифицированные образования занимают северо-западную половину описываемой терри­тории и перекрыты чехлом рыхлых кайнозойских отложений. Естественные выходы меловых отложений, расположенные на реках Уса, Юнъяха, Пальник-Ю, изучались многочисленными исследователями (С. А. Голубев, М. С. Ка­лецкая, В. Н. Гессе, В. М. Овчинников, В. В. Грибанов и др.) и были отнесены по фаунистическим определениям к сантонскому ярусу верхнего мела. По мнению В. Н. Гессе [18], в естественных обнажениях вскрывается не более 25–30 м разреза глауконит-опоковой толщи. Перекрытая кайнозойскими отложениями северо-западная часть меловых отложений была разбурена редкой сетью картировочных скважин [129].

Ниже приводится опорный разрез верхнемеловых отложений по скв. 1 (СДК-408), вскрывшей максимальную мощность этих осадков [129]. Снизу вверх вскрывается следующий разрез.

 

1. Песчаники зеленоватые тонкозернистые, содержащие многочисленные гравий и гальку и переслаивающиеся с алевритом. Мощность ..................................................................    0,9 м

2. Алевриты серые мелкозернистые, неяснополосчатые, с глауконитовыми песчаниками, в верхней части переслаивающиеся с серой опоковидной породой, с ходами организмов, с присыпками крупно-алевролитового и песчаного материала глауконитового состава. В нижней части находятся рассеянная галька и гравий кремней. Фауна распространена по всему слою и представлена пелециподами, остатками белемнитов, брахиоподами и др.: Oxytoma cf. tenuicostata Roem., Inoce­ra­mus sp., Actinocamax sp. (cf. verus Mill), Rhynchonella sp., Echinoidea, Foraminifera, Cirripedia, Belemnitidae. Мощность ........................................................................................  56,6 м

3. Песчаники зеленовато-серые мелкозернистые, кварцево-глауконитовые с прослоями до 0,25 м серой аргиллитоподобной опоковидной породы с редкими неясными растительными остатками. В нижней части прослоя опоковидной породы найдена фауна пелеципод Oxytoma cf. tenuicostata Roem. Мощность .................................................................................................    7,4 м

4. Аргиллитоподобные светло-серые опоковидные породы с линзочками и неправильными включениями песчаного глауконитового материала. Мощность .................................    0,5 м

5. Песчаники зеленовато-серые мелкозернистые, кварцево-глауконитовые с прослоями до 0,15 м аргиллитоподобной светло-серой опоковидной породы. Мощность ...............    0,9 м

6. Аргиллитоподобные серые породы крепкие, опоковидные с линзочками глауконитового песчаника и светло-серого алевролита. Многочисленные следы организмов выполнены зеленоватым песчаником. Мощность ............................................................................................ 0,65 м

7. Песчаники светло-серые с зеленоватым оттенком, мелкозернистые кварцево-глауконитовые, неровнослоистые с примазками бурого глинистого материала. Местами — линзы и неправильные пятна глинистого материала с ходами организмов. Мощность ....................    9,0 м

8. Песчаники серые мелкозернистые опоковидные крепкие, с горизонтальной, а местами линзовидно-волнистой слоистостью, слюдистые, с редкими мелкими зернами глауконита и следами организмов, выполненных песчанистым материалом. Содержат редкие опаловидные стяжения (35 см) овальной формы, в нижней части прослои (до 0,2 м) кварцево-глауконитового песчаника. Мощность ..........................................................................................................................    4,4 м

9. Алевриты серые крупнозернистые опоковидные, скрыто горизонтально-слоистые, с ходами организмов, слюдистые с прослоями (0,050,1 м) мелкозернистого зеленовато-серого кварцево-глауконитового песчаника. Мощность ...........................................................................    6,1 м

10. Аргиллиты серые плотные, слабосцементированные, скрыто-горизон­таль­но-слоистые с присыпками алевритового материала по наслоению с единичными плоскостями скольжения. Присутствуют тонкие прослои мелкозернистого песчаника. Мощность ........................... 13,2 м

11. Песчаники алевритовые серые, неясно-горизонтально-слоистые слюдистые, слабосцементированные. Мощность ....................................................................................................    0,3 м

Общая мощность разреза – 100 м.

Ниже приводится петрографическое описание меловых отложений по данным В. Ф. Петрова [129] и Н. В. Лютикова [114].

Под микроскопом видно, что вещественный состав кварцево-глауко­ни­товых песчаников однообразный: они состоят из мелких хорошоокатанных зерен кварца и темно-зеленых зерен глауконита. В виде единичных зерен присутствуют альбит, мусковит, магнетит, хромит и гематит. В качестве примеси можно отметить турмалин, циркон, кальцит, соссюрит, эпидот. В небольшом количестве всегда присутствует органический детрит: обломки спикул, диатомей, радиолярий, редких фораминифер и кораллиновых водорослей.

Глауконитовые песчаники тесно связаны с вышеописанными и отличаются от них повышенным содержанием глауконита (70–85 %). Залегают в виде маломощных (0,05–0,5 м) прослоев и пластов среди кварц-глауконитовых разностей.

Опоковидные песчаники представляют собой плотные тонкоплитчатые, тонкозернистые, горизонтально или линзовидно-волнистослоистые серые и светло-серые породы. Типична 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. Между кварцево-глауконитовыми, глауконитовыми и опоковидными песчаниками присутствуют в разрезе многочисленные переходные разности.

Опоки – это массивные породы, на 10–15 % состоящие из кластических зерен кварца, мусковита, глауконита, полевого шпата и обломков кремнистых пород. Связующая масса (7075 %) представлена опалом, незначительно загрязненным глинистым материалом и реликтами микрофауны (до 20 %) округлой формы, выполненных халцедоном и опалом.

Алевролиты опоковидные серые крупно-мелкозернистые, с присыпками песчано-алевролитового материала. Содержат незначительное количество зерен глауконита и обломки раковин пелеципод и белемнитов, образующих иногда баночные скопления. Цемент известковистый или глинистый.

Аргиллиты сравнительно редки. Это серые, светло-серые глинистые или известковистые породы, скрытослоистые, с редким фаунистическим детритом.

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

По данным Н. В. Лютикова [115], меловые отложения в пределах изучаемой площади хорошо выделяются геоэлектрическими методами (СЭП, ВЭЗ). Коренные обнажения меловых образований на р. Пага совпадают с границей низкоомного (30–60 Ом · м) комплекса пород, выделенного по результатам проведенных профильных работ методом ВЭЗ и СЭП. Низкое сопротивление меловых отложений, видимо, связано с их высокой пористостью и водонасыщенностью.

Многочисленные определения фауны на описываемой площади датируют возраст нижней части разреза глауконито-опоковой толщи сантонским ярусом позднего мела. Руководящей формой является Oxytoma cf. tenuico­stata Roem.

По материалам Н. В. Лютикова [115], на соседней Восточно-Грубеинской площади на основе микрофаунистических датировок выделены аналогичного состава отложения более широкого возрастного диапазона: от коньякского яруса позднего мела до среднего эоцена включительно. Комплекс пород представлен опоками, диатомитами, опоковидными кварц-глауконитовыми песчаниками и алевролитами.

По наблюдениям Н. В. Лютикова, характерной особенностью верхнемеловых отложений предгорной части Полярного Урала на соседних Харотской и Восточно-Грубеинской площадях является наличие конседементационных депрессий, локализующихся практически вдоль границы их распространения. Вероятно, эта же закономерность имеет место и на Кокпельской площади.

По результатам картировочного бурения, в северной половине листа
Q-41-XV верхнемеловые отложения с резким угловым и стратиграфическим несогласием ложатся на дислоцированные образования юньягинской серии перми [129], а в юго-западной части – на отложения грубеинской и харбейшорской свит ордовика [114]. Меловые породы в свою очередь перекрываются четвертичными образованиями различной мощности. Отложения глауконито-опоковой толщи залегают горизонтально или с очень пологим (2–3°) падением на северо-запад.

На четырех профилях ВЭЗ, проведенных в северо-западной части листа
Q-41-54-В,Г, отчетливо отбиваются комплексы низкоомных образований (40–60 Ом · м) мощностью 200–360 м, которые интерпретируются Н. В. Лютиковым как депрессионные впадины, выполненные мел-палеогеновыми образованиями. Такие мощности осадков являются аномально высокими для обычной мощности мела на равнине. Характерно, что перепад мощности происходит достаточно резко на протяжении 500–1000 м от нулевых значений на выходе. На северо-запад в глубь палеобассейна мощность отложений постепенно уменьшается до 140 м и, вероятно, далее до обычных 100–120 м.

По мнению Н. В. Лютикова, изучение мел-палеогеновых отложений, особенно в депрессионных понижениях, выходит за рамки чисто познавательного интереса. Широкий спектр уже выявленных полезных ископаемых не исчерпывает практического интереса к этим образованиям. Существуют реальные предпосылки к локализации в депрессионных понижениях как продуктов переотложения мезозойской коры выветривания, так и новообразований за счет выноса из коры полезных компонентов (марганец, фосфориты, силициты).

КАЙНОЗОЙСКАЯ ЭРАТЕМА

Палеоген. Верхний отдел

Коры выветривания

В середине 1990-х годов Н. Г. Новаковой проводились тематические региональные исследования по изучению мезокайнозойских кор выветривания в связи с поисками марганцевых руд на западном склоне Полярного Урала [123]. На площади листа Q-41-XV было изучено пять выходов коры выветривания на дневную поверхность: по рекам Пага, Молюдмусюр-Ю, Молюдвож в долине р. Кокпела. Здесь были описаны, вскрыты канавами и опробованы линейные коры выветривания по глинистым, глинисто-кремнистым сланцам, глинистым известнякам пагинской и няньворгинской свит. Описанная мощность коры  более 2 м. В породах пагинской свиты минеральный состав коры выветривания представлен кварцем, иллитом, гетитом и гематитом. В коре отмечаются повышенные содержания широкого круга химических элементов рудогенного и даже рудного уровней: V, Mn, Mo, Ni, Co, Cu, Zn, Sn и P. Содержание Fe2O3 достигает 40 %.

По материалам Н. Г. Новаковой, минеральный состав коры выветривания в породах няньворгинской свиты представлен кварцем, иллитом, гетитом, гематитом и монтмориллонитом, на рудогенном уровне концентрируются Mo, Yb и P.

В процессе проведения ГДП-50 Н. В. Лютиковым на правобережье р. Молюдмусюр-Ю была изучена кора выветривания линейно-трещинного типа по пиритизированным филлитам молюдвожской свиты. Длина выхода – 500 м при ширине от 50 до 300 м, мощность коры – более 3 м. Минеральный состав коры выветривания представлен хлоритом, серицитом, кварцем, альбитом, гетитом. Отмечаются повышенные концентрации V, Cu, Pb и Ag. Буровыми скважинами на глубине было вскрыто убогое колчеданное оруденение [114].

В 2010 г. была описана кора выветривания на правобережье р. Пага, в 2,5 км ниже слияния ее с р. Погурей [136]. Вдоль правого берега р. Пага на протяжении 190 м в крутом обрыве реки обнажается кора выветривания по породам няньворгинской свиты. Разрез представлен глинистой и глинисто-щеб­нистой корой выветривания по углисто-глинистым сланцам с прослоями песчаников, известняков и углисто-кремнистых алевролитов, перекрытых маломощным чехлом четвертичных отложений. Видимая мощность коры выветривания не превышает 5 м, степень разложения пород наибольшая в верхней части разреза, под покровом четвертичных отложений, ниже по разрезу интенсивность выветривания уменьшается, и на уровне уреза воды часто наблюдаются коренные выходы неизмененных пород того же состава. Исключение составляют прослои известняка, которые слабо подвержены процессам выветривания. Кора выветривания в разрезе представляет собой серию «карманов» различной ширины, разделенных слабовыветрелыми породами.

Таким образом, на рассматриваемой территории изученная кора выветривания относится по генезису к остаточной (элювиальный), по морфологии – к площадной, по минеральному составу – к гидрослюдистой. Профиль выветривания представлен зоной дезинтеграции, для которой характерно начальное изменение физического состояния пород. Преобладают обломочный элювий и трещиноватые глинизированные породы. Из химических процессов преобладает гидратация силикатов, процесс выщелачивания находится на начальной стадии.

По результатам геохимического опробования в коре выветривания на р. Пага, по сравнению с неизмененными породами няньворгинской свиты, происходит концентрация широкого круга химических элементов. Так, кора по углисто-кремнистым породам обогащена V, Cr, Pb, Sn, Cd и Ga в 1,31,7 раза, Ni, Cu, Ge в 2 раза, Mn в 3,2 раза, Zn и Р в 5,5 раз, Mo в 11 раз. Кроме того, в коре выветривания по углисто-кремнистым породам обнаружены благородные металлы: Ag (1 г/т), Pt (1015 мг/т) и Pd (5 мг/т). Небольшой вынос из коры зафиксирован только для Nb в 2 раза.

Сравнение средних содержаний элементов в коре выветривания с региональными кларками для Полярного Урала показывает превышения концентрации химических элементов в коре по V, Zr, Be и Sn в 1,52 раза, Cr, Y, Cu, Pb и Ge в 33,6 раза, Yb в 4 раза, Tl в 5 раз, Ni, Zn и Bi в 7,58 раз, P в 11 раз, Cd в 40 раз, Mo в 80 раз, Ag в 167 раз! Меньше содержится только Nb и Li в 1,52 раза, Ti в 2,5 раза.

Таким образом, по нашим данным, площадная кора выветривания по породам няньворгинской свиты при благоприятных условиях может представлять интерес на Мо, Cd, а также благородные металлы Ag, Pt, Pd.

Возраст коры выветривания условно принимается Н. Г. Новаковой [122] олигоценовым ввиду того, что коры выветривания развиты как на останцах отпрепарированного пенеплена, так и в днищах эрозионно-структурных депрессий палеогенового заложения.

Четвертичная система

Территория работ расположена в пределах двух фациальных районов – Усинского и Кожимско-Щучьинского. Усинский район, согласно легенде Полярно-Уральской серии [153], находится в Печорской подобласти Предуральской структурно-фациальной области (СФО). Район занимает северо-западную часть описываемой территории (45 %) и характеризуется большой мощностью отложений (более 50 м), включающих ледниково-морские образования (эоплейстоцен-ранненеоплейстоценового возраста), аккумулятивные отложения речных террас (неоплейстоцен) и современные озерно-болотные осадки. Аккумулятивные отложения речных террасовых комплексов достаточно уверенно картируются по цифровым моделям рельефа (ЦМР), созданным на стадии предварительного дешифрирования, а ледниково-морские и современные озерно-болотные отложения  по космоснимкам Landsat, в композитах, отражающих вещественный состав толщ и комплекс растительных сообществ. Эталонными комплексами на стадии дешифрирования спектрозональных космоснимков послужили толщи, выделенные на территории при создании листа Q-41 Госгеолкарты-1000 [25] и Госгеолкарты-200 соседних листов [23, 24]. Комплексное использование МДЗЗ (многозональных космоснимков, ЦМР, аэрофотоснимков, изображений в 3D формате) позволило, по мнению авторов, закартировать толщи с максимально высокой степенью достоверности.

Кожимско-Щучьинский район, выделенный в составе Уральской СФЗ, характеризуется близким положением цоколя. В составе четвертичной системы в районе выделяются образования верхнего звена неоплейстоцена и голоцена. Здесь присутствуют ледниковые, флювиогляциальные, а также приуроченные к горным районам образования склонового ряда.

Эоплейстоцен–нижнее звено неоплейстоцена

Увельский–сарыкульский горизонты. Роговская серия. Гля­цио­мариний (gmE-Irg). Название серии дано по реке Бол. Роговая (бассейн р. Уса) [153]. Роговская серия выделялась ранее в объеме среднеуральского надгоризонта в ранге свиты [18]. По данным картировочного бурения предшественников [18, 115], эти породы слагают в пределах листа основание разреза четвертичных отложений*.

Породы роговской серии распространены на обширной территории в северо-западной части листа Q-41-XV.

На территории работ разрез роговской серии изучен в районе среднего течения р. Юнъяха (левый берег, опорное обнажение 12). Снизу вверх по разрезу под аллювиальными отложениями позднего плейстоцена вскрываются:

 

11,9–12,7 м – глины темно-синие слоистые;

10,4–11,9 м – пески темно-бурые тонкозернистые;

9,4–10,4 м – супесь–суглинки темно-серые плотные слоистые;

7,9–9,4 м – глины плотные темно-серые синеватые слоистые.

 

Сторонники теории морского происхождения диамиктонов роговской серии относят их к морским, ледово-морским образованиям. Обоснованием
является наличие в составе диамиктонов морской микрофауны, а также обломков и редких целых створок макрофауны.

Сторонники ледникового происхождения диамиктонов относят их к образованиям ледникового ряда и рассматривают как морену. Обоснованием являются структурные и текстурные особенности строения толщи диамиктонов (наличие гляциотектонических дислокаций, разного рода отторженцев подстилающих пород, характерный утюгообразный облик крупных обломков), геоморфологические особенности поверхности. Наличие в составе отложений морской фауны объясняется ее захватом с шельфовой зоны Ледовитого океана, бывшей, по мнению «ледниковистов», центром разновозрастных покровных оледенений.

В. Н. Гессе [18] нижнюю часть разреза (существенно глинистая пачка мощностью до 5 м), сложенную глинами и суглинками с прослоями ленточных глин и супесей, относил к морским образованиям (по присутствию в осадках аутигенного глауконита). Непосредственно на территории листа в суглинках нижней части разреза встречены фораминиферы и морские диатомеи [18]. Анализ солености показал, что образование суглинков происходило в пресной или опресненной воде.

Средняя и верхняя части разреза роговской серии [18], характеризующиеся плохой сортировкой материала и наличием отдельных валунов и их скоплений в породах матрикса (глины, суглинки и пески темно-серые), свидетельствуют скорее всего об их ледниковом генезисе.

На космоснимках Landsat ледниково-морские отложения дешифрируются по темно-зеленому тону (композит 5–4–3) и коррелируются с лесными и таежными массивами.

Эоплейстоцен-ранненеоплейстоценовый возраст и ледниково-морской генезис роговской серии приняты в соответствии с легендой [153] и по аналогии с прилегающими листами Q-41-XVI, Q-41-XXI [23, 24]*.

На территории листа мощность отложений роговской серии определена по опорной скв. 9 [129], где она достигает 33 м.

 

Неоплейстоцен. Среднее звено

Сылвицкий горизонт. Озерно-аллювиальные отложения (laIIsl) на территории листа не изучались. Выделен по результатам дешифрирования вслед за авторами листа Q-41-XVI [24] в северо-восточной части площади на правобережье р. Юнъяха.

В основании толщи – маломощный пласт валунно-галечных отложений. На р. Лагорта на прилегающем с востока листе в верхней части разреза отмечаются прослойки глин и суглинков, в 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 %), Gramineae (3–4 %), Chenopodiaceae (2 %), Ericaceae (1 %) и др. Споры представлены Polypodiaceae (до 25 %), Sphagnum до 8 %), Licopodium (до 1 %) и др. Залегает на отложениях роговской серии.

Мощность отложений на прилегающем листе Q-41-XVI  до 8 м [24].

Среднеуральский надгоризонт. Пачвожская морена (gIIp½). Название предложено М. А. Шишкиным при составлении легенды Полярно-Уральской серии листов [151] по Пачвожской межгорной депрессии, где разрезы морены вскрыты многочисленными горными выработками и скважинами при разведке Парнокского марганцевого месторождения.

Эти отложения распространены в Усинском и Кожимско-Щучьинском фациальных районах, особенно широко в центральной части территории листа (около 33 % площади). Представлены диамиктоном, который включает серый глинистый матрикс и дебрис из валунов, щебня и дресвы. В составе обломочного материала преобладают породы Уральского кряжа.

Пачвожская морена залегает либо на породах роговской серии, либо на дочетвертичных образованиях. Обычно на поверхности морена не образует типично выраженных ледниковых форм, ее рельеф фактически денудационный. Развитие морены угадывается по многочисленным ареальным, иногда сплошным развалам плохоокатанных валунов, между которыми располагаются заболоченные понижения. Однако на ряде участков отмечаются и типичные холмисто-западинные и грядовые формы, характерные для краевых моренных образований.

На космоснимках Landsat морена по составу матрикса дешифрируется светло-малиновым тоном изображения (композит 5–4–3). Возраст морены определен средненеоплейстоценовым по наличию четырех надпойменных террас, выработанных в долинах ее распространения, а также по соотношению с конечными ханмейскими моренами и флювиогляциальными зандрами. Мощность образований [115] варьирует от нескольких до 32 м.

Неоплейстоцен. Верхнее звено

Стрелецкий горизонт. Чулейская толща. Аллювиомариний (am4III½l).

Название толщи дано по р. Чулей, притоку Печоры [42]. Распространена толща по правобережью р. Уса. Толща сложена песками, с прослоями интенсивно ожелезненных песчано-гравийно-галечных смесей, супесями, суглинками и алевритами. Она соответствует осадочному ритму (циклу) четвертой «микулинской» морской террасы. Включает морские и аллювиально-морские фации. Тыловой шов террасы В. И. Астаховым рассматривается в качестве берегового уступа подпрудного ранневалдайского палеоозера Коми [69].

На территории листа этот комплекс отложений дешифрируется по светло-розовому тону на космоснимке Landsat (композит 5–4–3) и контролируется диапазоном отметок 80–100 м по цифровой модели рельефа (ЦМР).

Мощность чулейской толщи на территории листа – 20 м.

Ханмейский горизонт. Седловой аллювий третьей надпойменной террасы (a3IIIsd). Название дано по железнодорожной станции Седловая на р. Воркута, опорный разрез описан Т. А. Афанасьевой [70]. Слагает аккумулятивный чехол третьей надпойменной террасы высотой до 16 м. Отложения дешифрируются по характерным уступам на цифровой модели рельефа в бортовых частях долин крупных рек (таких как Уса, Юнъяха, Пага) при диапазоне абс. отм. 60–90 м. Уступы прослежены только в северо-западной части территории, в пределах Усинского структурно-фациального района.

В опорной скв. 9 [129] разрез террасы представлен:

 

3,0–15,55 м – глина серая горизонтальнослоистая, ленточновидная. По наслоению – с редкими тонкими присыпками песчано-алевритового материала и прослоями неслоистой темно-серой глины (до 0,2 м), в интервале 8,2–8,25 м – прослой суглинка; в нижней части (15,0–15,05 м) – прослой песка мелкозернистого;

1,0–3,0 м – суглинок темно-серый плотный неяснослоистый с содержанием единичной мелкой гальки хорошей окатанности. В средней части – с присыпками мелкозернистого песка по неровному наслоению.

 

Мощность отложений террасы достигает 16 м.

Ханмейская морена (gIIIhn). Название дано по р. Ханмей на Полярном Урале [70]. На территории листа морена распространена фрагментарно в среднем течении р. Кокпела, где и фиксируются типичные конечные формы.

Матрикс морены сложен бурыми суглинками и супесями серого цвета. Дебрис представлен валунами, галькой и гравием (50–70 %) с хорошей окатанностью (песчаники, гранитоиды, габброиды и ультраосновные породы). Размер валунов чаще всего до 0,5 м по длинной оси, изредка свыше 1,5 м.

При дешифрировании космоснимков Landsat матрикс ярко проявлен в виде желтого фототона (в композите 5–4–3).

Обсуждая возраст ханмейской морены, некоторые исследователи высказали предположение о поздневалдайском возрасте этих образований [2]. Однако в большинстве троговых долин Полярного Урала уверенно выделяются два уровня плеч трогов с превышением более древних над молодыми на 15–30 м [153]. Очевидно, что они образовались в два этапа экзарационной деятельности, разделенные этапом активной эрозии. Поэтому наиболее вероятно, что верхние отвечают раннему валдаю (ханмейский горизонт), нижние – позднему валдаю (полярноуральский горизонт). Сохранность ледниковых форм рельефа ханмейских морен в пределах листа плохая. Мощность морены – 2–16 м.

Флювиогляциальные отложения (fIIIhn) на территории листа распространены незначительно, только в среднем течении долины р. Кокпела. Сложены разнозернистыми песками, гравием с галькой и валунами, последние – до 80 см по длинной оси. Ханмейский возраст данных отложений на территории листа является предположительным. Мощность отложений по данным, приведенным на смежном листе [23], может достигать 14 м.

Невьянский горизонт. Сырьяхинский аллювий второй над­пой­менной террасы (a2IIIsr). Название дано по р. Сырьяха, притоку р. Воркута [70]. Представлен песками, супесями, суглинками, песчано-гравийными смесями с валунами и прослоями торфа в верхней части. Отложения распространены в долинах рек Юнъяха, Уса и Пага. Относительная высота террас  6–14 м.

На территории листа, примерно в 30 км выше устья р. Лемва находится один из наиболее известных опорных разрезов второй террасы – Мамонтова Курья [1, 69] (снизу вверх).

 

1. В основании разреза на более древних песках залегает валунно-галечный слой мощностью первые десятки сантиметров.

2. Косослоистые аллювиальные гравийники с песчаным наполнителем, галькой, костями животных и палеолитическими костяными и каменными орудиями. Всего найдено более 87 костей мамонта (Mammuthus primigenius Blum.), 2 кости лошади (Equus caballus L.), 5 – северного оленя (Rangifer tarandus L.) и 2 – волка (Canis lupus L.). Мощность слоя – 1,8 м

3. Косослоистые аллювиальные пески. Мощность – 2,0 м.

4. Горизонтальное переслаивание песков и алевритов. Мощность – 3,6 м.

5. Горизонтальнослоистые тонкие пески и алевриты – более 5 м.

6. Песчанистый почвенно-растительныей слой – 1,2 м.

 

Общая мощность отложений  около 13 м.

Костные остатки слоя 2 датированы радиуглеродным методом. Полученные даты C14 находятся в интервале 32–40 тыс. лет. Из перекрывающих кости песков этого же слоя получены OSL даты в интервале от 38 ± 3 до 50 ± 3 тыс. лет, что относительно хорошо согласуется с радиоуглеродными данными.

Из слоя 3 получены OSL даты около 27 тыс. лет. Из слоя 4 – около 20 тыс. лет.

Из слоя 5 в интервале 10–20 тыс. лет. Я. Мангерудом, Я. Свенсеном и В. И. Астаховым его генезис интерпретируется как эоловый. Учитывая полученные из слоя OSL даты, с таким заключением можно согласиться и объяснить его формирование в холодную полярноуральскую эпоху, когда сильные ветры, дующие с покрытых ледниками гор, сформировали мощный эоловый покров на поверхности террасы. Таким образом, возраст второй террасы на территории листа и в полярно-уральском регионе в целом уверенно датируется невьянским термохроном.

В то же время спорово-пыльцевые комплексы, полученные из алевритистых линз, в слое 1 свидетельствуют о преобладании в районе в это время безлесных тундростепей с ивняковыми зарослями (Salix sp.) по долинам рек. Эти данные противоречат материалам прошлых лет, согласно которым для аллювиальных отложений второй террасы характерны лесные спорово-пыльцевые комплексы с преобладанием хвойных пород (кедр, ель, сосна), с примесью березы и ольхи [131, 70].

Данный террасовый комплекс дешифрируется по характерным площадкам на ЦМР в долинах крупных рек.

Мощность отложений на описываемой территории – 7–14 м.

Полярноуральский горизонт. Полярноуральская морена (gIIIpu). Стратотип ареальный и расположен в верхнем течении р. Собь на Полярном Урале [70]. К полярноуральским образованиям территории авторы относят краевые формы, непосредственно примыкающие к существующим карам на западном склоне Урала. Высота краевых гряд достигает 10 м. Залегают морены непосредственно на коренных породах. В составе отмечается большое (свыше 50 %) содержание обломочного материала, представленного исключительно местными породами. Характерна крайне низкая степень окатанности материала. Матрикс представлен дресвяными суглинками и супесями. Возраст устанавливается по сопоставлению образованных ими краевых форм с соседними территориями.

Вопрос о характере морены и о ее распространении до настоящего времени не решен. Часть исследователей – Б. И. Гуслицер [90, 91], Б. А. Бори­сов [2] и др. считают полярноуральскую морену верхней покровной мореной последнего крупного похолодания, развитой как в пределах Урала, так и в Малоземельской, Большеземельской тундрах и на севере Западной Сибири. В. И. Астахов [69, 1] и М. А. Шишкин [23, 151, 153] считают полярноуральскую морену исключительно горно-долинной или карово-долинной и относят к ней наиболее свежие, хорошо сохранившиеся во всех троговых долинах Полярного Урала ледниковые образования. Они практически всегда ограничены классическими конечно-моренными грядами, с отходящими от них вниз по долинам зандровыми (флювиогляциальными) конусами, переходящими в первые речные террасы. Мощность – до 5 м.

Ярвожский аллювий первой надпойменной террасы (a1IIIjr) название получил по руч. Ярвож, притоку р. Сейда [70]. Образует аллювиальный чехол 1-й надпойменной террасы высотой 3–7 м. Отложения представлены гравийно-галечными смесями с валунами, песками. Содержат спорово-пыльцевые спектры лесотундровой растительности [151]. По данным В. И. Астахова [69], по кости оленя из аллювия 1 надпойменной террасы р Печора у дер. Акись получена радиоуглеродная датировка 12 440 ± 110 лет (Т-12756), что указывает на полярноуральский возраст времени ее формирования. На территории листа комплекс дешифрировался по характерным уступам на ЦМР. Мощность образований – до 5 м.

Голоцен

Горбуновский горизонт. Морена каровых ледников (gH). Отложения представлены мореной современных каровых ледников (каровой свитой по В. Н. Гессе) [18]. Морена развита локально в пределах горных массивов с абсолютными отметками вершин, как правило, превышающими 500 м, где формирует невысокие валы и холмики или хаотичные скопления глыбовых пород перед краем современных ледников. Матрикс глинистый (менее 30 %), дебрис представлен валунами, щебнем и дресвой. На территории работ морена выделена в пределах троговой долины верховьев р. Тумболова у подножия сильно эродированных склонов. Возраст устанавливается по времени формирования валов в период голоценового похолодания. Мощность образований не превышает 4 м.

Пролювий конусов выноса (pH) распространен у перегибов склонов при впадении притоков горных рек в широкие троговые долины на юго-востоке площади. Сложены конусы валунными галечниками с суглинистым матриксом. Наблюдаются рассеянные обломки глыбовой размерности.

Возраст отложений связывается с периодом голоценового потепления и таяния каровых ледников, более ранние конусы уничтожены ханмейскими и полярноуральскими ледниками. Отложения дешифрируются по бровке конусов выноса на ЦМР и аэрофотоснимках (в 3D изображениях). Мощность отложений – до 2 м.

Аллювий пойменных террас (aH) распространен на всех реках и мелких водотоках территории. Он слагает высокую (до 4 м выше уреза воды в реках) и низкую (до 2 м выше уреза) поймы рек. Наблюдается общая тенденция уменьшения размерности материала от валунных галечников в горной части до гравийных галечников на равнине и песков, местами илистых или глинистых, в низовьях притоков и в долине р. Уса. Фракции песчаной размерности присутствуют только в местах размыва более древних, богатых песками отложений. В составе гальки и валунов присутствуют лишь местные породы. Окатанность материала плохая, реже – средняя. Дешифрирование отложений проводилось на ЦМР и аэрофотоснимках (в 3D изображениях), где они наиболее четко проявлены. Мощность отложений  до 5 м.

Среднее звено неоплейстоцена–голоцен

Отложения представлены на территории элювиальными, элювиально-десерпционными, коллювиально-десерпционными образованиями, распространенными в горной части. Время начала их формирования условно связывается со временем таяния среднечетвертичного 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. На стойких к выветриванию (габбро, пироксениты) породах они состоят из глыбово-блочных образований. Средний размер глыб  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. Мощность   до 2 м.

Элювиальные и десерпционные отложения (e,drII-H) приурочены к пологовыпуклым 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 осадки в основном глыбово-щебнистым материалом с дресвяно-песчаным наполнителем. Мелкозем выносится дождевыми и талыми водами, материал не окатан. Мощность отложений редко достигает 2 м.

Коллювиальные и десерпционные отложения (c,drII-H) приурочены к крутым склонам (уклоны свыше 30°). Материал дублирует материнские породы. Осадки представлены крупнообломочным слабоокатанным глыбово-щебнистым материалом с дресвяно-песчаным наполнителем. Мощность отложений  до 2 м.

Верхнее звено неоплейстоцена–голоцен

Отложения на территории представлены лимнием и палюстрием нерасчлененными, а также образованиями склонового ряда: элювиальными и делювиальными, делювиальными и солифлюкционными, коллювиальными и десерпционными, а также делювиальными и десерпционными. Время начала их формирования условно связывается со временем таяния среднечетвертичного ледника, они накапливаются по сей день.

Лимний и палюстрий нерасчлененные (l,plIII-H) широко распространены на всей территории. Отложения представлены торфом, иногда с маломощными прослоями песков, супесей, суглинков и илов с алевритами. 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. Данные осадки одинаково успешно дешифрируются как на аэрофото-, так на космоснимках и ЦМР. Максимальная мощность, по данным предшественников [18], достигает 5 м.

Делювиальные и десерпционные образования (d,drIII-H) приурочены к пологим (5–15°) склонам гор и предгорий Урала. Сложены щебнем с суглинисто-супесчаным заполнителем, среди которого рассеяны небольшие глыбы. Перемещение обломочного материала происходит в основном за счет десерпции, мелкозема – преимущественно плоскостным смывом. Мощность покрова увеличивается вниз по склону от 0,5 до 2 м.

Коллювиальные и десерпционные отложения нерасчлененные (c,drIII-H) приурочены к склонам переменной крутизны (15–30°). Образования на карте объединены. 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 конусы с отчетливым увеличением мощности вниз по склону. В составе исключительно местные породы. Дешифрированы отложения по АФС (в 3D изображениях). Установленная мощность – до 2 м.

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

 

 

 

ИНТРУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ

 

Магматизм на территории листа приурочен к двум тектоно-магмати­ческим этапам развития – байкальскому и каледоно-герцинскому. Магматические проявления байкальского этапа представлены базальтоидными и риолитовыми вулканитами молюдвожской свиты, которые описаны в гл. «Стра­тиграфия». Магматизм каледоно-герцинского этапа характеризуется как умеренный, базальтового и базальт-риолитового состава и представлен двумя интрузивными комплексами: пожемским риолитовым и орангъюганско-лем­винским габбродолеритовым, а также базальтоидными вулканитами в составе кокпельской и молюдмусюрской свит.

 

Поздекембрийско-ордовикские магматические образования

Пожемский комплекс риолитовый гипабиссальный (l»3-O1p) выделен на руч. Пожемавис [98]. Петротип расположен на примыкающей с юга площади в районе месторождения золота Дальнее.

На территории листа магматические образования пожемского комплекса приурочены в основном к зонам разломов глубокого заложения на континентальной коре и представлены малыми согласными телами (силлами), секущими дайками, и штоками среди отложений погурейской, кокпельской, реже молюдвожской и молюдмусюрской свит. На описываемой территории тела комплекса прослежены в верховьях руч. Брекчиевый и по рекам Кокпела, Тумболова и Игядейюган.

Контакты интрузивных тел с вмещающими породами четкие, с незначительными вторичными изменениями. Размеры пластовых тел невелики и редко превышают 250–300 м по протяженности и 50–60 м по мощности. Дайки мощностью 6–8 м прослеживаются на 800–1000 м по простиранию. Наиболее крупное тело риодацитов (6 × 1,5 км) расположено на южной рамке листа в верховьях р. Игядейюган. Восточный контакт тела с вмещающими породами погурейской свиты тектонический и сопровождается зоной рассланцевания (0,3 м) и прожилком (6–7 см) белого кварца вдоль контакта.

Породы комплекса представлены преимущественно риолитами, риодацитами и трахириолитами с порфировой, реже афировой структурами. Риолиты комплекса светло-серого, светло-зеленоватого, желтовато-зеленоватого цвета, массивной, флюидальной, реже гнейсовидной текстуры.

Порфировые выделения (размером 3–20 мм) составляют 10–30 % от всей массы породы. Фенокристаллы представлены кварцем, калинатровым полевым шпатом и плагиоклазом. Выделения кварца изометричны, иногда оплавлены. Вкрапленники калинатрового полевого шпата таблитчатые, характеризуются пертитовыми, микропертитовыми структурами распада либо нацело замещены альбитом, пелитизированы и серицитизированы. По фенокристаллам плагиоклаза развивается серицитовый агрегат.

Породы имеют микрофельзитовую или сферолитовую, а в измененных разностях – микролепидогранобластовую структуры, основная масса подвержена изменениям. Она может быть слабо серицитизированной или полностью замещенной кварц-серицит-альбит-хлоритовым агрегатом, иногда с небольшим количеством биотита и стильпномелана, реже эпидотизирована. По основной массе распылена тонкая вкрапленность магнетита, гематита и лейкоксена. Гематит, кроме тонкодисперсного распределения, иногда образует сплошные узкие черные полоски по флюидальности или сланцеватости. Встречаются тонкие прожилки вторичного кварца и гидроокислов железа. Акцессорные минералы представлены сфеном, монацитом, магнетитом, гематитом, титаномагнетитом, цирконом, ортитом.

Процессы изменения проявлены в катакластических, бластопорфировых структурах с милонитизированной основной тканью, которая раздроблена и в разной степени эпидотизирована, окварцована, серицитизирована, альбитизирована, карбонатизирована. Порфирокласт процессы метасоматоза коснулись в меньшей степени. Хорошо сохраняются акцессорные минералы – ильменит и циркон.

На макроуровне тела риолитов часто представлены крупно- и среднеглыбовыми (обломки 10–30 см) брекчиями, «залеченными» преимущественно мономинеральными кварцевыми жилами. Сложный текстурный рисунок брекчий указывает на неоднократное дробление. Мелкие тела будинированы или рассланцованы и собраны в микроскладки (до плойчатости).

По химическому составу породы пожемского комплекса относятся к предельно кислым, пресыщенным кремнеземом низкоглиноземистым разностям. По материалам В. Н. Гессе [18] и Д. Н. Ремизова [137], риолиты пожемского комплекса отличаются резким преобладанием К2О над Na2O.

По нашим данным, породы пожемского комплекса характеризуются достаточно широким разбросом щелочности от низко- до умереннощелочных, при средней сумме щелочей 8 % и примерно равном соотношении Na и K (табл. 2, рис. 6). Такое разночтение химизма пород пожемского комплекса объясняется широким проявлением процесса интенсивной альбитизации калиевого полевого шпата, а также вероятным изменением химизма пород в северо-западном направлении, что, возможно, связано с изменением состава субстрата, из которого они выплавлялись.

Геохимические особенности риолитов, исследуемые на базе полуколичественного спектрального анализа, выполненного в ОАО «Тюменской центральной лаборатории» (40 шт.), показали, что они ближе всего к богатым кальцием гранитоидам, по К. Таркьяну и К. Ведеполю. В отличие от них, риолиты обогащены Cr, Ni, Zn, Nb и в то же время обеднены V и Li. Геохимическая специализация пород отражает не только первичный состав магм, но


Таблица 2

Результаты силикатного анализа пород пожемского риолитового комплекса

Номер

пробы

Порода

ппп

SiO2

CaO

MgO

Fe2O3 (окис.)

FeO
(закис.)

Al2O3

TiO2

MnO

P2O5

Na2O

K2O

SO4

Содержание в % на высушенное при 110 °С вещество

546/3

Риолит, рассланцованный, оквар­цованный, альбитизированный*

0,43

82,11

0,184

н/обн

1,20

0,29

10,00

0,10

0,009

0,04

5,08

0,52

< 0,10

564

Риолит, рассланцованный, альбитизированный, серицитизированный*

0,62

75,63

н/обн

н/обн

2,10

0,22

11,52

0,17

0,031

0,027

5,08

4,22

< 0,10

567/1

Риолит, рассланцованный, серицитизированный, гематитизированный*

1,37

75,72

0,22

0,02

3,06

0,36

11,52

0,29

0,027

0,037

3,36

3,82

< 0,10

28

Риолит, метасоматически измененный*

0,32

77,50

0,15

0,075

1,20

0,57

10,88

0,17

0,005

0,04

4,40

4,32

< 0,10

510

Риолит, милонитизированный*

0,47

78,88

н/обн

н/обн

1,00

0,29

11,31

0,17

0,019

0,027

3,45

4,12

< 0,10

 

Средний риолит пожемского комплекса

0,642

77,968

0,18

0,05

1,71

0,35

11,046

0,18

0,0182

0,033

4,27

3,4

< 0,10

 

Риолит по В. Н. Гессе (1975)**

1,27

74,3

1,19

0,98

0,8

2,88

10,78

0,22

Сл.

 

1,45

5,65

 

 

Риолит по В. Н. Гессе (1975)**

0,87

73,11

0,63

0,51

1,63

1,87

12,12

0,22

0,04

 

1,98

9,85

 

 

Риолит по А. Н. Заварицкому***

1,47

72,80

1,20

0,38

1,45

0,88

13,49

0,33

0,08

0,08

3,38

4,46

 

  Химический состав образцов определен в лаборатории ОАО «Тюменская Центральная лаборатория».

 ** Геологическая карта СССР масштаба 1 : 200 000. Лист Q-41-XV. Объяснительная записка, 1975.

*** Войткевич Г. В., Коккин А. Е., Мирошников. Справочник по геохимии. – Недра, 1990. 480 с.

 

 

 

Рис. 6. Классификационная диаграмма суммы щелочей-кремнезем (TAS) для магматических пород
орангъюганско-лемвинского габбродолеритового и пожемского риолитового комплексов.


также сильно зависит от последующих постмагматических процессов. Изменения пород комплекса проявлены в интенсивной альбитизации, серитизации, гематитизации и окварцевании. Иногда встречаются зоны карбонатизации, березитизации и аргиллитизации. Часто породы интенсивно катаклазированы
и милонитизированы
.

С породами пожемского комплекса связываются медно-жильная (зоны березитизации и аргиллизации), редкоземельно-редкометалльная (альбитизация), а также золото-кварц-сульфидная рудные формации.

На описываемой территории были проведены исследования возрастных характеристик пород пожемского комплекса по трем пробам, основанные на использовании U-Pb метода на SHRIMP-II по единичным цирконам (ЦИИ ВСЕГЕИ). Результаты определения оказались неоднозначными и показали широкий возрастной диапазон значений абсолютного возраста от венда до поздней юры (табл. 3).

Таблица 3

Результаты датирования магматических пород пожемского комплекса U-Pb методом
на SHRIMP-II по единичным цирконам (ЦИИ ВСЕГЕИ)

Номер пробы

Порода

Возраст, млн лет

Период

510

Милонитизированный риолит

551 ± 3,6

Поздний венд

539/11

Милонитизированный риолит

488 ± 5

Ранний ордовик

572

Альбитизированный риолит

151 ± 1,7

Поздняя юра

 

Наиболее древний возраст определения 551 ± 3,6 млн лет соответствует позднему венду. Полученную дату можно объяснить захватом цирконов из вмещающих пород молюдвожской свиты в процессе внедрения риолитов. Нельзя также полностью исключить и вероятность присутствия на площади кислых пород лемвинского магматического комплекса, который на площади листа и прилегающих территориях пока никем не выделен.

Второе определение из наиболее крупного тела риолитов (539/11) соответствует границе кембрия и ордовика 488 ± 5 млн лет и вполне согласуется с возрастом пожемского риолитового комплекса, полученного по многочисленным датировкам (475–505 млн лет) из петротипического района месторождения Дальнее [62, 137].

На Нижнекокпельском проявлении редких земель возраст альбитизированных риолитов соответствует поздней юре – 151 ± 1,7 млн лет. Видимо, в процессе альбитизации риолитов происходили, как привнос редкоземельных элементов, так и вынос продуктов радиоактивного распада, что могло привести к резкому занижению результатов определения возраста.

С учетом того, что риолиты активно контактируют с вмещающими породами преимущественно погурейской и отчасти грубеинской свит, а интрузивные контакты с более молодыми образованиями неизвестны, то современная датировка пород комплекса определяет его возрастные границы от позднего кембрия до раннего ордовика [62, 137, 153].

Орангъюганско-лемвинский комплекс габбро-долеритовый гипабиссальный (íáO1-2ol). Название дано по рекам Орангъюган и Лемва, предложено М. А. Масловым [120].

К образованиям орангъюганско-лемвинского комплекса в пределах Лемвинской СФЗ традиционно относили субвулканические и субинтрузивные тела основного состава, слагающие протяженные пояса в отложениях нижнего–среднего ордовика [82].

На площади листа Q-41-XV орангъюганско-лемвинский габбродолеритовый комплекс распространен в юго-восточной части территории в пределах Восточно-Лемвинской подзоны. Представлен многочисленными пластовыми телами и дайками долеритов и габбродолеритов среди осадочных и вулканогенно-осадочных отложений молюдвожской, погурейской, грубеинской, кокпельской, и молюдмусюрской свит. Породы комплекса наиболее распространены среди отложений погурейской свиты.

Ранее в орангъюганско-лемвинский комплекс включались все основные породы в поле развития молюдмусюрской свиты в верховьях рек Ниж. и Сред. Кокпела [115]. Нами базальтовые и андезибазальтовые порфириты этого района рассматриваются в качестве эффузивной фации орангъюганско-лемвинского комплекса, входящей в состав разреза молюдмусюрской свиты. Порфириты имеют эффузивный облик, согласно залегают в разрезе свиты и переслаиваются с туфами того же состава.

Интрузивные тела орангъюганско-лемвинского комплекса, как наиболее прочные породы, отчетливо выделяются на местности в виде останцовых возвышенностей, крупно-глыбовых развалов и гривок. Мощность пластовых тел достигает 450–500 м при протяженности 1–2 км, дайки имеют более малые размеры. Мощность отдельных даек составляет 5–10 м, редко достигая 30–40 м. По простиранию дайки прослеживаются на сотни метров.

Контакты наиболее крупных интрузивных тел с вмещающими породами фиксируются эруптивными брекчиями, с ксенолитами вмещающих пород в эндоконтактовых зонах. Экзоконтактовые зоны (мощность до 4 м) изменены слабо, с образованием мелких чешуек слюды, цоизита, хлорита и эпидота. В подошве более крупных тел наблюдаются зоны ороговикования мощностью 1–2 м. Эндоконтактовые изменения проявлены в виде интенсивной альбитизации и эпидотизации, нацело преобразовавшие первоначальный облик пород.

Габбродолериты представляют собой темные, зеленовато-серые породы мелкозернистые в дайках и среднезернистые в пластовых залежах. Строение тел довольно однородное, наблюдается некоторое увеличение зернистости к центру силлов. Характеризуются массивной текстурой, пойкилоофитовой, габброофитовой, реже гломеропорфировой структурой. Порода сложена примерно равными количествами плагиоклаза (40–45 %) и моноклинного пироксена с небольшим количеством стекла (10–15 %). Выделения плагиоклаза представлены фенокристаллами и лейстами. Плагиоклаз полисинтетически сдвойникованный с корродированными краями, наполнен тончайшими чешуйками серицита и гидрослюды. Пироксен представлен авгитом (ÐCNg = 46°), выделяется в виде крупных (более 15 мм) пойкилокристаллов. Промежутки между кристаллами выполнены хлоритизированным стеклом. Акцессорные минералы – сфен (до 3–5 %), апатит (1–2 %), ильменит (0,5–1 %), титаномагнетит и рутил.

Долериты от габбродолеритов отличаются структурой. В долеритах плагиоклаз образует беспорядочно расположенные призматические кристаллы, угловатые промежутки между которыми выполнены моноклинным пироксеном, иногда в ассоциации с хлоритом и эпидотом. Размер плагиоклаза и пироксена приблизительно одинаковый, в среднем 0,3–0,5 мм в длину, в поперечнике – 0,1–0,2 мм.

Габбродолериты и долериты интенсивно изменены постмагматическими процессами и имеют зеленокаменный облик. В сильно метаморфизованных разностях плагиоклаз полностью замещен. Пироксен частично сохраняется в реликтовых зернах. Основная масса сложена эпидотом, хлоритом, актинолитом, лейкоксеном. Хлорит – бледно-зеленого цвета с очень низкими серыми тонами интерференции, почти изотропный. Эпидот – фисташково-зеленого цвета с яркими высокими тонами интерференции, иногда образует плотные сростки зерен. Распределение хлорита и эпидота равномерное по всей породе. В парагенезисе вторичных минералов присутствуют бурая роговая обманка, кварц, сфен, сульфиды. Рудные минералы окислены.

Вместе с вмещающими вулканогенно-осадочными толщами рифея–ордо­вика базиты комплекса претерпели зеленокаменные изменения с сохранением первичных структур.

Проявления динамометаморфизма в породах комплекса носят зональный характер. В центральных частях тел, особенно крупных интрузивов и гипабиссальных тел, наблюдается только крупноблочная отдельность. В эндоконтактовых частях диабазовая структура нарушается, становясь сланцеватой. На контактах протолит превращается в апогаббровые, аподолеритовые сланцы. Постмагматические (метасоматические) изменения носят более выдержанный характер. Породы по всему объему состоят из альбитизированного и соссюритизированного плагиоклаза, актинолитизированного (уралитизация) и хлоритизированного моноклинного пироксена, эпидотизированной роговой обманки, лейкоксенизированного ильменита.

В зоне Приводораздельного надвига аподолеритовые породы несут актинолит-глаукофановую ассоциацию (в ядрах наиболее крупных зерен актинолита развивается тонкоигольчатый глаукофан).

Химический состав базитов однообразен (табл. 4). Содержание SiO2 – 46–54,6 %, разброс щелочности довольно широк (сумма щелочей – от 1 до 8 %), при резком преобладании Na2O над K2O.

Анализ петрохимических особенностей базитов показал, что они являются высокожелезистыми разностями базальтов, трахибазальтов, основных пикритобазальтов, андезитобазальтов, относящихся к нормальному, умереннощелочному, единично к щелочному ряду, к натриевой серии (рис. 6,
7, 8).

 


Таблица 4

Результаты силикатного анализа пород орангъюганско-лемвинского габбродолеритового комплекса

п/п

Номер

проб заказчика

Номер

лаборный

Петрографическое определение

ппп

SiO2

CaO

MgO

Fe2O3 (окис.)

FeO (закис.)

Al2O3

TiO2

MnO

P2O5

Na2O

K2O

SO4

Содержание в % на высушенное при 110° С вещество

1

25

2821

Метадолерит

5,81

50,86

5,94

7,88

7,76

4,52

14,40

0,72

0,268

0,064

1,21

0,11

< 0,10

2

27/7

2822

Метадолерит

4,46

54,63

6,48

3,64

4,27

7,47

14,37

1,24

0,217

0,13

2,70

0,05

< 0,10

3

27/13

2823

Метадолерит

2,77

54,07

7,07

4,06

7,51

3,52

14,23

1,00

0,145

0,13

3,66

1,55

< 0,10

4

33/1

2825

Метадолерит

4,09

49,88

6,80

5,24

7,18

7,40

13,25

2,90

0,286

0,17

2,70

0,05

< 0,10

5

517

2827

Метагаббро-долерит

2,51

51,67

11,40

5,80

7,83

2,15

12,39

0,95

0,164

0,06

4,51

0,28

< 0,10

6

540

2829

Метадолерит

3,65

51,99

9,85

6,69

8,44

2,15

13,02

0,81

0,175

0,09

2,70

0,05

< 0,10

7

562

2837

Метадолерит

3,22

53,64

9,34

4,50

7,24

3,95

13,24

0,72

0,207

0,07

3,66

0,05

< 0,10

8

563

2838

Метадолерит

3,39

53,50

10,33

4,42

9,37

3,16

12,46

0,95

0,24

0,10

1,86

н/обн

< 0,10

9

563/1

2839

Метадолерит

3,68

48,23

6,42

5,64

7,35

6,47

14,53

2,94

0,282

0,17

3,97

0,05

< 0,10

10

570/1

2845

Метадолерит

4,35

50,20

4,34

3,59

7,02

5,82

15,59

2,94

0,328

0,45

4,97

0,05

< 0,10

11

570/2

2846

Метадолерит

4,12

46,46

6,04

3,71

7,71

5,25

14,76

2,86

0,282

0,21

7,84

0,34

< 0,10

12

570/3

2847

Метадолерит

3,77

49,29

7,02

3,09

9,60

4,53

13,90

3,33

0,30

0,21

4,52

0,11

< 0,10

13

570/4

2848

Метадолерит

4,10

45,67

9,05

6,18

8,17

5,24

15,29

2,72

0,181

0,19

3,16

0,05

< 0,10

14

570/5

2849

Метадолерит

4,14

47,98

7,24

4,54

8,03

5,47

15,39

2,90

0,193

0,21

3,45

н/обн

< 0,10

15

575

2853

Метадолерит

4,61

48,70

4,85

7,67

6,44

4,61

15,74

1,10

0,117

0,14

4,98

0,58

< 0,10

16

576

2854

Метадолерит

5,17

48,35

8,08

7,00

9,17

2,87

14,95

1,12

0,17

0,16

2,79

0,17

< 0,10

17

577

2855

Метадолерит

4,91

48,06

6,96

8,45

6,49

4,09

15,79

1,17

0,168

0,17

3,26

0,11

< 0,10

Средний метадолерит орангъюганско-лемвин­ского комплекса

3,93

50,19

7,48

5,42

7,62

4,62

14,31

1,79

0,2

0,16

3,64

0,24

< 0,10

Габбро по А. Н. Заварицкому (Справочник по геохимии, 1990)

 

48,24

10,99

7,51

3,16

5,95

17,88

0,97

0,13

0,28

2,55

0,89

 


 

Рис. 7. Классификационная диаграмма Na2O–K2O для магматических пород
орангъюганско-лемвинского габбродолеритового и пожемского риолитового комплексов.

 

 

На классификационной диаграмме Н. Куно точки, отражающие составы метабазитов, располагаются в полях известково-щелочных и толеитовых базальтов, образуя изометричное поле (рис. 9). Формирование компактных полей во всех типах представленных диаграмм, свидетельствует о едином магматическом комплексе пород, химические особенности которого отражают как процессы магматической дифференциации, так и после­дующие процессы метаморфических преобразований, включая метасоматиче­ские, связанные с проявлениями более поздней текто-магматической активизации.

Анализ геодинамической обстановки свидетельствует о том, что в ранне-среднеордовикское время существовал режим окраинно-континентального рифтогенеза (базальт-песчано-конгломератовая, риолитовая и габбродолери­товая формации).

Петрохимические особенности габбродолеритов, в частности их повышен­ная кремнекислотность, повышенная железистость, широкий разброс по щелочности от нормальных до субщелочных пород говорят о том, что их состав соответствует той динамической обстановке, в которой они формировались – режиму окраинно-континентального рифтогенеза.

 

Рис. 8. Дискриминационная диаграмма для определения первичного состава долеритов
и протолита ортометаморфитов.

 

 

Рис. 9. Диаграмма Н. Куно (AFM-диаграмма).
Пунктирная линия – тренд дифференциации субщелочной серии базальтоидов.

Геохимические особенности комплекса по отношению к среднему базальту, по К. Таркьяну и К. Ведеполю, характеризуются пониженным содержанием Mn, Cr, Ti, Li, Co, Mo, Cu, Sn и P, повышенными концентрациями Yb, Zn, Pb и Ge. Пониженные значения элементов, видимо, связаны с постмагматическими изменениями пород, разложением и замещением первичных темноцветных минералов, что подтверждается изучением шлифов. Повышенные значения цветных металлов и редких элементов, вероятнее всего, обязаны процессам метасоматоза, связанным с более поздней мезозойской тектоно-магматической активизацией.

Неоднозначны результаты определения абсолютного возраста базитов. Полученные датировки U-Pb методом на SHRIMP-II по единичным цирконам (ЦИИ ВСЕГЕИ) соответствуют позднему венду (591 ± 4 млн лет) и среднему девону (386 ± 4 млн лет) (табл. 5). Вендский возраст можно объяснить ассимиляцией вещества из вмещающих пород молюдвожской свиты. Омоложение, возможно, является следствием более поздней тектоно-магматической активизации. Необходимо отметить, что данная датировка весьма близка к возрасту долеритов хенгурского комплекса Пайхоя (374,6–381,4 млн лет), также приуроченных преимущественно к стратифицированным ордовикским отложениям.

Таблица 5

Результаты датирования магматических пород орангъюганско-лемвинского комплекса U-Pb методом на SHRIMP-II по единичным цирконам (ЦИИ ВСЕГЕИ)

Номер пробы

Порода

Возраст, млн лет

Период

517

Габбродолерит

591 ± 4

Поздний венд

540

Долерит

386 ± 4

Средний девон

 

Геологические данные свидетельствуют о том, что орангъюганско-лем­винский комплекс формировался синхронно с отложениями раннего–сред­него ордовика [137, 153]. Наличие шаровых отдельностей, миндалекаменных структур в долеритах, а также брекчирование габброидов в верхней части отдельных тел свидетельствуют о внедрении интрузий в водонасыщенные неконсолидированные осадки. Близость состава долеритов и габбродолеритов к составу вулканогенных пород и расположение их среди вулканогенно-осадочных образований погурейской, кокпельской, грубеинской и молюдмусюрской свит позволяет предположить их ранне-среднеордовикский возраст.

Метаморфизм

Субвулканические породы и вещественные комплексы, фиксирующие определенные стратиграфические уровни на территории листа, достаточно близки по термодинамическому уровню и минеральному составу (парагенезисам), который в большей степени зависит от состава протолита, чем воздействия метаморфических факторов.

В региональном плане здесь выделяется два основных типа метамор­физма, соответствующих динамо-термальному и динамометаморфическому классам.

1. Ранепалеозойский и каледоно-герцинский зеленосланцевый метаморфизм зоны рифтогенеза в своих наиболее высоких ступенях проявился в образованиях Восточно-Лемвинской и с меньшей интенсивностью – в Западно-Лемвинской подзонах.

2. Современный облик Восточно- и Западно-Лемвинских образований определился в процессе герцинского коллизионного дислокационного метаморфизма шовных зон. Степень динамометаморфических преобразований снижается в направлении с юго-востока на северо-запад.

В составе стратифицированных образований Ляпинской СФЗ и Восточно-Лемвинской подзоны, формирующих Восточно-Лемвинский пакет покровов, наблюдаются орто-, парасланцы, тектониты по эффузивным и осадочным породам. Наиболее представительные выборки составляют порфиробластовые сланцы и милониты. Порфиробласты в сланцах сложены кварцем, эпидотом, альбитом, реже мусковитом, агрегатами кристобалита. Основная ткань серицитовая, кварц-полевошпатовая с обильным хлоритом и стильпномеланом. Перекристаллизация основной ткани не полна. По реликтовым структурам и минералам восстанавливаются исходные породы, часто диагностируются первичные минералы протолита.

В наибольшей степени региональный метаморфизм проявился в породах, закартированных на крайнем юго-западе площади и слагающих Приводораздельный покров. Здесь метаморфизм, хотя и не выходит за рамки фации зеленых сланцев, однако по структурно-текстурным особенностям и минеральным ассоциациям принадлежит к ее наиболее высоким ступеням. В сланцах кокпельской свиты практически отсутствуют исходные структуры и минеральные парагенезисы.

В меньшей мере зеленосланцевые изменения коснулись пород субвулканических комплексов Восточно-Лемвинской подзоны, а также погурейских и грубеинско-харбейшорских метаосадков.

Динамометаморфизм осадочно-вулканогенных толщ проявился в образовании тектонокластитов. Чаще всего степень преобразования вещества интенсивная – до милонитов. Структура порфирокластическая с милонитовой основной массой. Порфирокласты имеют чечевицеобразную, линзообразную форму и вытянуты по сланцеватости, а при наиболее высокой степени дробления они не сохраняются. Текстура пород сланцеватая, микроплойчатая.

Интенсивному катаклазу подверглись также породы пожемского и орангъюганско-лемвинского субвулканических комплексов. Причем степень дезинтеграции ортопород напрямую зависит от мощности интрузивных тел. В центральных частях, особенно крупных интрузивов и гипабиссальных тел, наблюдается только отдельность. В эндоконтактах первичные структуры нарушаются, становясь сланцеватыми, порфирокласты деформируются, приобретают мозаичные контуры и погасание. Непосредственно на контактах это уже апосланцы с интенсивно раздробленной основной тканью (вплоть до ультрамилонитов).

В составе динамометаморфитов Восточно-Лемвинской подзоны встречаются высокобарические породы с глаукофаном, который зачастую является одним из главных породообразующих минералов. Обычно в ассоциации с мусковитом, серицитом, хлоритом и лейкоксеном он слагает основную ткань метаморфитов. Но иногда наблюдаются сростки крупных таблитчатых кристаллов глаукофана, образующие вместе с эпидотом сегрегации.

Особенно часто глаукофансодержащие сланцы и милониты встречаются в составе кокпельской свиты, реже в погурейских, молюдмусюрских толщах и аподиабазах орангъюганско-лемвинского комплекса. Все зафиксированные проявления аномально высокого давления контролируются Приводораздельным надвигом.

В большинстве случаев продукты регионального метаморфизма подвергаются дислокационно-метаморфическим преобразованиям, но отмечается и обратная последовательность изменений, когда на милонитовую структуру налагается порфиробластовая за счет развития кальцита.

Иногда в породах Восточно-Лемвинского пакета отчетливо просматриваются следы локальной метасоматической проработки, выражающиеся в хлоритизации, эпидотизации, серицитизации, лейкоксенизации, гематитизации. Преимущественно метасоматические и гидротермальные процессы были инициированы внедрением интрузивных тел. Они же в наибольшей степени подверглись указанным постмагматическим изменениям. Наиболее часто для пород экзо- и эндоконтактов определяется альбит-хлорит-кварц-эпидотовый минеральный парагенезис. Самые мощные зоны контактового воздействия присутствуют в подошве наиболее крупных тел базитового состава, где зона ороговикования и закалки достигает 2 м. Таким образом, контактово-метаморфизованные породы на площади листа относятся к семейству низкотемпературной альбит-эпидот роговиковой фации.

Типично гидротермальные новообразования представлены жилами, жильными зонами и прожилками кварца (гранобластического и халцедоновидного), альбита, эпидота, карбоната, включениями гематита и сульфидов.

В нескольких шлифах из кокпельских метаморфитов установлено присутствие рибекита. Возникновение рибекита в условиях зеленокаменной фации можно объяснить привносом натрия. Таким образом, метасоматоз в данном случае относится к регионально-метасоматическому классу, натриевому и кальциевому подотрядам и средне-, низкотемпературным семействам.

Присутствие реликтовых структур и новообразованные минералы, представленные альбитом, серицитом, хлоритом, кристобалитом, позволяют отнести метаморфиты Ляпинской СФЗ и Восточно-Лемвинской подзоны к монофациальному (ареальному) метаморфическому комплексу фации зеленых сланцев с проявлением масштабных тектонических преобразований и локального метасоматоза.

Метаморфизм стратифицированных образований Западно-Лемвинской подзоны выразился в слабоориентированных текстурах, оптически ориентированных чешуйках гидрослюды (микролинзовидно-сланцеватая структура). Карбонатные породы практически нераскристаллизованы и чаще всего представлены криптозернистыми известняками. Встречается несколько более высокая степень изменения, выражающаяся в перекристаллизации глинистого материала в серицит и карбонат, а также появлении микросланцевой текстуры. Участками рассланцевание выражено достаточно отчетливо (глинистые, кремнисто-глинистые, углисто-глинисто-кремнистые сланцы).

В зонах разломов породы брекчированы и залечены микрокристаллическим агрегатом кварц-кальцита, халцедона.

По данным предшественников, в составе карбонатных толщ присутствуют крупнокристаллические известняки. В одном случае, при изучении под микроскопом пагинских отложений, порода была диагностирована как филлонит по алевролиту, что предполагает ее преобразование в зеленосланцевой фации. Однако эти проявления повышенных РТ-параметров носят локальный характер.

В общем изменения пород Западно-Лемвинской подзоны обусловлены преимущественно глубоким катагенезом осадков и их незначительным динамометаморфизмом.

Характерной особенностью алевролитов и песчаников кечпельской свиты и юньягинской серии является их сланцеватость. Цемент этих пород по составу глинистый, с присутствием серицита и хлорита. Отложения свит смяты в складки с появлением тонко- (алевролиты) и толстоплитчатой (песчаники) отдельности.

Меловые осадки глауконит-опоковой толщи имеют низкую и среднюю степень литификации, глинисто-известковистый цемент, рассечены единичными плоскостями скольжения.

Обобщая фактические данные по структурно-текстурным особенностям и минеральным парагенезисам, можно отметить, что ведущим типом метаморфических преобразований на изученной площади являются зеленосланцевые изменения, иные типы метаморфизма (динамический, контактовый) являются наложенными. Зеленосланцевые изменения наиболее характерны для пород, слагающих Восточно-Лемвинский аллохтонный пакет. Отложения других структурно-тектонических элементов, по РТ-условиям, находятся преимущественно ниже кинетической границы метаморфизма, здесь слабо проявлены планарные текстуры и минеральные новообразования.

Кульминация регионального метаморфизма прошла в области температур 500–550 °С и при давлении 6–8 кБар, что, с учетом РТ-градиентов, характерных для орогенов, соответствует погружению толщ на 20–25 км [55].

Наличие новообразованных микроклина и олигоклаза, при отсутствии граната, предполагает на локальных участках пограничные температурные условия между зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фациями. Однако подавляющее большинство минеральных фаз в образованиях Восточно-Лемвинской подзоны (в зависимости от состава протолита, представленных разными соотношениями альбита, серицит-мусковита, кварца, хлорита, эпидота, актинолита) определенно свидетельствуют об их формировании в зеленосланцевой фации.

Учитывая отсутствие в зеленосланцевых комплексах продуктов диафтореза и их ареальный характер, можно предположить, что процесс экспонирования метаморфических комплексов был достаточно равномерным и длительным [32].

Все проявления глаукофан-зеленосланцевого типа приурочены к зоне Приводораздельного надвига. В большей степени они отмечены в его висячем крыле – подошве одноименного аллохтона. В данном случае повышение давления по отношению к нормальной для зеленосланцевой фации геотерме, обусловлено процессом надвигообразования. Таким образом, высокобарические комплексы в зоне Приводораздельного надвига принадлежат к общеуральскому глаукофансланцевому поясу и на Кокпельской площади фиксируют крайне западную ветвь ГУНа, которая с востока ограничивает главный коллизионный шов между палеоокеаническими и палеоконтинентальными формациями [48].

 

 

ТЕКТОНИКА

 

Территория листа Q-41-XV относится к двум крупным тектоническим структурам – Уральской складчатой системе и Предуральскому краевому прогибу, граница между которыми проводится по линии Главного ЗападноУральского надвига (ГЗУН). На современном эрозионном срезе в пределах листа зона сочленения этих структур перекрыта мезозойско-кайнозойским платформенным чехлом.

В тектоническом строении территории выделяются три структурных этажа (снизу вверх): байкальский, каледоно-герцинский и альпийский (мезозойско-кайнозойский).

Байкальский структурный этаж на дневной поверхности проявлен только пластинами и блоками «бескорневых доуралид» позднерифейско-раннекембрийского возраста в составе Лемвинского аллохтона и представлен субщелочной риолит-базальтовой формацией (молюдвожская свита). Эти образования традиционно рассматриваются как продукты внутриконтинентального рифтогенеза [152, 22], однако с учетом северо-западной (тиманской) ориентировки байкалид [40] и интенсивного проявления гранитоидного магматизма в более южных частях Ляпинской СФЗ не исключен вариант их образования в геодинамической обстановке наложенного вулкано-плутониче­ского пояса. По всей видимости, они были дислоцированы в конце кембрия, в салаирскую фазу раннекаледонского тектогенеза. Вследствие переработки последующей герцинской складчатостью признаки ранних дислокаций на листе не сохранились. Данные о строении и составе собственно байкальского фундамента, который располагается, по геофизическим данным, на глубинах более 14 км, в пределах листа отсутствуют.

Каледоно-герцинский структурный этаж на территории листа сложен интенсивно дислоцированными позднекембрийско-среднепермскими образованиями, отвечающими последовательно сменявшим друг друга геодинамическим обстановкам: внутриконтинентального рифтогенеза (базальт-песча­но-конгломератовая, риолитовая и габбродолеритовая формации), пассивной континентальной окраины (глубоководная шельфовая известняково-алевро­литовая формация и формации континентального склона и подножия – тер­ри­генная турбидитовая, известняково-аргиллито-кремнистая угле­родсодержащая) коллизии или аккреционной призмы (формации терригенного флиша и кремнисто-карбонатная терригенная флишоидная, нижней морской молассы).

Бóльшая часть территории листа, занятой комплексами этого этажа, входит в состав Лемвинского аллохтона Зилаиро-Лемвинской СФЗ, а меньшая – северо-западная, полностью перекрытая отложениями позднего мела, принадлежит к образованиям Предуральского краевого прогиба.

Альпийский структурный этаж на территории листа сложен горизонтально залегающими позднемеловыми осадками Усинско-Лемвинской депрессии (глауконитово-кремнистая формация).

Предуральский краевой прогиб

Прогиб занимает северо-западную часть территории листа Q-41-XV и представлен восточной, так называемой внутренней зоной Косью-Роговской впадины, для которой характерна значительная интенсивность складчатых дислокаций. Ввиду того, что прогиб на описываемой площади полностью перекрыт горизонтально залегающими образованиями позднего мела, данные о структурах на рассматриваемой территории отсутствуют.

Уральская складчатая система

Структуры Уральской складчатой системы занимают юго-восточную часть описываемой площади и представлены Западно-Уральской складчато-надвиговой зоной с входящим в ее состав Лемвинским синклинорием. Синклинорий представляет собой хорошо проявленную отрицательную структуру, выраженную как по кровле фундамента (погружена в ядре более чем на 14 км), так и по кровле карбонатов позднего палеозоя (погружены в ядре на глубину более 6 км).

По геофизическим данным, структура синклинория, по крайней мере в верхней части осадочного чехла (карбон–нижняя пермь), нарушена серией взбросо-надвигов. Здесь его фрагменты представляют собой, взроятно, пар­автохтон, смещенный на северо-запад. В ядре синклинория на современном эрозионном срезе располагается Лемвинский аллохтон.

Лемвинский аллохтон выделен К. Г. Войновским-Кригером в 1960 г. Последующими исследованиями Б. Я. Дембовского, М. А. Шишкина и др. его существование было убедительно подтверждено.

На территории листа Q-41-XV в строении аллохтона принимают участие два крупных пакета тектонических пластин: Западно-Лемвинский и Восточно-Лемвинский последовательно надвинутые друг на друга (с юго-востока на северо-запад) [64, 66]. Каждый из них имеет сложное складчато-чешуйчатое строение и характеризуется своим разрезом палеозойских отложений, относящихся к различным участкам палеобассейна седиментации. В составе Восточно-Лемвинского пакета присутствуют пластины и блоки более древних, допалезойских образований, рассматриваемые как «бескорневые доуралиды».

Покровы осложнены тектоническими окнами и полуокнами, в которых выходят отложения, относящиеся либо к нижележащей пластине, либо к автохтону. Встречаются также клиппы. Надвиги, переходящие в шарьяжи, ограничивающие с запада тектонические пластины и весь аллохтон, имеют в плане извилистые очертания. Складчатые структуры, имеющие уральское простирание и характеризующиеся тенденцией к опрокидыванию на запад, срезаются этими надвигами. По мнению М. А. Шишкина [64], формирование шарьяжей происходило в раннепермское время с последующим их смятием вместе со структурами автохтона приблизительно в середине триаса.

Западно-Лемвинский пакет покровов. На описываемой площади в составе пакета выделяется только Западный покров.

К Западному покрову относится полоса развития ордовикских, силурийско-девонских и каменноугольно-пермских образований, выходящая на поверхность к северо-западу от Грубеинского надвига – от бассейна р. Харута на юго-западе до бассейна р. Грубе-Ю на северо-востоке площади. Покров включает передовые предгорные увалы Самсоновых гор и предгорную равнину, прорезанную долинами рек Кокпела, Пага и Пальник-Ю, составляя по ширине выхода вкрест простирания от 12 до 16 км.

Н. В. Лютиков [115] образования Западного покрова рассматривает в качестве паравтохтона, однако это не нашло подтверждения при бурении параметрической скв. 1-Восточно-Лемвинская вблизи западной рамки листа Q‑41‑XV.

В строении покрова участвуют отложения пагатинской–кибатинской–качамылькской нерасчлененных, а также 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 средне- 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 пагатинской свиты. 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 пликативными нарушениями, осложненными многочислен­ными продольными и диагональными взбросами. По наблюдениям Н. В. Лю­тикова, сопровождающие дизъюнктивы пликативные дислокации обычно представлены разномасштабной субизоклинальной и изоклинальной линейной складчатостью, хорошо дешифрируемой в дифференцированных разрезах. Шарниры линейных складок ундулируют преимущественно полого под углами 5–15°, иногда достигая 40°. В более компетентных карбонатно-терригенных толщах (типичный пример – пагинская свита) по р. Пага характерна менее напряженная полого-волнистая мелкоамплитудная (до 10–20 м) складчатость.

Амплитуда пликативных и дизъюнктивных дислокаций значимого порядка (мезоструктур) достигает первых сотен метров. Падения пород обычно везде приобретают Уральскую ориентировку – 30–60° на юго-восток, широко развит кливаж осевой плоскости [115].

Восточно-Лемвинский пакет покровов. В составе пакета с северо-запада на юго-восток выделяются три покрова: Грубеинский, Верхнепарнокско-Воравожский и Приводораздельный.

Грубеинский покров в целом представляет собой полого-волнистую пластину, надвинутую на Западный покров. Западная его граница проходит по Грубеинскому надвигу. Ранее Н. В. Лютиковым выделялся под названием Главного покрова. Покров занимает значительную часть площади и прослежен по верховьям рек Погурей, Кокпела и Молюдвож на протяжении более 50 км.

В его строении на территории листа участвуют образования погурейской, грубеинской–харбейшорской нерасчлененных и харотской свит. Ограничивающая чешуи снизу плоскость Грубеинского надвига (шарьяжа) имеет в основной части покрова волнистое субгоризонтальное залегание, вследствие чего на территории смежного листа в междуречье Сев. Харуты и руч. Увьявож наблюдается узкое вытянутое на северо-восток эрозионное тектоническое полуокно, в котором обнажаются отложения няньворгинской свиты, относящиеся к Западному покрову.

В юго-западной части территории листа на поверхность выходит изолированный фрагмент Грубеинского покрова, представленный образованиями погурейской и нерасчлененных грубеинской и харбейшорской свит. Покров почти полностью находится под чехлом верхнемеловых отложений Усинско-Лемвинской депрессии на продолжении Малонадотинской синформы [152]. При этом Западный покров полностью перекрывается Грубеинским покровом. Достоверность такой интерпретации полностью подтверждается картировочным бурением [114] и проходкой параметрической скв. 1-Восточно-Лемвинская, которая находится вблизи западной рамки листа [28].

Верхнепарнокско-Воравожский покров по своему внутреннему строению сходен с Грубеинским и сложен образованиями погурейской и молюдмусюрской свит, а также «бескорневыми доуралидами» молюдвожской свиты. Западная его граница проходит по Верхнепарнокскому надвигу, который срезает структуры Грубеинского покрова. Плоскость надвига имеет сравнительно крутое залегание (50–60º).

В составе Верхнепарнокско-Воравожского покрова ранее Н. В. Лю­ти­ко­вым [115] выделялась Молюдвожская пластина, пространственно совпадающая с выходами молюдмусюрской свиты раннего–среднего ордовика.

Приводораздельный покров на территории листа сложен образованиями погурейской, кокпельской, грубеинской свит, а также риолитами пожемского и габбродолеритами орангъюганско-лемвинского комплексов. Для него 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.

Формирование структуры Лемвинского аллохтона происходило в три этапа. Первый начинается тектоническим расслоением разреза и шарьированием 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 Зилаиро-Лемвинской СФЗ, что определяется нормальными стратиграфическими соотношениями с подстилающими отложениями яйюской и кечьпельской (на западе) свит, участвующих в строении Западного покрова. Время надвигания аллохтона на отложения Елецкой СФЗ определяется концом ранней перми [64, 66]. 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 [64, 66].

Разрывные нарушения на территории листа имеют преимущественно северо-восточную ориентировку, их образование относится к каледоно-герцин­скому этапу развития складчатой системы. Наиболее крупными из них являются Главный Западно-Уральский – северо-западная граница Лемвинского аллохтона и Грубеинский надвиги. К структурам более мелкого порядка относятся Верхнепарнокский и Приводораздельный надвиги.

Грубеинский надвиг падает под углами 30–50° на юго-восток и отделяет Западно-Лемвинский пакет покровов от Восточно-Лемвинского.

Верхнепарнокский и Приводораздельный надвиги аналогичны по своей кинематике и трактуются как взбросо-надвиги, падающие под углами 30–60° на юго-восток и отделяющие покровы и пластины друг от друга [137].

Мощные зоны дробления на контактах пластин в составе Лемвинского аллохтона отсутствуют; отмечается лишь интенсивная милонитизация пород в полосе шириной 3–5 м. Залегание слоистости, как правило, параллельно контактам и обычно крутое (40–70°). Все это свидетельствует о первоначально доскладчатой шарьяжной природе этих разломов.

Максимальная амплитуда фронтального надвига Лемвинского аллохтона на собственно елецкий комплекс определяется величиной 10–15 км. Значительно бóльших амплитуд достигают взаимоперемещения покровов внутри аллохтона [64, 66].

Относительно немногочисленные разрывные нарушения северо-западной ориентировки сбросо-сдвигового характера являются более молодыми по отношению к северо-восточным, пересекая и смещая последние; они также составляют каркас Лемвинского поперечного блока.

 

 

 

 

 

ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ

 

В геологической истории рассматриваемой территории выделяются следующие главнейшие циклы ее развития: байкальский (доуральского основания), каледоно-герцинский и мезозойско-кайнозойский (альпийский).

Байкальский цикл развития

В позднем рифее в условиях рифтогенеза, вероятно, на коре континентального типа формировались умереннощелочные базальтоиды нижнемолюд­вожской подсвиты. Присутствие в разрезе яшмоидов и прослоев вулканогенно-терригенных пород указывает на преимущественно подводно-морские условия формирования базальтоидов. В дальнейшем под воздействием зоны субдукции, падавшей под Ляпинский микроконтинент с юго-запада, произошло формирование наложенного вулкано-плутонического пояса на коре континентального типа, на территории листа представленного вулканитами верх­не­молюдвожской подсвиты.

В конце венда–начале кембрия начинаются коллизионные процессы, приведшие к складчатым деформациям и орогенезу. В раннем кембрии они завершаются, и район становится частью Восточно-Европейского континента (ВЕК). В среднем кембрии горная страна была полностью пенепленизированна. В этот период в континентальных условиях формируются коры выветривания латеритного профиля [66].

Некоторые исследователи несогласны с наличием байкалид в Лемвинской зоне, считая, что они были уничтожены в процессе деструкции коры и раскрытия уральской океанической структуры. Отложения молюдвожской свиты, по их мнению, относятся к самому началу каледоно-герцинского этапа развития и принадлежат к рифтогенной формации начала деструкции континентальной коры [115].

Каледоно-герцинский цикл развития

С позднего кембрия на восточной окраине ВЕК начинается новый этап рифтогенеза, связанный предположительно с задуговым спредингом. В результате процессов растяжения на прилегающей части континента образуется серия внутриконтинентальных грабенов, в которых сначала в континентальных, а затем в прибрежно-морских условиях идет накопление конгломерато-песчаниковых отложений погурейской свиты. В это же время происходит внедрение риолитов пожемского магматического комплекса. По мере углубления бассейна в разрезе погурейской свиты начинают преобладать песчано-алевролитовые отложения. На поднятиях (горстах), формируются относительно мелководные терригенно-карбонатные осадки пагатинской и кибатинской свит. В раннем ордовике, вероятно в осевых зонах рифтов, среди образований кокпельской свиты широко проявляется контрастный риолит-базальтовый магматизм, при преобладании излияний толеитовых базальтов. Параллельно происходит внедрение габбродолеритовых силлов и даек орангъ­юганско-лемвинского комплекса.

В это же время восточная окраина ВЕК интенсивно погружается, формируя явно выраженный континентальный склон, на котором в течение позднего тремадока–раннего аренига вне пределов вулканогенных поднятий, сложенных вулканогенными образованиями кокпельской свиты и терриген­но-карбонатными отложениями пагатинской и кибатинской свит, идет накопление турбидитных пестроцветных песчаников и алевролитов грубеинской
свиты.

В дальнейшем территория продолжает испытывать погружение, и в арениге на континентальном склоне происходит накопление зеленоцветных терригенных осадков нижнехарбейшорской подсвиты, а в наиболее восточных районах – вулканогенно-терригенных образований молюдмусюрской свиты.

Начиная со среднего ордовика, восточный край ВЕК развивается как типичная пассивная окраина. В течение средне- и позднеордовикского времени на территории листа в условиях континентального склона идет формирование преимущественно тонких, алевролитовых отложений верхнехарбейшорской подсвиты, а на унаследованных поднятиях – терригенно-карбонатной качамылькской свиты.

С конца позднего ордовика–раннего силура на восточной окраине ВЕК начинается новый трансгрессивно-регрессивный мегацикл. На территории листа это выражается образованием известняково-черносланцевых толщ харотской свиты в условиях шельфа.

С раннего эмса шельф испытывает ряд знакопеременных колебаний с общей тенденцией к погружению. Очередная трансгрессия прерывается рядом кратковременных осушений, во время которых происходит частичный размыв ранее накопленных отложений. Продукты размыва и тонкий пелитовый материал сбрасывались к подножию карбонатной платформы и на континентальный склон, где из них формируются терригенно-олигомиктовые пагинские слои, представленные на территории листа фрагментами турбидитных конусов выноса.

В позднем живете происходит резкое опускание шельфовой зоны, что приводит к прекращению сноса грубого терригенного материала с запада. На территории листа в условиях континентального склона до границы турне–визе происходит накопление глубоководных тонких ленточных отложений, из которых образовались силициты и яшмоиды няньворгинской свиты.

В каменноугольное время в восточной части Лемвинской зоны происходит формирование мощной граувакковой толщи карбонатно-терригенной яйюской формации, отражающей начало коллизии ВЕК с островной дугой и как следствие, воздыманий восточнее территории листа.

В течение позднего карбона–ранней перми на описываемой территории идет накопление терригенного грауваккового флиша кечпельской свиты, формирующегося, вероятно, в осевой части остаточного трога.

Усиление горообразования к началу артинского века привело к заполнению некомпенсированного «флишевого» трога и его миграции на территорию бывшего палеошельфа Елецкой зоны с образованием современного Предуральского краевого прогиба [115]. Время формирования терригенного грауваккового флиша отражает наиболее активную фазу коллизионных подвижек Уральского региона. Со второй половины кунгура в пределах палеоподнятий начинается интенсивное накопление угленосных отложений.

Процессы орогенеза, сформировавшие покровно-складчатые структуры Урала, начались в карбоне и закончились в мезозойский этап развития. Выдвижение шарьяжей начинается с востока Зилаиро-Лемвинской СФЗ на рубеже ранне- и среднекаменноугольного времени и заканчивается в поздней перми надвигом Лемвинского аллохтона на образования Елецкой СФЗ до их современного, крайне западного положения [64, 66].

Пликативный тектогенез, незначительные смещения по надвигам и образование поперечных северо-западных разрывов, затухая по интенсивности, происходили на территории листа вплоть до юры.

Мезозойско-кайнозойский (альпийский) этап развития

После завершения формирования покровно-надвиговой структуры орогена в завершающую фазу тектогенеза, на рубеже поздний триас–юра покровные структуры испытали дополнительное смятие конформно с подстилающими карбонатами Елецкого комплекса. В дальнейшем вся рассматриваемая территория развивается в условиях спокойного тектонического режима. При этом западная часть Уральской системы, в отличие от восточной части, какое-то время остается преимущественно приподнятой, и только в позднем мелу здесь образуется эпиконтинентальный морской бассейн, несомненно, связанный с одновозрастным Западно-Сибирским морем. Сформировавшиеся в нем осадки, представленные глауконит-опоковой толщей, указывают на отсутствие сколько-нибудь существенных поднятий на его окраинах в этот период времени.

На континентальной части территории, вероятно, в олигоцене формируется предгорный педиплен, на выровненной поверхности которого развиваются каолинит-гидрослюдистые коры выветривания.

В эоплейстоценовое время трансгрессия палеобассейна Коми охватывает северо-западную часть листа, где происходит накопление пород роговской серии. На протяжении раннего неоплейстоцена территория приподнимается, о чем свидетельствует резкий перепад в осадконакоплении и максимально эродированные высокие реликтовые цоколи педимента. В период сылвицкого межледниковья (427–301 тыс. лет) отмечается слабая ингрессия палеобассейна, следы проникновения которой на площади фиксируются фрагментарно в виде озерно-аллювиальных отложений сылвицкого горизонта на севере листа.

Во второй половине среднего неоплейстоцена (301–127 тыс. лет) в период резкого похолодания климата, в условиях тектонической стабилизации территории, начинается оледенение, следы которого фиксируются практически повсеместно в виде отложений пачвожской покровной морены. Движение ледника происходило в северо-западном направлении.

В стрелецкое время (127–71 тыс. лет) последовало слабое потепление и малоамплитудное понижение территории. На северо-западе наступление моря подтверждается формированием аллювиально-морской террасы, а во внутренних областях и в предгорьях – озерно-аллювиальной равнины. Период ханмейского оледенения (71–57 тыс. лет) на территории листа фиксируется в пределах уральского кряжа и сопровождается образованием морен горно-долинного оледенения. На северо-западе формируется 3-я терраса прадолины р. Уса. В невьянское время (57–24 тыс. лет) происходит образование террас 2-го уровня.

Поздний неоплейстоцен (24–11 тыс. лет) характеризуется как эпоха полярноуральского (сартанского) горно-долинного оледенения. С ней связывается образование сохранившихся до настоящего времени небольших ледников и формирование на их окраинах морен. На равнинной части в этот период происходит формирование первой надпойменной террасы.

В голоцене, в условиях оживления блоковых подвижек и регрессии арктического бассейна под действием различных денудационных агентов происходит окончательное формирование современного облика территории с образованием комплекса континентальных рыхлых озерно-болотных и аллювиальных отложений.

 

 

ГЕОМОРФОЛОГИЯ

 

Геоморфологическое районирование

Общий план геоморфологического строения территории, расположенной в пределах уральского горного сооружения и восточной окраины Русской равнины, неоднороден: юго-восточная часть представлена низкогорными массивами субальпийского типа (зона кряжа) и отпрепарированным педипленом (западные предгорья), а северо-западная – аккумулятивно-денудационной поверхностью Предуральской равнины.

Зона Предуральской аккумулятивно-денудационной равнины (I) включает юго-восточную окраину Усинско-Лемвинской депрессии. Ее поверхность полого-увалистая, слабо наклонена к северо-западу. Абсолютные отметки варьируют от 60 до 150 м. Глубина эрозионного вреза в ее пределах достигает 40–60 м. Рельеф равнины имеет мягкие, плавные очертания, так как сформирован на существенно глинистых ледниково-морских и ледниковых образованиях. Водоразделы пологоволнистые слабонаклонные, иногда плоские. Рисунок речной сети приближен к параллельно направленному с юго-западной ориентировкой.

Уральские горы (II) включают Западные предгорья (II.1) и Зону кряжа (II.2).

Западные предгорья (II.1) протягиваются в виде полосы шириной 10–20 км к западу от среднегорных массивов зоны кряжа. Они представляют собой всхолмленную равнину с широкими, уплощенными водоразделами. Абсолютные отметки поверхностей изменяются от 150 до 550 м. Глубина эрозионного расчленения достигает 80–200 м. Своеобразный характер рельефа обусловлен процессами педипленизации, сопровождавшимися интенсивным химическим выветриванием палеозойских пород в олигоцене. Рельеф водоразделов имеет холмисто-волнистые слабовыпуклые очертания. Речная сеть ориентирована преимущественно на северо-запад. В новейший тектонический этап произошло омоложение рельефа зоны и, как следствие, размыв значительной части кор выветривания.

Зона кряжа (II.2) представляет собой систему горных хребтов и массивов, ориентированных в северо-восточном направлении, как правило, приуроченных к наиболее устойчивым к выветриванию породам. Максимальные высотные отметки в пределах листа не превышают 960 м. Облик рельефа этой зоны определяется преобладанием эрозионных и экзарационных склонов, смоделированных криогенными процессами. Водоразделы имеют резкоизвилистые очертания, хотя прослеживается ориентировка основных хребтов в северо-восточном направлении. Рисунок речной сети приближен к центростремительному типу. Глубина эрозионного расчленения – 400–500 м.

Генетические категории рельефа

По преобладающим факторам экзоморфогенеза, в пределах исследуемой территории выделены выработанный и аккумулятивный генетические категории рельефа.

Выработанный рельеф зоны кряжа обусловлен складчато-блоковой структурой территории и проявлением горстовых поднятий с последующим глубоким эрозионным расчленением, отпрепарированный различными экзогенными процессами: водной эрозией, экзарацией, дефляцией, и др.

Структурно-денудационный рельеф представлен склонами горных гряд и массивов (1), образовавшихся в результате препарировки элементов интрузивных тел, разрывных нарушений и складчатых структур, бронированных устойчивыми к выветриванию породами. Данные поверхности, подчиняясь общему морфоструктурному плану, вытянуты в северо-восточном направлении. Мелкие структурно-денудационные формы представлены уступами препарированных пластов и даек. Высота их не превышает 10 м, а протяженность достигает 2–3 км.

Основной возраст структурно-денудационных форм рельефа принимается мезозойско-неогеновым ввиду того, что структурно-вещественные факторы действуют с момента начала денудации эпигерцинского горного сооружения Урала. Однако основное время их формирования приходится, вероятно, на период интенсивного роста Урала в неогене.

Денудационный рельеф включает эрозионные склоны речных долин, экзарационные поверхности троговых долин и каров, денудационные склоны горных массивов, сопряженные с поверхностью отпрепарированного цокольного педиплена олигоценового возраста, а также реликты древних поверхностей выравнивания (пенеплены), созданные процессами комплексной денудации. Среди последних выделяются реликты цокольного пенеплена раннемезозойского возраста и фрагменты цокольного пенеплена позднемезозойско-эоценового возраста.

Крутые эрозионно-экзарационные склоны средних и низких гор (2). Троговые долины и кары средненеоплейстоцен-голоценовых оледенений нерасчлененные (QII-H) широко развиты в зоне кряжа. Выработанные экзарационные поверхности ханмейского и полярноуральского оледенений не расчленены, хотя в их размещении наблюдается определенная ярусность и последовательность. Наиболее высокий ярус экзарационного рельефа принадлежит к полярноуральским трогам и карам. Отметки их днищ располагаются в пределах 500–700 м. Поляр­ноуральские троги обычно наследуют ранее выработанные троги ханмейского оледенения и развиты на листе преимущественно в истоках бассейна р. Вост. Кокпела. Кары ханмейского возраста реконструируются в верховьях р. Зап. Кокпела в виде более крупных по размеру полуразрушенных чаш с уплощенным днищем, в которые вложены более молодые эрозионные врезы.

К фрагментам экзарационных доханмейских поверхностей отнесены пологие склоны долин в зоне кряжа, располагающиеся выше перегибов полярноуральских трогов.

Холмисто-волнистая денудационная равнина (3) сформированная на супесчано-глинистых отложениях плиоцена–эоплейстоцена (N2-QE) выделена в западной части листа на пологих склонах долин рек Уса и Юнъяга, сложенных ледниково-морскими отложениями эоплейстоцен-ранненеоплейстоценового возраста. В последующее и настоящее время они подвергаются пассивной денудации, обусловленной криогенными, флювиальными и эоловыми процессами, с образованием радиально расходящихся долин и оврагов.

Холмисто-увалистая возвышенная денудационная равнина (4). Поверхность отпрепарированного цокольного педиплена (¼3) образует волнисто-грядовую равнину западных предгорий в виде уплощенных водоразделов и прилегающих к ним пологих склонов, обрамляющую зону кряжа. Абсолютные отметки ее изменяются от 180 до 360 м.

Олигоценовый возраст поверхности выравнивания определяется на основании гидрослюдисто-каолинового состава кор выветривания, локально сохранившихся в ее пределах, а также хорошей сопоставимости этого геоморфологического яруса с олигоценовой поверхностью Среднего и Южного Предуралья.

Плосковершинные участки низких гор (5). Реликты цокольного пенеплена (MZ2-¼2) формируют плоские вершины большинства водоразделов в пределах зоны кряжа. Высотные отметки колеблются в диапазоне от 240 до 600 м. Вслед за А. П. Сиговым (1984 г.), фрагменты описываемой поверхности мы условно относим к остаткам позднемезозойско-палеогенового (эоценового) пенеплена. Косвенным подтверждением его существования является наличие одновозрастных морских отложений глауконитовых песчаников верхнего мела, опок и диатомитов палеогена в Усинско-Лемвинской депрессии.

Плосковершинные и слабонаклонные участки средних гор (6). Реликты цокольного пенеплена (MZ1) развиты локально (менее 1 % площади листа). Представляют собой относительно плоские вершины водораздельных хребтов зоны кряжа с абсолютными отметками более 600 м. На них повсеместно развиты элювиальные и элювиально-делю­виаль­ные неоген-четвертичные образования. Время формирования цокольного пенеплена условно принимается раннемезозойским.

Аккумулятивный рельеф. В соответствии с ведущими рельефообразующими факторами аккумулятивные поверхности рельефа разделены на флювиальные, аллювиально-озерные, ледниковые, флювиогляциальные, пролювиальные, делювиально-солифлюкционные. В целом возраст аккумулятивного рельефа, как правило, коррелируется с возрастом слагающих его образований.

Делювиально-солифлюкционные предгорные шлейфы (QIII-H) (7) развиты в зоне кряжа и предгорий. Они занимают площадь менее 1 % территории листа. Ширина шлейфов, наклоненных от гор в сторону предгорной равнины, достигает 1,5 км. Поверхность осложнена мелкими солифлюкционными террасами и ложбинами продольного стока. Формирование шлейфов началось в позднем плейстоцене и продолжается по настоящее время.

Поймы, первая-вторая надпойменная террасы эрозионно-аккумулятивные (QIII-H) (8) развиты как в пределах аккумулятивной равнины, так и в предгорной части листа в долинах крупных и средних рек. Поверхность формируется отложениями сырьяхинского, ярвожского и голоценового аллювия. Характерным признаком этих поверхностей является террасированная скульптура рельефа. Поверхности базируются на осадках позднеплейстоцен-голоценового возраста и имеют исключительно аккумулятивную природу.

Третья надпойменная терраса (QIII) (9) наиболее широко развита на северо-западе территории листа в междуречье Уса–Юнъяга. Она сформирована седловым аллювием и представлена плоско-волнистой скульптурой рельефа с диапазоном абс. отм. от 60 до 90 м.

Четвертая надпойменная терраса (QIII) (10) прослеживается на северо-западе листа по правобережью долины р. Уса на абс. отм. 90–100 м. Сформирована аллювиально-озерными отложениями чулейской толщи. Незначительно расчленена более молодыми эрозионными процессами.

Холмисто-западинный и параллельно-грядовый рельеф морен ханмейских и полярноуральских ледниковых равнин (QIII) (11) включает относительно крупную овальную лопасть морены в верховьях р. Зап. Кокпела и днища трогов ханмейского и полярноуральского возрастов. Эта поверхность имеет типичный холмисто-западинный, холмисто-грядовый рельеф, часто с четко выраженными донными, боковыми и конечными моренами. Высота моренных гряд и холмов над поверхностью донной морены достигает 2–7 м, а отдельных конечно-моренных образований – 16 м.

Плоско-холмистая ледниковая равнина, переработанная склоновыми процессами (QII) (12) протягивается с юго-запада на северо-восток и формирует облик Предуральской аккумулятивной равнины, частично перекрывая западные предгорья. Она представлена ледниковыми образованиями среднеуральского надгоризонта. В пределах поверхности в настоящее время широко проявлены современные криогенные процессы, о чем свидетельствуют соответствующие им микроформы (полигоны вымораживания, термокарстовые озера, бугры пучения, солифлюкционные оползни и др.). Высотные отметки находятся в пределах от 80 до 250 м.

История формирования рельефа

По литературным источникам [53, 25], в мезозойско-кайнозойской истории формирования рельефа Урала выделяется шесть тектоно-климатических этапов: эомезозойский, раннемезозойский, позднемезозойско-палеогеновый, олигоценовый, миоценовый и плиоцен-четвертичный.

Прямых сведений о событиях эомезозойского этапа в пределах листа нет. На раннемезозойском этапе в условиях умеренно теплого гумидного климата сложились благоприятные условия для пенепленизации. Эомезозойские горы Урала были преобразованы в новую структурную поверхность – пенеплен с корой выветривания латеритного профиля. Коррелятные осадки в пределах территории не сохранились, но остаточные фрагменты этого пенеплена наблюдаются в пределах самого высокого яруса рельефа зоны кряжа – от 900 до 1400 м.

На позднемезозойско-палеогеновом этапе в условиях субтропического и тропического гумидного климата большая часть территории продолжала оставаться приподнятой над уровнем моря. В этих условиях формировалась поверхность позднемезозойско-среднепалеогенового пенеплена, фрагменты которой сохранилась в современном рельефе в виде уплощенных водоразделов на высотах от 360 до 600 м.

В олигоценовый этап на фоне общего сводового поднятия Урала в условиях гумидного климата образовался педиплен с каолиново-гидрослюдистым профилем выветривания, который окаймлял возникшее к этому времени горное сооружение. Параллельно началось формирование эрозионно-структур­ных депрессий. На существование в это время горного рельефа указывает валунно-галечный состав малдинского аллювия [25].

На миоценовом этапе в условиях засушливого климата с сезонами ливневых осадков широко проявляется педипленизация с образованием крутых склонов. Формируются структурно-денудационные уступы.

На плиоцен-четвертичном этапе сводово-глыбовое поднятие Урала продолжалось в режиме колебательных движений, что привело к многократным перестройкам речной сети и ингрессиям арктического бассейна. На современном эрозионном срезе верхняя граница развития эоплейстоценовых ледниково-морских отложений достигает абс. отм. 200 м. Начиная, вероятно, с раннего эоплейстоцена, горная часть Урала становится центром неоднократных оледенений, однако прямые свидетельства этому в виде соответствующих морен известны только начиная со среднего неоплейстоцена. Ранние оледенения были, вероятно, покровными или полупокровными, на что указывает широкое распространение эрратических валунов на всех выровненных поверхностях, в том числе и на главном Уральском водоразделе. Присутствие валунов кварцитопесчаников ордовика на водоразделах Войкаро-Сынинского горного массива указывает на движение ледниковых масс с севера [25].

Последующие оледенения (ханмейское, полярноуральское и современное) имели горно-долинный характер и сформировали современный облик зоны кряжа.

 

 

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

 

На территории листа Q-41-XV установлено 11 месторождений опок, глин и строительных материалов с утвержденными запасами и ресурсами; 26 проявлений меди, редких земель, золота, баритов, опок и глауконита, выявлено 94 пункта минерализации различных видов твердых полезных ископаемых, а также 15 структур, перспективных на углеводородное сырье (прил. 1, 2, 3). Минерагению территории определяют марганец, медь, золото и бариты.

МЕТАЛЛИЧЕСКИЕ ИСКОПАЕМЫЕ

Черные металлы

Железо. На площади известно четыре пункта минерализации железа. Пункты минерализации IV-4-20 и IV-4-45 расположены в горной юго-восточной части листа и связаны с линейными зонами гидротермально измененных осадочных пород погурейской свиты [79]. Изменения представлены окварцеванием, карбонатизацией, хлоритизацией и эпидотизацией. Протяженность зон – от 1 до 1,5 км при мощности 8,5–18,5 м. Повышенные содержания Fe2O3 5–18,4 % связаны с вкрапленностью гематита. В этом же районе описаны еще два пункта минерализации (IV-4-36, IV-4-43) в породах погурейской и кокпельской свит с тонкой вкрапленностью титансодержащего гематита [18]. Практического значения данные объекты не имеют.

 

Марганец. В районе р. Пага (II-3-1, II-3-3) Н. В. Лютиковым [115] было описано два пункта минерализации марганца, видимо, гидротермального типа, находящихся в зоне тектонического контакта харотской и пагатинской свит. Содержание MnO в обохренных породах контакта – 3,19 и 7,55 %.

Гидротермально-осадочный тип марганцевого оруденения был выявлен на описываемой площади в разрезе кремнистых алевролитов няньворгинской свиты [136]. В верховьях правого притока р. Кокпела обнаружено марганцевое оруденение (III-4-3) терригенно-кремнистой рудной формации, представленное прослойками окисленных марганцевых минералов. По результатам силикатного анализа, содержание в пробе (%): MnO – 9,75, Fe2O3 – 17,46, TiO2 – 0,3 %. Спектральным анализом отмечаются также повышенные концентрации Zr – 0,05 %, Ba – 0,5 %, Zn – 0,03 %.

Геохимическими поисками по потокам рассеяния [136] было выявлено восемь геохимических ореолов марганца различных размеров. Наиболее контрастный ореол расположен у восточной рамки планшета на левобережье р. Погурей (II-4-5). Содержания марганца здесь достигают 10–12 %. Продуктивность остальных ореолов значительно ниже (0,15–2,0 %). Аномальные содержания марганца приурочены преимущественно к полям развития качамылькской и няньворгинской свит.

Титан. По материалам В. Н. Гессе [18], признаки вулканогенно-оса­доч­ного титанового оруденения на площади работ были выявлены среди пород кокпельской свиты. Ильменит и титансодержащий гематит образуют обильную рассеянную вкрапленность мелких кристаллов вдоль плоскости сланцеватости зеленокаменных пород. Содержание титана в породе обычно не превышает 3–5 %. В верховьях руч. Эффузивный, притока р. Игядейюган (IV‑4‑55), из кварцево-полевошпатовых прожилков отобраны штуфные пробы с включениями кристаллов ильменита. Содержание титана составляет
8–10 %. Практического значения проявления титана не имеют.

Цветные металлы

Медь. Из рудных полезных ископаемых на описываемой площади медная минерализация имеет наиболее широкое распространение. Количество проявлений и пунктов минерализации меди составляет более 80 % от общего списка рудных объектов. Пространственно все проявления меди локализуются в юго-восточной части листа среди отложений Восточно-Лемвинской структурно-формационной подзоны. Всего на площади работ известно восемь проявлений и 65 пунктов медной минерализации. Все эти объекты относятся к двум рудным формационным типам – медистых песчаников и гидротермальному медно-жильному [25, 136]. Ниже приводится описание медных проявлений по А. И. Водолазскому [78, 79, 80] и Н. В. Лютикову [115].

 

Медистые песчаники. Оруденение связывается с терригенным разрезом молюдмусюрской свиты. К наиболее изученному объекту этого типа относится Молюдвожское проявление меди.

Проявление Молюдвожское (IV-4-31) расположено в верховьях р. Тумбо­лова и руч. Молюдвож и отнесено к формации медистых песчаников, подтип – саурипейский дельтовый. Медное оруденение локализуется в подошве зеленоцветных песчаников и конгломератов молюдмусюрской свиты на контакте с их красноцветными разностями. Для рудовмещающих пород характерна значительная гидротермальная проработка: окварцевание, хлоритизация, карбонатизация, серицитизация, гематитизация и, в незначительной степени, пиритизация. Породы пронизаны прожилками кварцевого и карбонатного состава. Канавами вскрыто восемь рудоносных зон, приуроченных к разным горизонтам свиты. Мощности зон варьируют от первых до 46 м, протяженность обычно – 100–150 м, иногда достигает 200–250 м. Распределение оруденения внутри зон неравномерное. Рудные минералы представлены халькозином, борнитом, халькопиритом, ковеллином, малахитом, азуритом, купритом, гематитом, пиритом, лимонитом, выявлены самородная медь и самородное серебро. Рудные минералы присутствуют в виде мелкой рассеянной вкрапленности, тонких прожилков и небольших гнездообразных скоплений.

По характеру оруденения и минеральных ассоциаций А. И. Водолазским [80] с запада на восток выделено три зоны.

1. Зона с борнит-халькозиновой минерализацией имеет максимальную мощность, вскрытую канавами, 46 м при протяженности 100–150 м. По всему интервалу отмечаются примазки малахита. Наиболее обогащенный интервал, с прожилками и гнездообразными скоплениями халькозина и борнита составляет 27,6 м. Спектральным и химическим анализами установлены содержания: Cu – 0,1–1,86 %, Ag – 1–37,2 г/т. Концентрация меди в точечных пробах, отобранных из шлейфа обломков – 0,3–1,63 %, серебра – 1–51,2 г/т.

2. Зона борнит-халькозиновой минерализации с вкрапленностью самородной меди и халькопирита. Оруденение аналогично таковому из первой зоны, но с примесью самородной меди и халькопирита. В пачке окварцованных песчаников мощностью 33 м вскрыто шесть интервалов с такой ассоциацией мощностью от 0,9 до 5,8 м при содержании в них меди 0,1–0,94 %, серебра от 0,2–3 до 27–83 г/т. Зоны прослеживаются на 50–100 м.

3. Зона с халькопиритовой минерализацией. Мощность зоны рассеянной вкрапленности халькопирита – 23 м. Содержания Cu – от сотых долей до 1,49 %, Ag – 1–51,3 г/т. Наряду с халькопиритом здесь присутствуют халькозин, борнит, отмечается редкая вкрапленность самородной меди.

По мнению А. И. Водолазского, эти зоны сверху вниз отражают вертикальную минеральную зональность на Молюдвожском проявлении.

По данным В. М. Макова [117], в рудах проявления обнаружено серебро в количестве до 340 г/т, в том числе самородное. Концентрация золота в рудах низкая и составляет сотые доли г/т, однако в двух штуфных пробах пробирный анализ показал его содержания 0,9 и 1,2 г/т, при концентрации в них Ag соответственно 147,2  и 112,8 г/т.

По материалам Н. В. Лютикова [114], прогнозные ресурсы Молюдвожского проявления по категории Р2 оцениваются для меди в 50 тыс. т, для серебра в 10 т.

 

Медно-жильное оруденение. Представлено семью проявлениями и многочисленными пунктами минерализации. Для этого типа характерна локализация минералов меди в гидротермальных жилах и прожилках различного состава. Ниже приводится описание наиболее типичных и изученных объектов данного типа.

Проявление Верхнекокпельское (III-4-18) расположено в верховьях р. Верх. Кокпела. Его оценка проведена с использованием геохимических поисков по вторичным ореолам рассеяния (сеть 100 × 20 м), горных работ и колонкового бурения. В геологическом строении принимают участие рифейско-нижнекем­брийские отложения молюдвожской свиты, представленные туфами и туфосланцами преимущественно кислого состава, а также вулканогенно-оса­доч­ные отложения молюдмусюрской свиты. Магматические породы присутствуют в виде субсогласных тел риолитов пожемского комплекса и кососекущей дайки долеритов орангъюганско-лемвинского комплекса.

Выделяются две зоны медной минерализации, пространственно разобщенных между собой. Первая располагается среди вулканитов основного состава, где канавами в рассланцованных андезибазальтовых порфиритах с маломощными (до 1 см) кварцевыми и кварц-карбонатными прожилками вскрыто пять рудных горизонтов мощностью от 0,4 до 4,9 м с убогой вкрапленностью сульфидов. Здесь же горными выработками подсечены четыре кварц-карбонатные жилы мощностью 0,1–0,2 м с редкой вкрапленностью рудных минералов. Суммарная мощность рудной зоны – около 100 м при мощности безрудных интервалов 10–15 м, протяженность превышает 1500 м. В юго-западном направлении наблюдается ее выклинивание, а на северо-восточном фланге зона срезается разломом. Содержание меди в минерали­зованных интервалах на поверхности не превышает сотых долей процента, серебра – 4 г/т.

Вторая рудная зона приурочена к толще кислых эффузивов и прослежена более чем на 500 м. Медная минерализация приурочена к тектоническому контакту сильно рассланцованных, серицитизированных риолитов пожемского комплекса и кварц-полевошпатовых песчаников, пронизанных многочисленными согласными и кососекущими кварцевыми жилками мощностью до 5 см и более. Минералы меди присутствуют в виде тонких (1–2 мм) прожилков и мелких (до 3 мм) гнездообразных скоплений, которые наблюдаются как в кварцевых жилках, так и во вмещающих их породах. В северном направлении зона выклинивается до 1,2 м в коренном выходе и до 0,7 м по канаве. Опробование коренного выхода показало содержание Cu 0,7 %, Ag 31,5 г/т и следы Au. В канавах содержание меди уменьшается на порядок, при полном отсутствии благородных металлов.

Проявление Верхнекокпельское (южный фланг) (III-4-21). Рудная зона находится на контакте красноцветных песчаников молюдмусюрской свиты и риолитов пожемского комплекса. Минерализация представлена преимущественно малахитом и азуритом с подчиненным количеством халькозина, ковеллина, куприта, халькопирита и борнита. Рудные минералы локализуются преимущественно в кварцевых прожилках, как согласных с рассланцеванием пород, так и секущих. Мощность минерализованной зоны – 0,7–1,2 м. Содержание меди по канавам – 0,01–0,04 %.

В результате бурения до глубины 21,5 м было установлено следующее:

– вещественный состав рудной минерализации с глубиной не меняется и наблюдается тот же горизонт, обогащенный гидрокарбонатами меди;

– содержания металла по керну скважин остаются на уровне проб из канав, не превышая сотые доли процента;

– минерализованная зона на глубину выклинивается.

По материалам А. И. Водолазского [78], однозначно перспективы проявления выяснены не были. Он рекомендует его доизучение с применением горных и буровых работ, предполагая связь оруденения на южном фланге с формацией медистых песчаников.

Проявление Тумболовавожское (IV-4-10) расположено в верховьях руч. Тум­бо­ловавож. В его геологическом строении принимают участие отложения молюдмусюрской свиты и тела риолитов пожемского комплекса. Выявлены Западная и Восточная зоны кулисообразных жил кварц-карбонат-борнит-халькозинового и кварц-карбонат-халькопирит-пиритового состава, приуроченные к эндоконтактам тела риолитов.

По данным А. И. Водолазского [78], Западная зона вскрыта канавами и расположена в лежачем боку тела риолитов. Риолиты рассланцованы, альбитизированы и нередко брекчированы, содержат прожилки кварцевого и карбонат-кварцевого состава. Рудные минералы представлены халькозином, борнитом и малахитом. Мощности минерализованных интервалов изменяются от 1 до 3 м, при общей протяженности зоны около 1000 м. В зоне окисления содержания меди низкие – тысячные и сотые доли процента. При уменьшении степени окисления первичных минералов концентрация Cu возрастает до 0,5 %. По данным ПКСА, содержания Ag в пробах из Западной зоны – 1,3–5,0 г/т, Pb n × 10–4 %.

Породы Восточной зоны также несут следы гидротермальной проработки, но, в отличие от Западной, риолиты в эндоконтакте интенсивно пиритизированы. Медная минерализации концентрируется в двух зонках мощностью 1–2,5 м, разделенных 10 м «пустых» пород, и представлена примазками малахита и азурита, реже вкрапленностью халькозина, борнита и халькопирита. Содержание Cu в зоне пиритизации обычно 0,005–0,007 % и редко поднимается до 0,02 %. По данным бурения, мощность зоны окисления превышает 25 м.

Опробование проявления на золото показало, что в сильно ожелезненных и пиритизированных риолитах (Cu до 1,02 %) cодержания золота достигают 0,01–0,1 г/т [117].

По мнению А. И. Водолазского, оруденение Тумболовавожского проявления относится к среднетемпературному гидротермальному типу и практического интереса не представляет. Однако оно может представлять интерес в качестве поискового признака объектов ведущих геолого-промышленных типов: штокверкового, медистых песчаников, медно-никелевого, медно-никель-кобальт-платиноидного [78].

Проявление Юганское (IV-4-33) расположено в верховьях р. Игядейюган и впервые описано В. Н. Гессе [87]. Его оценка проводилась с использованием геохимических поисков по вторичным ореолам рассеяния, горных выработок и небольшого объема бурения (23 пог. м).

В геологическом строении проявления принимают участие породы погурейской свиты, а также тела долеритов, габбродолеритов орангъюганско-лемвинского и риолитов пожемского магматических комплексов. В структурном плане проявление находится на восточном крыле Пага-Лемвинской антиклинали. Оруденение связано с мощной, субсогласной зоной пиритизации северо-восточного простирания, падающей на юго-восток под углом 60–85°, протяженностью более 8 км. Вмещающие алевролиты и алевритистые сланцы погурейской свиты интенсивно окварцованы, карбонатизированы и альбитизированы. Метасоматиты с карбонатами и альбитом выходят за пределы зоны пиритизации на 5–6 м, образуя вокруг нее оторочку. Зона сульфидизации представлена тремя линзообразными телами, разделенными безрудными интервалами. Мощность отдельных тел изменяется от первых метров до 50 м, общая мощность зоны – 100 м. Пирит присутствует в виде тонкой рассеянной вкрапленности, реже нитевидных прожилков (0,5–2 мм) параллельных сланцеватости пород. Степень насыщенности пиритом – 5–20 %. Здесь же присутствуют мелкие и редкие зерна халькопирита и галенита. В пределах зон пиритизации выделяются несколько генераций секущих и субсогласных гидротермальных жил (в порядке образования):

– существенно альбитовые;

– альбит-карбонат-кварцевые;

– существенно карбонатные;

– эпидот-хлорит-кварцевые;

– существенно баритовые;

– существенно кварцевые с горным хрусталем.

Наиболее крупные жилы залегают согласно со сланцеватостью пород.

Жилы часто окружены оторочкой интенсивно пиритизированных и альбитизированных пород мощностью 5–10 см. Существенно карбонатные и альбитовые жилы с примесью кварца обогащены преимущественно халькопиритом, а кварцевые и эпидот-хлорит-кварцевые – галенитом. Содержания в них Cu – до 0,8 %, Pb – до 0,4 %. В пиритсодержащих телах концентрации этих металлов значительно ниже: Cu – 0,001–0,01 %, Pb – 0,0005–0,01 %. В пробах из рудного элювия среди зон пиритизации содержания Cu могут достигать 1,42 %, Pb – 1,31 %. В некоторых зонах пиритизации отмечаются повышенные концентрации Zn – до 0,1 % и As – до 0,02 %.

Кроме упомянутых сульфидов, на проявлении присутствуют гематит, ковеллин, малахит, азурит, англезит, лимонит, лейкоксен, куприт, барит, халькозин, самородная медь. По данным В. М. Макова [117], в медно-полиме­тал­лических рудах Юганского проявления примесь золота составляет 0,15–0,63 г/т, что подтверждается наличием в почвах его аномалий. Перспективы участка до конца не выяснены [80].

Проявление Центрально-Юганское (IV-4-47) расположено в интенсивно прокварцованных, серицитизированных и альбитизированных песчаниках, алевролитах и алевритистых парасланцах нижних горизонтов погурейской свиты. Здесь на протяжении 250 м прослежен шлейф обломков с прожилками и вкрапленностью пирита, халькопирита и галенита. По результатам штуфного опробования, содержания Cu – 0,3–0,5 %, Pb – 0,7 %.

Рудный шлейф вскрыт серией канав и двумя мелкими скважинами до глубины 15 м. Вскрытые канавами зоны оказались маломощными (0,1–0,5 м) с убогими содержаниями меди и свинца, не превышающими десятых долей процента. Из сопутствующих элементов в повышенных количествах отмечаются Ba – 1 % и Nb – 0,015 %.

Проявление Южно-Юганское (IV-4-63) расположено в 300 м южнее рамки листа Q-41-XV. Оно находится на продолжении зоны, в пределах которой расположены Юганское и Центрально-Юганское проявления, поэтому мы считаем необходимым привести его описание.

Минерализация здесь локализуется вблизи западного контакта диабазового дайкового пояса орангъюганско-лемвинского комплекса с породами нижней и средней толщ погурейской свиты. Зона гидротермальной проработки мощностью 130–150 м фиксируется сетью маломощных эпидот-хлорит-квар­цевых и карбонат-кварцевых прожилков. На участке присутствует мощная полевошпат-кварцевая жила. Оруденение прожилковое и прожилково-вкра­плен­ное халькопиритового состава, редко в ассоциации с галенитом и пиритом. Установлены пять минерализованных зон длиной от нескольких десятков до 300 м и мощностью от первых десятков сантиметров до 9 м.

По данным химического анализа бороздовых проб, содержания Cu – 0,24 %, Pb – 0,02 %, Ag – 3 г/т. В отдельных штуфах содержания меди достигают 2,38 %, свинца – 0,3 %, серебра – 15 г/т [80]. В сульфидсодержащих жилах на проявлении установлено присутствие Au в количестве 0,2 г/т [117].

В целом на Юганской площади все зоны пиритизации слабозолотоносны. Шлиховое золото образует ореол по р. Вост. Кокпела протяженностью 2,5 км, источником которого, вероятно, являются пиритизированные породы. Перспективы проявления до конца не выяснены, рекомендуется проведение поисковых работ.

На основании всестороннего анализа с учетом парагенетических минеральных ассоциаций А. И. Водолазским [78] была определена глубина эрозионного среза некоторых вышеописанных проявлений меди. По его данным, уровень эрозионного среза увеличивается с юга на север: Тумболовавожское (самое южное проявление) соответствует среднему уровню рудной колонны; Верхнекокпельское проявление, расположенное в 8–9 км севернее, фиксирует ее прикорневые части; Погурейсоимское проявление, расположенное далее на северо-восток, за восточной рамкой планшета, соответствует уровню корневой части оруденения.

Кроме вышеописанных объектов к медно-жильному типу оруденения нами отнесено еще два проявления – Перевальное (IV-4-2) и Кокпельское (IV-4-5), а также несколько десятков пунктов минерализации в породах молюдвожской, погурейской, кокпельской и молюдмусюрской свит, в магматических породах пожемского и орангъюганско-лемвинского комплексов.

Больше всего пунктов минерализации (22) находится среди пород молюдвожской свиты. Чаще всего она в виде примазок малахита и азурита присутствует в метабазальтах, реже в песчаниках и конгломератах. Иногда встречается вкрапленность сульфидов и гидрокарбонатов меди в кварцевых жилах и прожилках среди молюдвожских вулканитов. Содержания меди в этих пунктах минерализации – от сотых долей процента до 0,83 %, серебра – до 4 г/т (IV-4-15).

В осадочных породах погурейской свиты выявлено 15 пунктов минерализации меди. Обычно они связаны с кварцевыми, кварц-карбонатными и эпидот-хлорит-кварцевыми жилами и прожилками, содержащими вкрапленность борнита и халькозина, примазки малахита и азурита. Содержания меди в кварцевых жилах могут достигать, по штуфному опробованию, 1,5 % (III-4-14), серебра до 8–15 г/т (IV-4-61). Часть медной минерализации в погурейской свите связана с зонами рассеянной пиритизации длиной от 1,8 км (IV-4-41) до 8 км (IV-4-44). Содержание Cu в них не превышает 0,02 %, Zn – 0,1 %, As – 0,02 %, Au – 0,6 г/т, Pb – 0,015 %. Группа из шести пунктов минерализации связана с локальными участками преимущественно убогой вкрапленности сульфидов меди и галенита в алевритистых зеленых сланцах погурейской свиты. Содержания Cu, по штуфному опробованию, могут достигать 1,53 % (IV-4-52).

В вулканогенно-осадочных породах кокпельской свиты выявлено девять пунктов минерализации меди. Так же, как и в породах погурейской свиты, медная минерализация локализуется в субсогласных зонах пиритизации и гидротермальных изменений, кварцевых прожилках в амфиболовых, хлорит-амфиболовых сланцах и порфиритах. Длина зон пиритизации – от первых сотен