Введение
Проявления и месторождения талька известны от Южного до Полярного Урала — в Режевском, Ишановском, Джетыгоринском, Магнитогорском и Миасском районах Южного Урала, Сысертском районе Свердловской области на Среднем Урале, в северной части кряжа Енганепэ на Полярном Урале (Огородников и др. 2000; Спиридонов и др., 2000; Хворов, 2003, Солодкий и др., 2009; Онищенко, Соболева, 2021 и др.).
Возникновение тальковой минерализации обусловлено преобразованием магнезиальных горных пород различного генезиса. Апоультрамафитовые талькиты на контактах гипербазитов с вмещающими породами, известные в Миасском районе (Хворов, 2003) и на кряже Енганепэ (Соболева, 2021 и др.), образованы под воздействием гидротермальных растворов. Апомагнезитовые и аподоломитовые тальковые сланцы, распространенные в Белорецком районе Южного Урала (Грановская, Кочергин, 2020), образованы в результате воздействия гранитоидов на магнезиальные карбонатные породы в зонах разрывных нарушений или контактов с алюмосиликатными образованиями. Тальк-хлоритовые сланцы, возникшие за счет осадочных, эффузивно-осадочных и эффузивных пород при региональном и контактовом метаморфизме, известны на Урал-Дачинском месторождении в Миасском районе, где такие сланцы образованы за счет воздействия ультраосновных пород на осадочную толщу (Романович, 1973). Тальк-карбонатные метасоматиты являются источником никеля и кобальта в приуроченных к апогарцбургитовым и аподунитовым серпентинитам медно-колчеданных месторождениях Ишкининское, Ивановское и Дергамышское в зоне Главного Уральского разлома на Южном Урале (Артемьев, Зайков, 2009).
На Северном Урале, в верхнем течении р. Улс, на ее правом притоке — р. Мыке, в искусственном обнажении вблизи тектонического контакта с образованиями хапхарской свиты нижнего-среднего ордовика (60° 30' 33.5" с. ш., 58° 48' 45.1" в. д.) вскрыт 15‑метровый фрагмент разреза чувальской свиты среднего-верхнего ордовика — переслаивание тектонизированных темно-зеленых, в различной степени ожелезненных (лимонитизированных) хлорит-кварцевых, хлорит-тальковых, карбонат-тальковых сланцев и рассланцованных песчаников (рис. 1).
Основная задача проведенного исследования — всесторонняя характеристика тальк-содержащих образований, выявление особенностей их химического и минерального состава, которые могут быть использованы для поисковых целей, корреляции, определения генетической принадлежности и условий формирования отложений.
Объект и методы исследования
Образцы тальксодержащих и ассоциирующих с ними пород чувальской свиты отобраны в ходе полевых работ Кваркушской партии отдела РГ и ПИ полярных и приполярных территорий Института Карпинского в 2025 г. (рис. 1).
Определение содержаний редких и редкоземельных элементов методом ICP-MS и породообразующих оксидов методом РФА проведено в Центральной лаборатории Института Карпинского.
Микрозондовые исследования проведены на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA3 LMH c энергодисперсионной приставкой X-MAX 50 mm Oxford instruments в Институте геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН.
Петрографическая и минералогическая характеристика тальксодержащих пород
Тальксодержащие породы имеют гранолепидобластовую структуру, сланцеватую текстуру. Породы примерно на 50 % сложены листоватым агрегатом талька с реликтами серпентина и незначительной примесью карбоната (рис. 2, a). На отдельных участках до 40 % площади шлифа занимает карбонат, образующий отдельные зерна (0.02–1.0 мм) с ромбовидными сечениями и скопления таких зерен. Часто на месте выщелоченных зерен карбоната расположены пустоты ромбической формы, частично выполненные гидроксидами железа, иногда содержащие мелкие зерна новообразованного карбоната (рис. 2, c). Встреченное в обр. 3237/7*1 зерно новообразованного карбоната представлено мезититом, содержащим (мас. %): MgO — 34.99, FeO — 15.33, CaO — 0.47. На ксеноморфные, с одновременным погасанием зерна размером 0.1–1.0 мм, вероятно поздних генераций гидротермального кварца, приходится до 15 % от общего числа кварцевых зерен. Хромит часто образует цепочки мельчайших зерен согласно сланцеватости тальк-серпентинового агрегата или отдельные кубические зерна (рис. 2, b–d).
Хромит представлен кубическими и октаэдрическими кристаллами и их сростками (рис. 2 с, d), содержащими (мас. %): Cr2O3–43.45–56.20, Fe2O3–6.77–39.23, Al2O3–8.67–18.65, ZnO — 0–3.82, MnO — 0–0.57, MgO — 0–6.06 (табл. 1), относящимися к алюмохромитам и имеющими следующий нормативно-минальный состав: (Fe0.48–0.7Mg0.02–0.25Zn0.01–0.06)(Cr0.84–1.08Al0.02–0.69 Mn0–0.01V0.0–0.01)2O4.
У большинства зерен хромита отчетливо видны каймы, насыщенные мельчайшими полостями, возникшими, вероятно, при выщелачивании микровключений (рис. 2, с). Каймы в большинстве изученных зерен обладают повышенными по сравнению с центральными частями, содержаниями цинка и железа и пониженными — алюминия, хрома и магния. Образование каймы, обогащенной цинком, имеющим высокую миграционную способность, возможно при изоморфном замещении цинком магния, содержания которого, в свою очередь, уменьшаются от центральных частей зерен к краевым.
В составе серпентина и талька, образующего основную массу породы, постоянно присутствует никель, заместивший близкий по ионному радиусу магний (табл. 2 и 3).
Геохимическая характеристика пород чувальской свиты
Содержания породообразующих оксидов 12 образцов пород чувальской свиты (тальксодержащих сланцев и вмещающих пород) из разреза ТН 3236 приведены в таблице 4.
На диаграмме «НКМ — ГМ» (Юдович, Кетрис, 2000) фигуративные точки составов пород сгруппированы в три кластера, в которые не вошла точка песчаников обр. 10 (рис. 3, а). Выделенные группы пород существенно различны по содержанию SiO2, максимальное количество которого содержит кварцевый песчаник обр. 3236/10 и рассланцованные песчаники кластера I, характеризующиеся также минимальными содержаниями MgO (рис. 3 a, табл. 1). Хлорит-кварцевые сланцы кластера II с максимальными значениями гидролизатного модуля, с высокими концентрациями FeO, CaO и TiO2 по содержанию MgO > 3.0 мас. % отнесены в соответствии с классификацией Я. Э. Юдовича и М. П. Кетрис (Юдович, Кетрис, 2000) к псевдосилитам — породам, содержащим примесь основной пирокластики или вулканокластики из области размыва. Сланцы кластера III отличаются минимальными содержаниями Al2O3 и щелочей и максимальными содержаниями MgO, дающими повод предположить присутствие в них пирогенной примеси основного состава.
На треугольной диаграмме «Al — (Fe2O3 + FeO + Ti) — Mg» (Jensen, 1976) фигуративные точки железисто-магнезиальных сланцев кластера III попали в поля пикритов и пикритовых базальтов (рис. 3, b). Содержащие меньшее количество вулканокластики сланцы кластера II находятся в поле железистых базальтов, а вулканомиктовые песчаники кластера I — в полях базальтов и андезитов.
О присутствии в породах кластера III продуктов подводных вулканических эксгаляций свидетельствуют значения (Fe + Mn)/Ti > 25 (Страхов, 1963) и Al/(Al + Fe + Mn) < 0.4 (Bostrom, 1973).
Положение точек составов пород чувальской свиты на диаграмме «Al — CCPI» указывает на интенсивную карбонатизацию пород, объединенных в кластеры II и III, и отсутствие изменений в песчаниках кластера I и обр. 10 (рис. 3, c). Бóльшая часть сланцев кластеров II и III содержат малые количества CaO (табл. 4), поэтому можно считать, что карбонаты представлены в основном магнезитом, возможно с примесью доломита и анкерита. Исключение составляют сланцы обр. 5 и 9, в которых присутствуют достаточные для образования доломита содержания CaO (9.96 и 6.69 мас. %). Вероятно, исходные осадочные породы, с которыми смешаны вулканогенные обломки, содержали некоторое количество карбонатного материала.
Состав редкоземельных и малых элементов в породах чувальской свиты приведен в таблице 5.
Спектры нормированных на хондрит (Тейлор, МакЛеннан, 1988) содержаний REE в выделенных по породообразующим элементам кластерам имеют свои специфические особенности (рис. 4).
Для песчаников кластера I характерны практически горизонтальные спектры распределения, по форме и содержанию элементов близкие E-MORB, отношения SLREE/SHREE составляют 1.91–2.50, Eu/Eu* — 0.84–0.95 (рис. 4, a, табл. 5). Форма и наклон спектров распределения REE в обр. 12 хлорит-кварцевых сланцев кластера II аналогичны песчаникам кластера I, а обр. 2 и 5 отличает крутой наклон тяжелой части спектра с отношением SLREE/SHREE 6.53 и 7.02 (рис. 4, b; табл. 5). Для тальксодержащих сланцев кластера III характерны пониженные содержания REE, пологий наклон кривой (SLREE/SHREE 2.36–4.16) и отсутствие в большинстве образцов европиевого минимума (рис. 4, c, табл. 5). Не затронутые гидротермальными изменениями песчаники обр. 10 по форме кривой и четко проявленному европиевому минимуму (Eu/Eu* — 0.61) сходны с PAAS, а концентрации REE в них примерно в три раза ниже PAAS, что характерно для зрелых кварцевых песчаников с незначительным количеством акцессорных минералов и слюд (рис. 4, d). Незначительный дефицит церия, отмеченный в спектрах большинства образцов, может быть результатом подводного выветривания вулканогенной примеси, к которому в наиболее измененных сланцах кластера III добавлено гидротермальное воздействие (Дубинин, 2006).
На классификационной диаграмме «Th/Yb — Ta/Yb» фигуративные точки тальксодержащих сланцев попали в поле уральских магматитов основного состава древнее 380 млн лет, а точки обр. 3236/2 и 3236/5 расположены вблизи значений внутриплитных базальтов (рис. 5).
На мультиэлементных диаграммах нормированных на UCC (Григорьев, 2002) содержаний элементов-примесей видно, что концентрации Cr (2310–4820 г/т), Co (79.5–156 г/т) и Ni (1510–3320 г/т) в тальксодержащих сланцах в десятки раз превышают UCC (рис. 6). Концентратором кобальта могут быть гидроксиды марганца, хрома — хромиты, а никеля — тальк. Поскольку максимальные содержания Ni и Co отмечены в образцах, содержащих наибольшие количества Fe (табл. 4 и 5), можно считать, что минералами-носителями никеля были сульфиды железа (пирротин, пентландит, пирит).
Обсуждение и выводы
Мы предполагаем следующий механизм возникновения тальксодержащих пород: вулканогенно-осадочные породы основного (ультраосновного) состава, образованные в результате попадания в водоем переменного (в том числе значительного) количества вулканогенного материала, в зоне тектонического контакта с породами хапхарской свиты подверглись метасоматическим изменениям. На первом этапе под воздействием гидротермальных растворов проходил вынос щелочных и щелочноземельных элементов, мафические силикаты были замещены серпентином. Одновременно с серпентинизацией шло разложение присутствующих в составе вулканогенной примеси никельсодержащих сульфидов с переходом никеля в раствор. Высвобожденный в результате кислотного метасоматоза никель был повторно отложен в серпентините, заместив выщелоченный магний. На втором этапе произошло выщелачивание серпентинита, который почти нацело был замещен тальк-карбонатной породой.
В пользу такой схемы образования говорит присутствие в средней части чувальской свиты вулканогенно-осадочных пород (Государственная…, 2017), а туфы ультраосновных пород известны в составе чувальского метабазальтового комплекса формации натриевых базальтов (Румянцева, 1977; Зильберман, 1996; Ибаминов, Лебедев, 2006).
Таким образом, аномально высокие концентрации никеля, кобальта и хрома приурочены к вулканогенно-осадочной части чувальской свиты, имеют, вероятно, достаточно широкое распространение по латерали и представляют интерес при поисках более крупных рудопроявлений.
Работа выполнена в рамках тем Всероссийского научно-исследовательского геологического института имени А. П. Карпинского (Государственное задание Федерального агентства по недропользованию от 25.12.2024 г. № 049–00004–25–00) и ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (№ 122040600012–2).
