Литология и полезные ископаемые, 2021, № 2, стр. 122-143

Фактический материал

Красноцветные и обычно окрашенные глинистые породы, образующие самостоятельные пачки или переслаивающиеся с алевролитами и песчаниками, достаточно широко распространены в разрезах верхнего рифея и венда западных склонов Среднего и Южного Урала. Так, на Среднем Урале, в Кваркушско-Каменногорском мегантиклинории, они известны среди отложений серебрянской и сылвицкой серий венда [Аблизин и др., 1982; Клюжина, 1991; Гражданкин и др., 2009; Гражданкин, Маслов, 2015] (рис. 1). Серебрянская серия объединяет танинскую, гаревскую, койвинскую, бутонскую и керносскую свиты. Красноцветные тонкозернистые обломочные породы известны в разрезах койвинской свиты, объединяющей глинистые сланцы, алевролиты и песчаники, а также пестроцветные известняки и доломиты. Для настоящего исследования использовались данные по валовому химическому составу красноцветных и обычно окрашенных мелкозернистых глинистых алевролитов и глинистых сланцев (всего 12 образцов) из разреза койвинской свиты, вскрывающегося в левом борту долины р. Усьвы, в 6–7 км выше устья р. Малый Басег.

Рис. 1.

Обзорная схема (по [Пучков, 2010], с изменениями) и сводные стратиграфические колонки отложений верхнего рифея и венда западного склона Южного (I) и Среднего (II) Урала. МСШ – Международная стратиграфическая шкала, ОСШР – Общая стратиграфическая шкала России. Звездочками в колонках отмечены литостратиграфические единицы, о которых идет речь в настоящей работе. 1 – Предуральский краевой прогиб; 2 – Западно-Уральская зона; 3 – Центрально-Уральская зона; 4 – Тагило-Магнитогорская зона; 5 – Восточно-Уральская зона; 6 – Зауралье; 7 – Платиноносный пояс; 8 – Главная гранитная ось; ГУР – Главный Уральский разлом.

Сылвицкая серия включает старопечнинскую, перевалокскую, чернокаменскую и усть-сылвицкую свиты [Гражданкин и др., 2009; и др.]. Старопечнинская свита представлена в нижней части диамиктитами, а в верхней – темноокрашенными песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами. Перевалокская свита объединяет преимущественно серые и темно-серые аргиллиты, алевролиты, песчаники и гравелиты. Чернокаменская свита также сложена песчаниками, алевролитами и аргиллитами. Усть-сылвицкая свита представлена в основном песчаниками, с маломощными прослоями алевролитов и аргиллитов. Красноцветные тонкозернистые обломочные породы, в том числе с прослоями вулканических туфов (рис. 2), известны в составе старопечнинской и чернокаменской свит [Гражданкин и др., 2009, 2010 и др.]. Вулканические туфы, не связанные с красноцветными терригенными пачками, присутствуют среди отложений перевалокской свиты. В данной работе подобные туфы рассмотрены на примере разреза крутихинской подсвиты чернокаменской свиты, вскрывающегося на левом берегу р. Усьвы несколько выше скалы Мултык [Гражданкин и др., 2010], в котором было отобрано 17 образцов.

Кроме того, нами исследованы литогеохимические особенности пепловых туфов (14 образцов), которые присутствуют как среди обычно окрашенных, так и среди красноцветных отложений старопечнинской, перевалокской и чернокаменской свит в разрезах правых притоков р. Чусовой (по рр. Сылвице, Усьве, Межевой Утке и Серебрянке).

Рис. 2.

Прослои вулканических пепловых туфов (прослои с аномальной окраской, показаны стрелками) среди красноцветных глинистых пород венда западных склонов Среднего (старопечнинская, перевалокская и чернокаменская свиты) (а–г) и Южного (зиганская свита) (д, е) Урала. Изображения (в) и (г) заимствованы из работы [Маслов и др., 2006].

На западном склоне Южного Урала в Башкирском мегантиклинории пачки красноцветных терригенных пород можно видеть в разрезах бирьянской и бедерышинской подсвит зильмердакской свиты, а также инзерской свиты верхнерифейской каратауской серии [Маслов, 1988; Маслов и др., 2001а]. Для целей нашей работы был изучен валовый химический состав красноцветных и обычно окрашенных глинистых сланцев (11 образцов), присутствующих в разрезе бедерышинской подсвиты на правом борту долины р. Лемеза, несколько ниже д. Искушта [Маслов и др., 2001б, с. 48–51].

Красноцветные и обычно окрашенные аргиллиты ашинской серии распространены во многих разрезах басинской и зиганской свит. Литогеохимические особенности этих разновидностей аргиллитов проанализированы на примере разрезов 105–106 км автотрассы Уфа–Инзер (8 образцов) и на северной окраине г. Усть-Катав [Маслов, Гражданкин, 2011] (24 образца) (рис. 3).

Рис. 3.

Обычно окрашенные (а, б) и красноцветные (в–д) глинистые породы в разрезе зиганской свиты венда на северной окраине г. Усть-Катав.

Как показали микроскопические исследования, вулканические пепловые туфы в основном состоят из фрагментов вулканических пород и стекла (размер обломков 0.02–0.20 мм), а также плагиоклазов [Маслов и др., 2006]. Обломки базальтов и андезибазальтов имеют угловатую или угловато-округлую форму; характеризуются тонкой микролитовой, гиалиновой и интерсертальной структурой; иногда в них можно видеть многочисленные мелкие поры. Кристаллы плагиоклаза идиоморфные, с угловатыми контурами. Некоторые из них нацело замещены тонкочешуйчатым серицитом, хлоритом, пренитом и, возможно, монтмориллонитом, но есть и почти свежие разности. Обломки стекла угловатые или округлые, часто мелкопористые. Поры заполнены тонкодисперсным глинистым веществом, реже агрегатами хлорита или пренита. Вулканическое стекло обычно замещено глинистыми или рудными минералами. В туфах также встречаются округлые агрегаты хлорита и редкие зерна обломочного кварца. Все перечисленные обломочные компоненты в различной степени замещены глинистыми минералами (возможно, с существенной долей смектита). Иногда в туфовых прослоях наблюдаются признаки градационной сортировки обломочного материала.

Породы, вмещающие туфовые прослои, представлены шоколадно-коричневыми или зеленовато-серыми глинистыми сланцами и мелкозернистыми глинистыми алевролитами. Под микроскопом видно, что первые сложены очень тонким глинистым материалом, почти непрозрачным вследствие интенсивной пропитки тонкодисперсным гематитом. В глинистой основной массе рассеяны редкие неокатанные зерна кварца и листочки мусковита, иногда встречаются пластинки хлоритоида. Наблюдается неотчетливая микрослоистость, иногда подчеркнутая неравномерной окраской слойков. Погасание глинистой основной массы однородное, двупреломление низкое, направление погасания совпадает с микрослоистостью. В глинистых алевролитах основная масса сложена тонкочешуйчатым хлоритом и иллитом и характеризуется однородно ориентированным погасанием. Содержание алевритовых зерен кварца не превышает 5–7%. Мелкозернистые алевролиты характеризуются прерывисто-линзовидной слоистостью, которая образована чередованием микрослойков с переменным соотношением глинистого материала и алевритовых зерен кварца.

Рентгенофазовый анализ образцов вулканических пеплов, красноцветных и обычно окрашенных глинистых пород выполнен в ИГГ УрО РАН (г. Екатеринбург) при помощи рентгеновского дифрактометра XRD-7000 (“Shimadzu”, Япония); съемка проводилась в фильтрованном Cu излучении, в области углов 3°–70°, со скоростью 1°/мин (аналитики – Т.Я. Гуляева и А.Д. Рянская). Для всех проб проведено исследование ориентированных препаратов в трех состояниях: 1) воздушно-сухом (область углов – 3°–20°); 2) после обработки этиленгликолем (3°–13°); 3) после прокаливания при 600°С (3°–13°). Термический анализ (ДТА) выполнен там же (аналитики – Н.С. Упорова и В.Г. Петрищева) на термоанализаторе NETZSCH STA 449 F5 Jupiter (Германия). Полуколичественное определение содержания минеральных фаз в образцах проводилось с использованием справочных данных (ДТА) и программного комплекса SIROQUANT (рентгенофазовый анализ).

Определение содержания основных породообразующих оксидов, редких и рассеянных элементов во всех указанных образцах проводилось в Институте геологии и геохимии УрО РАН (г. Екатеринбург) методами РФА и ICP-MS (аналитики – Н.П. Горбунова, Г.М. Ятлук, Г.С. Неупокоева, О.П. Лепихина, О.Ю. Попова, Д.В. Киселева, Н.Н. Адамович, Н.В. Чередниченко, О.А. Березикова и Л.К. Дерюгина). При сравнении валового химического состава обычно окрашенных и красноцветных глинистых пород использовались только результаты анализов с низкими (менее 5 мас. %) потерями при прокаливании (ппп); для характеристики литогеохимических особенностей вулканических пеплов – все результаты анализов.

Литогеохимический подход к диагностике вулканогенной примеси в осадочных породах

Диагностика вулканогенной примеси в осадочных породах, в том числе “камуфлированной” пирокластики, является одной из наиболее актуальных задач литохимии [Юдович, Кетрис, 2000; и др.]. Решение этой задачи для конкретных регионов возможно при использовании литогеохимического подхода и его различных приемов, существенно дополняющих возможности традиционных петрографических методов исследования.

Так, на присутствие вулканогенной примеси в осадочных породах могут указывать: повышенная магнезиальность (MgO > 3 мас. %); повышенная щелочность ((Na₂O + K₂O) > 8 мас. %); соотношение величин ряда геохимических модулей²²: положительная корреляция фемического и титанового (ФМ и ТМ), титанового и железного (ТМ и ЖМ), а также отрицательная корреляция нормированной щелочности и фемического (НКМ и ФМ). Кроме того, высокие значения отношения MgO/CaO, модулей ЩМ, ТМ и ЖМ и некоторых других индикаторов также дают основание предполагать присутствие в составе “внешне обычных осадочных пород” вулканогенной примеси [Юдович, Кетрис, 2000, 2015 и др.; Диагностика …, 2012 и др.].

Однако, несмотря на существующее мнение о том, что для диагностики продуктов вулканизма в осадочных породах в большей или меньшей мере информативными являются большинство генетических модулей и целый ряд модульных диаграмм [Юдович и др., 1984], выбор наиболее “подходящих” из них делается, как правило, эмпирически. Например, присутствие в породах эксгалятивных компонентов, таких как Fe и Мn, а также полевошпатовой пирокластики хорошо видно на графике зависимости (НМ + КМ)–ЖМ. Пирокластика основного состава с повышенным содержанием TiO₂ приводит к заметному росту значений ТМ и ЖМ в глинистых породах, увеличивается также и содержание MnO [Юдович и др., 2018]. А.В. Сочава с соавторами [1992] показали, что о примеси подобного материала в осадочных породах свидетельствуют высокие величины модулей КМ, ТМ и ЖМ, а также высокое содержание ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ (это суммарное железо как Fe₂O₃) и TiO₂. Участие в осадочном процессе кислой пирокластики, напротив, сопровождается заметным понижением модуля ТМ, которое происходит на фоне минимальных величин содержания TiO₂ и максимальных – щелочей [Юдович и др., 2018]. По данным [Юдович и др., 2018], осадочные породы с примесью пирокластики характеризуются следующими особенностями: положительной корреляцией TiO₂ и ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$, TiO₂ и ФМ, а также TiO₂ и (Na₂O + K₂O) или TiO₂ и K₂O. Для туффоидов, т.е. пород с примесью вулканогенного материала, придающего их химическому составу некоторую аномальность [Юдович, Кетрис, 2000 и др.], характерна положительная корреляция ТМ и ЖМ. При положительной корреляции ЖМ и ТМ, а также Na₂O/K₂O > 1, в осадочных породах можно предполагать присутствие пирокластики базальтового и андезибазальтового состава. Вместе с тем, следует иметь в виду, что “… корреляционные связи титана в туффоидах … изменчивы” [Юдович и др., 2018, с. 366].

Значения КМ ≥ 0.31, (КМ + НМ) > 0.40 и АМ > 0.27 могут указывать на присутствие в тонкозернистых обломочных породах калиевого полевого шпата или кислой пирокластики. В работе [Юдович и др., 1986] отмечено, что содержание в глинистых породах Na₂О > 3 мас. % указывает на присутствие в них значительного количества кислого плагиоклаза, тогда как значимая положительная корреляция К₂О и ТiO₂, К₂О и MgO, повышенное содержание Mn, Р, Ni и Zn могут свидетельствовать о присутствии в них щелочно-базальтовой пирокластики.

В целом, как отмечено в работе [Юдович, Кетрис, 2000], туффоиды основного состава надежно диагностируются по повышенной магнезиальности, железистости, титанистости, высоким величинам фемического и натриевого модулей. Туффоиды кислого состава характеризуются повышенной общей щелочностью, существенно пониженной титанистостью, а также, в ряде случаев, “контрастными значениями ЩМ”.

Исследование валового химического состава пород вулканогенных (красноцветных, см. выше) пачек в венде Восточно-Европейской платформы позволило авторам публикации [Борхвардт, Фелицын, 1992] выделить два петрохимических типа туфов: 1) кремнистые (SiO₂ > 75, Al₂O₃ – 7…11 мас. %), которые слагают основной объем туфогенных горизонтов, и 2) высокоглиноземистые (SiО₂ – 47…61, А1₂О₃ – 15…30 мас. %). Показано, что на диаграмме Zr–Si/Al точки составов терригенных пород и туфов образуют разные поля. Однако использование этой диаграммы для подтверждения присутствия в осадочных породах пирокластики ограничено ситуациями, когда пирокластические компоненты уже подверглись вторичным изменениям, и произошла трансформация их первичного химического состава. В противном случае точки вулканических пеплов среднего и кислого состава локализованы на диаграмме Si/Al–Zr в поле осадочных пород. Установлено также, что спектры распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) в кремнистых туфах подобны спектрам их распределения в обычных глинистых сланцах.

В разрезе венда Приднестровья А.В. Сочава с соавторами [1992] установили ряд геохимических рубежей. В частности, в зиньковских слоях ярышеской свиты, сложенных в том числе и туфогенными алевролитами, величина отношения Ti/Al заметно выше, чем в перекрывающих отложениях, что связано, вероятно, с высоким содержанием в них титанистых минералов – индикаторов присутствия в породах пирокластики основного состава. По данным Т.М. Сокур [2019 и др.], “камуфлированная” пирокластика присутствует здесь практически по всему разрезу венда. Для реконструкции ее первичного состава автором использована диаграмма TAS [Igneous Rocks …, 2002]. На ней точки с составами аргиллитов ломозовских и зиньковских слоев группируются в областях вулканитов основного и среднего состава (базальты, трахибазальты, базальтовые трахиандезиты, трахиандезиты). Точки аргиллитов ямпольских слоев на указанной диаграмме расположены в областях пород ультраосновного и основного состава (пикритобазальты и базальты), тогда как в глинистых породах лядовских слоев присутствует как основная, так и средняя пирокластика. Аргиллиты бернашевских слоев содержат, в основном, пирокластику среднего состава, а бронницких – преимущественно кислого (дациты и риолиты) и т.д.

Формат журнальной статьи не позволяет дать обзор всех литогеохимических методов и приемов, используемых для диагностики вулканогенной примеси в осадочных породах. Более полную информацию можно найти в публикациях [Юдович, Кетрис, 1988, 2015; Савельев и др., 2008; Диагностика …, 2012; Юдович и др., 2018 и др.].

Вулканические туфы

По данным рентгенофазового анализа, в пепловых туфах постоянно присутствуют кварц и плагиоклаз, количество которых изменяется соответственно от 2 до 39% и от 10 до 63%. Содержание остальных компонентов (иллит, хлорит, мусковит, смешанослойные образования типа иллит-монтмориллонит, кальцит, доломит, гематит, гетит и пирит) варьирует от 0 до 25% (мусковит и смешанослойные), иногда до 45% (иллит) (рис. 4).

Рис. 4.

Минеральный состав прослоев вулканических пепловых туфов, присутствующих в разрезах перевалокской (обр. Pr-1) и чернокаменской (образцы Ск-3 и Mz-16-6) свит сылвицкой серии. 1 – кварц; 2 – плагиоклаз; 3 – гематит; 4 – иллит; 5 – смешанослойные образования; 6 – хлорит; 7 – рентгеноаморфная фаза; 8 – гетит; 9 – пирит; 10 – мусковит; 11 – кальцит; 12 – доломит.

Среднее содержание TiO₂ в вулканических туфах нашей выборки равно 1.48 мас. %. Содержание MgO_{среднее} в них составляет 2.10 мас. %, тогда как в среднем постархейском австралийском глинистом сланце (PAAS) – 2.20 мас. % [Taylor, McLennan, 1985]. Сумма щелочей в исследованных вулканических туфах несколько выше 7.20 мас. %.

Средняя величина ГМ³³ в пепловых туфах – 0.46 ± 0.08 (от 0.34 до 0.55), тогда как значение гидролизатного модуля в PAAS – 0.43. Среднее значение модуля ТМ в пепловых туфах примерно на 30% выше, чем в PAAS (0.077 против 0.053). Минимальное и максимальное значения модуля ЖМ в туфах – 0.13 и 0.79; при этом значение ЖМ_{среднее} – 0.33 ± 0.21, что примерно соответствует величине ЖМ в постархейском австралийском глинистом сланце (0.36). Средняя величина ФМ в пепловых туфах (0.14 ± 0.05) практически не отличается от ФМ_PAAS (0.15). Наконец, средняя величина НКМ в нашей выборке пепловых туфов заметно выше чем в PAAS (0.39 ± 0.04 против 0.26).

На классификационной диаграмме (Na₂O + + K₂O)/Al₂O₃–(${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)/SiO₂ (диаграмма НКМ–ФМ [Юдович, Кетрис, 2000]) все точки пепловых туфов из нашей коллекции сосредоточены в области VI (иллитовые со значительной примесью дисперсных полевых шпатов глины) (рис. 5а).

Рис. 5.

Положение точек состава вулканических туфов, обычно окрашенных и красноцветных глинистых пород различных уровней верхнего рифея и венда Среднего и Южного Урала на диаграмме (Na₂O + K₂O)/Al₂O₃–(${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)/SiO₂. а – зиганская свита; б – крутихинская подсвита чернокаменской свиты; в – бедерышинская подсвита зильмердакской свиты; г – койвинская свита. 1 – вулканические туфы; 2 – обычно окрашенные глинистые породы; 3 – красноцветные глинистые породы; 4 – поле точек зелено- и сероцветных глин; 5 – поле точек красноцветных аргиллитов, глинистых сланцев и тонкозернистых обломочных пород. Поля глин: I – преимущественно каолинитовых; II – преимущественно смектитовых с примесью каолинита и иллита; III – преимущественно хлоритовых с примесью Fe-иллита; IV – хлорит-иллитовых; V – хлорит-смектит-иллитовых; VI – иллитовых со значительной примесью дисперсных полевых шпатов.

Сравнение величин содержания основных породообразующих оксидов в исследованных нами пепловых туфах с PAAS показывает, что оксиды кремния, алюминия, магния, кальция и калия в них содержатся в сопоставимых количествах (0.92–1.02 PAAS) (рис. 6а). Величина FeO_{среднее} в пепловых туфах составляет 0.80 PAAS; в них отмечается несколько более высокое в среднем содержание P₂O₅ (1.18 PAAS), а среднее содержание Na₂O почти в три раза выше – 2.96 PAAS (минимальное – 1.00 PAAS, максимальное – 5.25 PAAS).

Рис. 6.

Содержание основных породообразующих оксидов в вулканических туфах, в обычно окрашенных и красноцветных глинистых породах различных уровней верхнего рифея и венда Среднего и Южного Урала, нормированное по PAAS. а – все туфы исследованной выборки и глинистые породы зиганской свиты; б – крутихинская подсвита чернокаменской свиты; в – бедерышинская подсвита зильмердакской свиты; г – койвинская свита.

Для пепловых туфов характерна отчетливо выраженная отрицательная корреляция TiO₂ и ЖМ, TiO₂ и ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$, TiO₂ и ФМ (r = –0.54, –0.46, –0.48 соответственно) (рис. 7), тогда как между TiO₂ и ГМ, напротив, существует положительная взаимосвязь (r = 0.59). Корреляция TiO₂ и К₂O не наблюдается (r = –0.07), не обнаруживается тесной связи между ТМ и ЖМ (r = –0.07), ТМ и ФМ (r = –0.07), а также ФМ и НКМ (r = 0.04).

Рис. 7.

Корреляция в парах геохимических модулей и содержании оксидов титана и калия в вулканических туфах исследованной выборки.

Средняя величина (La/Yb)_N⁴⁴, рассчитанная для нашей выборки пепловых туфов, составляет 7.13 ± 2.90 (рис. 8а). При этом в 2 из 14 образцов установлены значения (La/Yb)_N < 4.50, т.е. они сложены преимущественно материалом, близким по составу основным магматическим породам. В 5 образцах (La/Yb)_N < 6.00, следовательно, они также могут содержать основную или среднюю пирокластику; в 6 образцах значения (La/Yb)_N изменяются от 6.00 до 10.00, и в 1 образце (La/Yb)_N составляет 15.35. Средняя для выборки величина отрицательной европиевой аномалии – 0.73 ± 0.08, при этом разброс минимальных и максимальных значений Eu/Eu* довольно существенный (от 0.61 до 0.81). Такие же широкие вариации характерны для параметра (Gd/Yb)_N: минимальное значение – 1.27, максимальное – 4.45 (обр. Pr-1).

Рис. 8.

Нормированные по хондриту спектры распределения редкоземельных элементов в вулканических туфах, в обычно окрашенных и красноцветных глинистых породах различных уровней верхнего рифея и венда Среднего и Южного Урала. а – все туфы исследованной выборки (линии внутри серого поля – спектры РЗЭ индивидуальных образцов); б – зиганская свита; в – крутихинская подсвита чернокаменской свиты; г – басинская свита; д – бедерышинская подсвита зильмердакской свиты; е – койвинская свита.

Нормирование концентраций редких и рассеянных элементов в пепловых туфах к их концентрациям в PAAS позволяет видеть, что в туфах повышено среднее содержание Sc, Y, Sm, Ho, а также Pb (рис. 9а). Элементы Cu, Zr, Nd, Er…Lu и Hf присутствуют в концентрациях 1.22…1.46 PAAS. В пепловых туфах среднее содержание Cr, Sr, Mo, Cs и Th существенно ниже, чем в PAAS; к этим элементам примыкают Co, Ni и Ba со средним содержанием 0.71…0.80 PAAS.

Рис. 9.

Нормированные по PAAS спектры распределения редких и рассеянных элементов в вулканических туфах, в обычно окрашенных и красноцветных глинистых породах различных уровней верхнего рифея и венда Среднего и Южного Урала. а – все туфы исследованной выборки; б – зиганская свита; в – крутихинская подсвита чернокаменской свиты; г – басинская свита; д – бедерышинская подсвита зильмердакской свиты; е – койвинская свита.

По сравнению с позднепротерозойским известково-щелочным базальтом [Condie, 1993] пепловые туфы содержат значительно больше Rb, Y, Zr, Nb, La…Tb, Yf, Pb, Th, U, а также характеризуются более заметными концентрациями Ba и Yb (рис. 10а). В то же время среднее содержание Cr, Co, Ni и Sr в туфах отличается от содержания перечисленных элементов в базальтах в 0.11–0.53 раза, а среднее содержание V в пепловых туфах ниже в 0.66 раза.

Рис. 10.

Сравнение величин содержания редких и рассеянных элементов в вулканических туфах исследованной выборки и в позднепротерозойских среднем известково-щелочном базальте (а), среднем андезите (б) и средней кислой вулканической породе (в) (все – по [Condie, 1993]). Количество столбиков в ячейке каждого элемента соответствует количеству проанализированных проб.

Относительно среднего состава позднепротерозойского андезита [Condie, 1993] пепловые туфы в среднем содержат значительно больше (в 1.53–3.59 раза) Rb, Y, Zr, Nb, La…Lu, Hf, Pb, Th (см. рис. 10б). В них установлены несколько более высокие концентрации Sc (1.38) и U (1.30), тогда как содержание элементов Cr, Co и Sr в 0.33–0.52 раза ниже, чем в позднепротерозойском андезите.

Кислые позднепротерозойские вулканические породы [Condie, 1993] содержат существенно меньше Sc, V, Cr, Co, Ni, Nd…Tb, Pb и U, а также несколько меньше Y и Yb, по сравнению с исследованными вулканическими пеплами (см. рис. 10в). В то же время в них, по сравнению с пеплами, больше Sr (170 против 103 г/т) и Ba (900 против ~460 г/т).

Красноцветные и обычно окрашенные глинистые породы

Среднее содержание TiO₂ в обычно окрашенных аргиллитах зиганской свиты, отобранных в разрезе на северной окраине г. Усть-Катав, составляет 0.80 мас. %; примерно такое же содержание TiO_{2среднее} (0.77 мас. %) характерно и для красноцветных аргиллитов. В обычно окрашенных глинистых породах содержание MgO_{среднее} составляет ~3.00 мас. % (в PAAS – 2.20 мас. %), а средняя сумма щелочей ~5.50 мас. %, что несколько выше, чем в PAAS (4.90 мас. %). В красноцветных аргиллитах MgO_{среднее} составляет 3.13 мас. %, тогда как (K₂O + Na₂O)_{среднее} в них примерно 5.28 мас. %.

Величина гидролизатного модуля ГМ в обычно окрашенных аргиллитах зиганской свиты варьирует от 0.39 до 0.43. В красноцветных разностях аргиллитов величина ГМ_{среднее} составляет 0.43 ± 0.01, а величина ГМ, рассчитанная для PAAS, – 0.43. Титановый модуль в обычно окрашенных аргиллитах 0.045–0.048, в красноцветных аргиллитах 0.039–0.049, при этом средние значения ТМ в них практически равны (0.046 ± ± 0.001 и 0.046 ± 0.003), а в PAAS значение ТМ несколько выше (0.053). Среднее значение модуля ЖМ в обычно окрашенных аргиллитах зиганской свиты вполне сопоставимо с величиной ЖМ, рассчитанной для PAAS (0.37 ± 0.04 и 0.36 соответственно); в красноцветных аргиллитах значение этого параметра заметно выше (0.47 ± 0.03). В последних установлено несколько более высокое среднее значение ФМ по сравнению с обычно окрашенными аргилллитами и PAAS (0.19 ± 0.01 против 0.16 ± 0.01; ФМ_PAAS = 0.15). Средние величины модуля НКМ в аргиллитах обоих литотипов очень близки (обычно окрашенные – 0.32 ± 0.01, красноцветные – 0.31 ± 0.03), в PAAS модуль НКМ равен 0.26. В целом, по большинству параметров обычно окрашенные и красноцветные аргиллиты зиганской свиты вполне сопоставимы.

На диаграмме (Na₂O + K₂O)/Al₂O₃–(${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + + MgO)/SiO₂ точки составов обычно окрашенных и красноцветных аргиллитов зиганской свиты локализованы, в основном, в области V (хлорит- смектит-иллитовые глины). Значительная часть точек обоих литотипов образует единое компактное поле (см. рис. 5а).

Нормированные по PAAS концентрации основных породообразующих оксидов в красноцветных и в обычно окрашенных аргиллитах демонстрируют заметное сходство. В обоих литотипах установлено сопоставимое с PAAS содержание оксидов кремния, титана, алюминия и фосфора, а также несколько более высокое, по сравнению с PAAS, содержание оксидов магния и калия и существенно более низкое – кальция и натрия (см. рис. 6а).

Рассчитанные величины модулей Страхова и Бострёма для двух типов аргиллитов зиганской свиты также вполне сопоставимы: в обычно окрашенных – 10 ± 1 и 0.66 ± 0.02, в красноцветных – 12 ± 1 и 0.61 ± 0.02. Эти цифры позволяют предполагать, что эксгаляционный материал в обоих типах аргиллитов отсутствует, поскольку они выходят за пределы пороговых значений 25 [Страхов, 1976] и 0.4 [Boström, 1973], отделяющих породы с примесью эксгалятивных компонентов от обычных осадочных пород.

Для обычно окрашенных аргиллитов характерна хорошо выраженная положительная корреляция TiO₂ и K₂O (r = 0.70), TiO₂ и ГМ (r = 0.72), ТМ и ФМ (r = 0.59). Менее сильная, но также положительная корреляция наблюдается между ФМ и НКМ (r = 0.39). Величины TiO₂ и ЖМ, TiO₂ и ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$, а также TiO₂ и ФМ слабо связаны: корреляция положительная или отрицательная (r = –0.06, r = 0.12 и r = –0.05 соответственно) (рис. 11). В красноцветных аргиллитах наблюдается сильная или умеренная положительная корреляция TiO₂ и K₂O (r = 0.81), TiO₂ и ГМ (r = 0.59), TiO₂ и ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ (r = 0.30), TiO₂ и ФМ (r = 0.41), а также ТМ и ЖМ (r = 0.53), ТМ и ФМ (r = 0.55). Очень слабая положительная корреляция характерна для TiO₂ и ЖМ (r = 0.18), ФМ и НКМ (r = 0.16).

Рис. 11.

Корреляция в парах геохимических модулей и содержании оксидов титана и калия в обычно окрашенных и красноцветных глинистых породах зиганской свиты.

Нормированные по PAAS концентрации редких и рассеянных элементов в обычно окрашенных и красноцветных аргиллитах зиганской свиты не обнаруживают каких-либо принципиальных отличий (см. рис. 9б). Оба литотипа характеризуются весьма низкими концентрациями Cu, Sr, Mo, Ba и Pb, по сравнению с PAAS, тогда как большинство других элементов присутствует в исследованных аргиллитах в количествах, сопоставимых с постархейским австралийским глинистым сланцем.

Среднее значение суммы РЗЭ (при исключении аномального образца m-09-08-1) в обычно окрашенных аргиллитах составляет 175.29 ± ± 48.24 г/т. Примерно такое же среднее значение (165.89 ± 51.73 г/т) получено и для красноцветных аргиллитов (минимальное 84.83, максимальное 261.45 г/т). Вполне сопоставимыми в них являются также и средние значения (La/Yb)_N и Eu/Eu*: в обычно окрашенных аргиллитах – 7.80 ± 2.35 и 0.71 ± 002, в красноцветных аргиллитах – 7.22 ± ± 2.05 и 0.70 ± 0.02. Примечательно, что обе выборки аргиллитов характеризуются значительным разбросом минимальных и максимальных значений параметра (La/Yb)_N: в зеленых и сероцветных аргиллитах – 4.73–11.70, в красноцветных аргиллитах – 3.64–11.51. В целом, нормированные на хондрит спектры распределения РЗЭ в аргиллитах двух исследованных литотипов принципиально не отличаются от спектра РЗЭ в PAAS (см. рис. 8б).

По данным рентгенофазового анализа, обычно окрашенные глинистые породы, присутствующие в разрезе крутихинской подсвиты чернокаменской свиты на левом берегу р. Усьвы, несколько выше скалы Мултык, сложены преимущественно иллитом (27–40%), кварцем (27–34%), плагиоклазами (5–20%) и хлоритом (10–17%). В них также присутствуют смешанослойные образования типа иллит‒смектит (0–12%) и калиевые полевые шпаты (0–5%) (рис. 12а). Примерно такой же минеральный состав характерен для красноцветных аргиллитов: иллита 29–38%, кварца 15–36%, смешанослойных образований 7–20%, калиевых полевых шпатов 2–5%. Хлорит и гетит присутствуют в переменных количествах (соответственно 0–12 и 0–2%). Постоянным компонентом в красноцветных разностях, в отличие от обычно окрашенных аргиллитов, является гематит (3–7%) (см. рис. 12б).

Рис. 12.

Минеральный состав глинистых пород крутихинской подсвиты чернокаменской свиты: обычно окрашенных (обр. Us-81-1) и красноцветных (обр. Us-81-4). 1 – кварц; 2 – плагиоклаз; 3 – калиевый полевой шпат; 4 – иллит; 5 – хлорит; 6 – смешанослойные образования; 7 – мусковит; 8 – кальцит; 9 – доломит; 10 – рентгеноаморфная фаза; 11 – гетит; 12 – пирит; 13 – гематит.

Среднее содержание TiO₂ в обычно окрашенных аргиллитах крутихинской подсвиты несколько ниже, чем содержание TiO₂ в PAAS (0.91 против 1.0 мас. %); среднее содержание MgO в них также более низкое (1.95 против 2.20 мас. %), а (K₂O + Na₂O)_{среднее} – более высокое (соответственно 5.64 против 4.90 мас. %). В красноцветных аргиллитах эти параметры (0.88, 1.98 и 5.67 мас. % соответственно) вполне сопоставимы с обычно окрашенными глинистыми породами.

Зеленые и сероцветные глинистые породы крутихинской подсвиты характеризуются сопоставимыми с PAAS средними величинами ТМ (0.052 ± 0.003 и 0.053), ФМ (0.16 ± 0.02 и 0.15), ГМ (0.43 ± 0.02 и 0.43) и ФТМ (0.18 ± 0.09 и 0.16). Средние значения модулей ЖМ и НКМ в них несколько выше (соответственно 0.41 ± 0.04 против 0.36 и 0.32 ± 0.02). Красноцветные аргиллиты характеризуются сходными значениями перечисленных модулей, за исключением более высокого в них среднего значения ЖМ, по сравнению с обычно окрашенными аргиллитами (0.50 ± 0.06 против 0.41 ± 0.04).

На диаграмме (Na₂O + K₂O)/Al₂O₃–(${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + + MgO)/SiO₂ поля точек с составами обычно окрашенных и красноцветных аргиллитов крутихинской подсвиты полностью перекрываются и тяготеют к границе классификационных областей V (хлорит-смектит-иллитовые глины) и VI (иллитовые глины со значительной примесью дисперсных полевых шпатов) (см. рис. 5б).

Нормированные по PAAS величины содержания основных породообразующих оксидов в обычно окрашенных и красноцветных аргиллитах также указывают на существенное геохимическое сходство обоих литотипов (см. рис. 6б). Для обеих разностей характерны значительный дефицит CaO (0.26 ± 0.07 и 0.28 ± 0.06 PAAS) и несколько повышенное среднее содержание Na₂O (1.29 ± 0.14 и 1.26 ± 0.12). В красноцветных аргиллитах установлено несколько более высокое, по сравнению с обычно окрашенными, содержание FeO (соответственно 1.21 ± 0.14 и 1.04 ± 0.09).

Средние значения модулей Страхова и Бострёма, рассчитанные для обоих литотипов, также сопоставимы (обычно окрашенные аргиллиты – 10 ± 1 и 0.64 ± 0.02, красноцветные – 12 ± 1 и 0.59 ± 0.03). Их абсолютные величины указывают на отсутствие в породах обоих литотипов эксгалятивных компонентов.

Для обычно окрашенных глинистых пород крутихинской подсвиты характерна отрицательная корреляция содержания TiO₂ и величин модулей ЖМ (r = –0.19), ГМ (r = –0.48) и ФМ (r = = ‒0.34). Отрицательная корреляция наблюдается между величинами содержания TiO₂ и К₂O (r = –0.24), а также TiO₂ и ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ (r = –0.40) в обычно окрашенных породах. Корреляционная связь модулей ТМ и ЖМ в них отсутствует (r = = 0.09), а пара ТМ и ФМ характеризуется слабой отрицательной связью (r = –0.18). Для красноцветных аргиллитов характерна положительная корреляция TiO₂ и ЖМ (r = 0.65), TiO₂ и ГМ (r = = 0.63), TiO₂ и ФМ (r = 0.73). Корреляция содержаний оксидов титана и калия – умеренная отрицательная (r = –0.47), а TiO₂ и ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ – выраженная положительная (r = 0.72). Положительная корреляция разной силы наблюдается в парах модулей ТМ и ЖМ (r = 0.68), ТМ и ФМ (r = 0.39), тогда как в паре ФМ и НКМ – корреляция слабая отрицательная (r = –0.35).

Сопоставление нормированных на PAAS величин содержания редких и рассеянных элементов в обычно окрашенных и красноцветных аргиллитах также позволяет видеть их заметное сходство. Для обоих литотипов характерны пониженные относительно PAAS величины содержания Cu, Sr, Mo, Cs, Ba и Pb, а также пониженные концентрации V, Co, Ni и U (см. рис. 9в). В то же время содержание Sc, Cr, Y, Nb и всех лантаноидов как в обычно окрашенных аргиллитах, так и в красноцветных разностях несколько выше, чем в среднем австралийском постархейском сланце.

Глинистые породы этих двух литотипов характеризуются близкими средними значениями параметра (La/Yb)_N: 9.64 ± 1.81 (5.50…11.24) и 10.26 ± 1.22 (8.68…12.59) в обычно окрашенных и красноцветных аргиллитах соответственно. Сопоставимы в них также и средние значения параметра (Gd/Yb)_N: (1.70 ± 0.45, 0.96…2.49 и 1.81 ± ± 0.13, 1.59…1.96) и Eu/Eu* (0.62 ± 0.05, 0.56…0.74 и 0.62 ± 0.02, 0.60…0.67). Нормированные по хондриту спектры распределения РЗЭ в них близко напоминают спектр лантаноидов в PAAS (см. рис. 8в).

По данным [Маслов, 2014], красноцветные глинистые породы басинской свиты сложены тонкодисперсным агрегатом, состоящим из иллита и слабоокристаллизованного пелитового материала, интенсивно пигментированного тонкодисперсным гематитом. В породах также присутствуют магнезиально-железистый хлорит и иллит 2М [Сульман, Демчук, 1978].

На диаграмме (Na₂O + K₂O)/Al₂O₃–(${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + + MgO)/SiO₂ точки составов аргиллитов басинской свиты сосредоточены преимущественно в полях IV (глинистые породы хлорит-иллитового состава) и V (хлорит‒смектит‒иллитовые глины) [Маслов, 2014].

Для характеристики обычно окрашенных и красноцветных аргиллитов, присутствующих в басинской свите (разрез на 105–106 км автотрассы Уфа–Инзер), имеются только данные о содержании в них редких и рассеянных элементов. Нормирование этих величин по PAAS позволяет видеть, как и в большинстве рассмотренных выше примеров, большое геохимическое сходство этих двух литотипов (см. рис. 9г). В обычно окрашенных и в красноцветных аргиллитах установлены более низкие, по сравнению с PAAS, концентрации Sr, Mo и Cs, а также Ва; в них существенно варьирует содержание Pb. По сравнению с PAAS в глинистых породах обоих литотипов несколько больше Sc, Zn, Ga и средних лантаноидов (Sm…Dy). Единственное отличиее обычно окрашенных глинистых пород басинской свиты от красноцветных разностей состоит в более высоком содержании в них Nb (1.20 против 1.02 PAAS).

Сходство распределения нормированных по хондриту величин содержания РЗЭ в исследованных литотипах аргиллитов басинской свиты проявляется как в облике спектров (см. рис. 8г), так и при сравнении средних величин основных параметров. Так, (La/Yb)_N в обычно окрашенных аргиллитах – 8.19 ± 0.88, в красноцветных – 8.74 ± ± 0.96; (Gd/Yb)_N – соответственно 1.56 ± 0.09 и 1.50 ± 0.17 и Eu/Eu* – 0.69 ± 0.02 и 0.69 ± 0.02.

Обычно окрашенные и красноцветные тонкозернистые обломочные породы бедерышинской подсвиты зильмердакской свиты в разрезе, вскрытом по правому борту долины р. Лемеза, выше устья руч. Шаркраук (окрестности д. Искушта), характеризуются сопоставимым средним содержанием оксидов титана (0.73 и 0.78 мас. %), магния, калия и натрия (~8.00 и 8.20 мас. %).

Рассчитанное для обычно окрашенных глинистых сланцев бедерышинской подсвиты среднее значение модуля ГМ заметно ниже, чем рассчитанное для PAAS (0.34 ± 0.05 против 0.43). Близкая величина ГМ установлена в красноцветных глинистых сланцах (0.37 ± 0.03). В то же время средние значения модуля ТМ в обоих литотипах (0.053 ± 0.005 и 0.054 ± 0.002) практически такие же, как в PAAS (0.053). В среднем величина модуля ЖМ в обычно окрашенных глинистых породах ниже (0.29 ± 0.04), чем значение этого модуля в PAAS (0.36), тогда как в красноцветных разностях величина ЖМ_{среднее} заметно выше (0.43 ± 0.06). Средние значения модуля ФМ в глинистых породах двух типов вполне сопоставимы (0.17 ± 0.04 и 0.18 ± 0.02) и довольно близки к величине ФМ, рассчитанной для PAAS (0.15). Сопоставимы в обычно окрашенных и красноцветных глинистых сланцах и средние значения НКМ (соответственно 0.56 ± 0.05 и 0.57 ± 0.04), которые более чем в 2 раза выше PAAS (0.26).

Вследствие высокого содержания оксида калия в обоих исследованных литотипах глинистых пород фигуративные точки обычно окрашенных и красноцветных глинистых сланцев бедерышинской подсвиты на диаграмме (Na₂O + K₂O)/ Al₂O₃–(${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)/SiO₂ сдвинуты в область повышенных НКМ и формально могут рассматриваться как иллитовые глины со значительной примесью дисперсных полевых шпатов (см. рис. 5в). Однако для нас более важно отметить, что поля двух этих литотипов характеризуются почти 100%-ным перекрытием, что позволяет считать их литохимически очень близкими, практически не отличающимися по компонентному составу.

Нормирование содержаний основных породообразующих оксидов в обычно-окрашенных и красноцветных аргиллитах по PAAS (см. рис. 6в) показывает, что распределение SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, Na₂O и P₂O₅ в них является сходным, а среднее содержание перечисленных оксидов несколько ниже, чем в PAAS. Среднее содержание оксида калия в обоих литотипах примерно в 2 раза выше, чем в PAAS (в обычно окрашенных глинистых сланцах 1.90 ± 0.59, в красноцветных разностях 1.99 ± 0.20). Различия между двумя литотипами выявляются и при сравнении среднего содержания оксидов магния и кальция (в обычно окрашенных глинистых породах – 2.45 ± 0.67 и 2.92 ± ± 2.55, в красноцветных – 1.90 ± 0.24 и 1.25 ± 043); а также FeO (в обычно окрашенных – 0.58 PAAS, тогда как в красноцветных – 0.90 PAAS).

Средние величины модулей Страхова и Бострёма хотя и несколько отличаются, однако позволяют сделать вывод об отсутствии эксгалятивных продуктов в составе обоих типов глинистых пород. В обычно окрашенных глинистых сланцах бедерышинской подсвиты (разрезе по р. Юрюзань в окрестностях д. Искушта) указанные величины составляют 7 ± 1 и 0.71 ± 0.03, а в красноцветных разностях – 10 ± 1 и 0.63 ± 0.03.

Для обычно окрашенных глинистых сланцев характерна отрицательная корреляция содержания TiO₂ с величинами модулей ЖМ (r = –0.74) и ФМ (r = –0.76) (рис. 13). Напротив, между TiO₂, K₂O, ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ и значениями модуля ГМ корреляционная связь сильная положительная (соответственно r = 0.80, r = 0.71 и r = 0.64). Величины ТМ и ЖМ, напротив, связаны слабой положительной корреляцией (r = 0.33), а между ТМ и ФМ, а также ФМ и НКМ корреляционная связь отсутствует (в обоих случаях r = –0.03). В красноцветных глинистых сланцах пары TiO₂ и ЖМ, а также TiO₂ и K₂O слабо связаны (r = 0.29 и r = 0.39), тогда как между TiO₂ и ГМ, а также TiO₂ и ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ корелляция умеренная положительная (в обоих случаях r = 0.42). В парах TiO₂ и ФМ, ТМ и ЖМ, а также ТМ и ФМ корреляция отсутствует (r = 0.02, r = = 0.10 и r = –0.07). В красноцветных глинистых сланцах бедерышинской подсвиты зильмердакской свиты разреза в окрестностях д. Искушта величины модулей ФМ и НКМ демонстрируют положительную корреляционную зависимость (r = 0.62).

Рис. 13.

Корреляция в парах геохимических модулей и содержании оксидов титана и калия в обычно окрашенных и красноцветных глинистых породах бедерышинской подсвиты зильмердакской свиты.

Распределение редких и рассеянных элементов в обоих литотипах в целом достаточно сходное. При нормировании по PAAS видно, что обычно окрашенные и красноцветные глинистые породы бедерышинской подсвиты верхнего рифея Южного Урала характеризуются в целом более низкими средними содержаниями Co, Ni, Zn, Sr, Mo, Cs, Pb и V (см. рис. 9д). Более высокие, по сравнению с PAAS, средние концентрации Ga, Sm, Tu, Gd и U установлены в обоих литотипах. Кроме того, в красноцветных глинистых сланцах среднее содержание Tb…Lu и Hf превышает в 1.4–1.6 раза уровень содержания перечисленных элементов в PAAS.

Нормированное по хондриту содержание РЗЭ в обычно окрашенных и красноцветных глинистых сланцах бедерышинской подсвиты также практически одинаковое (см. рис. 8д). Средние величины (La/Yb)_N и Eu/Eu* в них также, с учетом погрешностей, существенно не отличаются (соответственно 7.31 ± 1.45 и 0.65 ± 0.04, 6.74 ± 0.17 и 0.63 ± 0.04).

Обычно окрашенные и красноцветные тонкозернистые обломочные породы койвинской свиты венда Среднего Урала характеризуются вполне сопоставимым средним содержанием оксидов титана, магния и калия (соответственно 0.75 и 0.80, 2.03 и 2.04, 4.72 и 4.71 мас. %). В красноцветных разновидностях несколько выше среднее содержание оксида натрия (1.50 против 0.90 мас. % в обычно окрашенных).

Средние величины модуля ГМ в обычно окрашенных и красноцветных глинистых породах койвинской свиты близки (0.45 ± 0.05 и 0.44 ± ± 0.04), в PAAS этот параметр равен 0.43. ТМ_{среднее}, рассчитанное для первого литотипа (0.039 ± ± 0.002), заметно ниже PAAS, тогда как рассчитанное для второго литотипа (0.045 ± 0.003) – несколько выше. Средние значения модуля ЖМ в обоих литотипах, с учетом погрешностей, также вполне сопоставимы (0.38 ± 0.03 и 0.42 ± 0.02) и несколько выше PAAS (0.36). Средние величины ФМ в обычно окрашенных и красноцветных тонкозернистых обломочных породах койвинской свиты одинаковы (0.16 ± 0.02) и, с учетом погрешностей, вполне близки PAAS (0.15). Среднее значение модуля НКМ, рассчитанное для красноцветных глинистых сланцев, выше, чем рассчитанное для сланцев обычно окрашенных, хотя, с учетом погрешностей, эти величины могут рассматриваться как статистически сопоставимые (0.35 ± 0.05 и 0.29 ± 0.03). В среднем австралийском постархейском глинистом сланце значение модуля НКМ составляет 0.26, и, таким образом, оба рассматриваемых типа глинистых сланцев можно считать несколько отличающимися от PAAS.

На классификационной диаграмме (Na₂O + + K₂O)/Al₂O₃–(${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)/SiO₂ точки составов тонкозернистых обломочных пород койвинской свиты, как обычно окрашенных, так и красноцветных, сосредоточены, в основном, в областях V (хлорит-смектит-иллитовые глины) и VI (иллитовые глины со значительной примесью дисперсных полевых шпатов) (см. рис. 5г). В целом, поля глинистых пород располагаются на диаграмме со значительным перекрытием, демонстрируя сходство химического состава.

В обычно окрашенных глинистых породах койвинской свиты среднее содержание оксидов кремния, алюминия, двухвалентного железа и магния (см. рис. 6г) является близким PAAS. Однако среднее содержание оксидов титана и фосфора несколько ниже, а оксида кальция – существенно ниже, по сравнению с PAAS. Содержание оксида калия в среднем составляет 1.27 PAAS, а оксида натрия – 0.75 PAAS. Подобные величины, в основном, свойственны также и красноцветным тонкозернистым обломочным породам, за исключением более высокого содержания в них натрия (Na₂O_{среднее} достигает 1.25 PAAS).

Рассчитанные для исследуемых глинистых пород средние величины модулей Страхова и Бострёма вполне сопоставимы: в обычно окрашенных глинистых сланцах – 12 ± 1 и 0.66 ± 0.01, в красноцветных – 12 ± 1 и 0.63 ± 0.01. Вариации этих параметров свидетельствуют об отсутствии в них эксгалятивных компонентов.

Обычно окрашенные сланцы койвинской свиты не показывают значимой корреляции TiO₂ и ЖМ (r = –0.03), а также ТМ и ЖМ (r = 0.10). Однако другие геохимические пары связаны положительной корреляционной зависимостью: TiO₂ и K₂O (r = 0.93), TiO₂ и ГМ (r = 0.97), TiO₂ и ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ (r = 0.69), TiO₂ и ФМ (r = 0.84), ТМ и ФМ (r = = 0.87), а также ФМ и НКМ (r = 0.71) (рис. 14). В красноцветных глинистых сланцах, напротив, существует положительная корреляционная связь между TiO₂ и ЖМ (r = 0.80), а также ТМ и ЖМ (r = 0.61). Значимая корреляция также наблюдается в парах TiO₂ и ГМ (r = 0.69), TiO₂ и ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{3}^{*}$ (r = 0.83), TiO₂ и ФМ (r = 0.89). Величины модулей ФМ и НКМ связаны умеренной отрицательной корреляцией (r = –0.49). В красноцветных глинистых сланцах не наблюдается отчетливо выраженной взаимосвязи между TiO₂ и K₂O (r = 0.14).

Рис. 14.

Корреляция в парах геохимических модулей и содержании оксидов титана и калия в обычно окрашенных и красноцветных глинистых породах койвинской свиты.

Распределение редких и рассеянных элементов является сходным в обычно окрашенных и красноцветных глинистых породах. При нормировании по PAAS в обоих литотипах выявляются пониженные концентрации Co, Cu, Sr, Mo, Cs, Pb и U, а также V, Y, Ba и Ho…Lu (см. рис. 9е). Несколько повышенные в среднем концентрации Zn (1.23 PAAS) и Ga (1.19 PAAS) характерны для обычно окрашенных глинистых сланцев; а Ga (1.19 PAAS) – для красноцветных глинистых пород.

Среднее значение (La/Yb)_N в обычно окрашенных глинистых породах койвинской свиты венда составляет 13.93 ± 1.05, и практически такая же величина (La/Yb)_{Nсреднее} получена для красноцветных глинистых пород (13.19 ± 1.89) изученного разреза. Величина отрицательной европиевой аномалии в них практически одинакова и в среднем составляет 0.75 ± 0.05 и 0.73 ± 0.04 соответственно. Вследствие этого в обычно окрашенных и красноцветных глинистых породах наблюдается близкое сходство нормированных по хондриту спектров РЗЭ (см. рис. 8е).