сланцы представляют собой полностью перекристаллизованные первичноглинистые, глинисто-алевритовые или алевритовые сланцы. Глинистый материал превращен в хлорит, мусковит и биотит. Структура породы в слюдисто-кварцевых прослоях гранолепидобластовая, в кварцево-слюдистых — микролепидогранобластовая и лепидогранобластовая, нередко наблюдается пятнистая структура. Слоистость пород тонкая и средняя, горизонтальная, иногда отмечаются линзовидная косая слоистость, закрутыши и мелкие складки оползания (рис. 38). Зеленые сланцы имеют порфиробластовую структуру с гранонематобла- стовой основной массой, иногда с реликтами порфировой структуры. Они состоят из пластинок зеленоватого хлорита, биотита, изометричных и неправильных зернышек кварца, альбит-олигоклаза, минералов группы эпидота, нередко присутствует повышенное количество кальцита, лейкоксена, гидроокислов железа. Вкрапленники представлены агрегатами мусковита, кальцита, кварца, эпидота или рудного минерала, реже хлоритизированным и соссюритизированным плагиоклазом. В отличие от описанных выше терригенных сланцев зеленые сланцы не обладают четко выраженной слоистостью или заметной микроритмичностью. Отсутствие седиментационной слоистости, петрографический состав и структура пород позволяют считать их метаморфизованными тонкозернистыми вулканогенно-осадочными образованиями, в меньшей степени рассланцованными эффузивами. В разрезе свиты по р. Черной породы обладают заметной ритмичностью, позволяющей выделить крупные ритмы и ритмопачки. Макроритмы (80—110 м) состоят из нижней, преимущественно песчано-алевритовой, части и верхней — тонкозернистой, представленной метаморфизованными глинистыми и зелеными (вулканогенными ?) сланцами. Каждая часть крупного ритма включает несколько ритмопачек, образованных чередованием двух или трех пачек слоев с различной величиной частиц, слагавших первичный осадок. Нижняя часть крупного ритма (30—50 м) состоит из четких ритмопачек мощностью 0,5—3 м, сложенных переслаивающимися кварцитами и филлитовидными глинисто-алевритовыми сланцами. Ритмопачки образованы несколькими мелкими ритмами (2—20 см) двух- или трехчленного состава: первый элемент ритма представлен песчаником, второй — алевролитом, третий — глинистой породой. Верхняя часть крупного ритма (40—60 м) сложена чередующимися пачками темно-серых филлитовидных (первично-глинистых и алеврито-глинистых) тонкогоризонтально-слоистых и желтовато- или зеленовато-бурых сланцев с неясной или прерывистой горизонтальной слоистостью. В породах румяничной свиты содержание тяжелой фракции значительно выше, чем в отложениях других свит. Наибольший выход тяжелой фракции наблюдается в метаморфизованных глинистых сланцах (табл. 3), наименьший — в песчаных породах. Тяжелая фракция состоит почти целиком из минеральных новообразований, возникших в процессе метаморфизма, — ильменита, турмалина, граната, сфена, дистена и др. (табл. 3, 4). Обломочные минералы (размером от 0,04 до 0,2 мм) представлены немногими зернами циркона, рутила, ильменита, турмалина и др. Они приурочены к кварцитопесчаникам и метаморфизованным алевритовым сланцам. Основная масса кластогенного циркона хорошо окатана. Среди цирконов отмечается повышенное количество идиоморфных длиннопризматических кристаллов. Бесцветные цирконы преобладают над окрашенными. Карбонатные минералы представлены доломитом и кальцитом. Повышенное содержание акцессориев в породах румяничной свиты по сравнению с другими отложениями связано с их более интенсивным метаморфизмом. Об этом свидетельствует минеральный состав тяжелой фракции. Метаморфо- генные минералы — ильменит, рутил, апатит, гранат, дистен, амфибол и др. — составляют большую часть тяжелой фракции. Содержание новообразованного ильменита в отдельных пробах 1,5 %. 72 Коми научный центр Уро РАН
RkJQdWJsaXNoZXIy MjM4MTk=