Минералогия титаноносных отложений среднего триаса на р. Кыдзьрасъю (Предуральский краевой прогиб)

Первые сведения о высоких концентрациях ильменита в триасовых песчаниках сынинской свиты на р. Кыдзьрасъю (рис. 1) были опубликованы в монографии В. И. Чалышева и Л. М. Варюхиной [19]. Во время проведения в 2013—2014 годах геологической съемки в рамках ГДП-200 листа Q-40-XXIX в триасовых отложениях бассейна р. Большой Сыни выявлен ряд новых россыпепро-явлений ильменита, включая описываемый объект. На основе отобранных материалов представилась возможность изучить минералогию титаноносных отложений сынинской свиты и уточнить её возраст. Основной целью исследования является выявление первичного источника ильменита для решения задачи оценки потенциала тита-ноносности триасовых пород района.

Методы исследования

Минералогический анализ проб проведен по стандартной методике с применением бинокуляра МБС-1. Состав и растровые снимки минералов выполнены на сканирующем микроскопе Tescom Vega 3 LMN c энергодисперсионным спектрометром X- Max в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН (аналитик С. С. Шевчук). Для определения элементов-примесей в ильмените был использован метод ICP-MS на квадрупольном масс-спектрометре ELAN 9000

(PerkinElmer Instruments), применяемый в Институте геологии и геохимии УрО РАН (Екатеринбург).

Краткая геологическая характеристика района и объекта исследования

Изучаемый объект локализован в породах сынинской свиты в восточной части Большесынинской впадины Предуральского краевого прогиба. Свита сложена слаболитифи-цированными сероцветными полевошпат-кварцевыми гра-увакковыми песчаниками и песками с подчиненными прослоями алевролитов и глин, образованными в аллювиально-пролювиальных, озерных фациальных условиях в пределах широкой аллювиальной равнины [19]. В формационном отношении породы свиты относятся к верхней части мощной пермотриасовой континентальной молассы, сформированной в условиях компенсированного прогиба эродируемым материалом растущего Палеоуральского орогена [17]. В 1980 г. решением МСК по унификации стратиграфических схем Урала сынинская свита отнесена к среднему (верхи ладинского яруса) и верхнему триасу [14]. Палинологическими исследованиями последующих лет был доказан ее среднетриасовый возраст. Характерный па-линокомплекс Converrucosisporites conferteornatus — Florinites pseudostriatus по совместному нахождению с комплексом остатков наземных позвоночных (тетрапод) и на основе

Рис. 1. Геологическая карта восточной части Большесынинской впадины (по В. А. Жаркову и др., 2014):

1 — сынинская свита: песчаники слаболитифицированные полимиктовые с прослоями алевролитов, глин, гравелитов; 2 — крас-нокаменская и керъямаёльская свиты объединённые; внизу — красноцветные глины, песчаники полимиктовые, алевролиты глинистые, вверху — пестроцветные аргиллиты с фосфоритовыми и сидеритовыми конкрециями, алевролиты, песчаники; 3 — бызовская свита: внизу — сероцветные песчаники полимиктовые, вверху — песчаники грубозернистые и конгломераты; 4 — устьберёзовская толща: песчаники полимиктовые зеленовато-серые и красно-бурые, местами известковистые с песчано-кар-бонатными конкрециями, глины красно-коричневые с конкрециями, в основании — крупногалечно-валунные конгломераты; 5 — худореченская свита: песчаники, алевролиты, аргиллиты с пропластками углей, с редкими прослоями конкреционных известняков, известковистых песчаников, линзы гравелитов; 6 — большеелмачская, кырташорская, устьпереборская и вёртнинская свиты нерасчленённые: внизу — тонкое переслаивание песчаников полимиктовых известковистых и алевролитов с прослоями известняков песчанистых или оолитовых, выше — песчаники с прослоями гравелитов, конгломератов и углей, известковистых песчаников и алевролитов, прослоев органогенных известняков, вверху — пропластки углей и конкреционных известняков; 7 — кыртадинская и большеелмачская свиты нерасчленённые: песчаники полимиктовые, известковистые, алевролиты, прослои органогенных известняков, гравелитов; 8 — береговые обнажения с выходами титаноносных песчаников; цифрами обозначены обнажения, выявленные В. И. Чалышевым (80) и В. А. Жарковым (1136)

Fig. 1 . Geological map of the eastern part of Bolshesyninskaya depression (according to V. A. Zharkov et al., 2014):

• 1    — Syninskaya suite: sandstones low lithified polymictic with interlayers of siltstones, clays, gravelites; 2 — krasnokamenskaya and keryamayol-skaya combined suites: down — red clays, polymictic sandstones, clay aleurolites, up — variegated mudstones with phosphorite and siderite nodules, siltstones, sandstones; 3 — byzovskaya suite: down — gray-colored sandstones polymictic, up — sandstones coarse-grained and conglomerates; 4 — ustberezovskaya stratum: sandstones polymictic greenish-gray and red-brown, locally calcareous with sandy-carbonate nodules, red-brown clays with concretions, in the base — coarse-boulder conglomerates; 5 — khudorechenskaya suite: sandstones, siltstones, mudstones with interlayers of coals, with rare intercalations of concretionary limestones, calcareous sandstones, gravelite lenses; 6 — bolsheelmachskaya, kyrtashorskaya, ustpereborskaya and vertninskaya undivided suites: down — a thin intercalation of polymictic calcareous sandstones and siltstones with interlayers of sandy or oolithic limestones, up — sandstones with interlayers of gravelites, conglomerates and coals, calcareous sandstones and siltstones, interlayers of organogenic limestones, upper — interlayers of coals and concretion limestones; 7 — kirtadinskaya and bolsheelmachskaya undivided suites: sandstones polymictic, calcareous, siltstones, interlayers of organogenic limestones, gravelites; 8 — shore outcrops with outcrops of titaniferous sandstones; numbers indicate outcrops revealed by V I. Chalyshev (80) and V. A. Zharkov (1136)

широкой межрегиональной корреляции с комплексами миоспор бореальной и тетической областей уточняет возраст свиты до ладинского века [6, 7].

В 2014 г. В. А. Жарковым в левом борту р. Кыдзь-расъю, в 600 м ниже по течению от описанного В. И. Чалышевым разреза сынинской свиты было обнаружено обнажение с богатой ильменитовой минерализацией (рис. 1, 2, а). В нем слойки естественного черного шлиха существенно ильменитового состава сгруппированы в виде линзы с хорошо выраженной слоистой текстурой мощностью до 15 см и длиной 4.5 м (рис. 2, b). Толщина «рудных» слойков составляет 1—8 мм, песчаников — 2— 3 см. Содержание нормативного ильменита в этой линзе по результатам пересчетов силикатного анализа бороздовой пробы составило 102 кг/м3, во вмещающих линзу песчаниках — 32 кг/м3.

Рис. 2. Песчаники сынинской свиты на реке Кыдзьрасъю:

а — общий вид обнажения 1136. Стрелкой показана расчистка, вскрывшая линзу титаноносных песчаников; b — слойки естественного черного шлиха; c — микрофотография шлифа черного прослоя песчаника, николи скрещены; Ab — альбит, Mc — микроклиин, Ms — мусковит, Slc — силицит, Qz — кварц

• Fig. 2.    Sandstones of the Soninskaya Formation on the River Kidzrassyu:

a — general appearance of outcrop 1136. The arrow shows a clearing that opened the lens of titaniferous sandstones; b — natural black slices; c — a micrograph of the black interlayer of sandstone, nikoli crossed. Ab — albite, Mc — microcline, Ms — muscovite, Slc — silicite, Qz — quartz

По данным анализа шлифов, «вмещающие» породы в обнажении представлены мелкозернистым слаболити-фицированным полевошпат-кварцевым граувакковым песчаником, сложенным остроугольными и слабоокатан-ными обломками (об. %) кварца (30), пелитизированного калиевого полевого шпата (5) и пород — силицитов (30), включая спонголиты и спонголит-радиоляриевые фтани-ты, кварцитов и кварцевых песчаников (5), кварц-сери-цитовых и кварц-хлоритовых кристаллических сланцев (5), эффузивов кислого, среднего и основного состава (5). Поровое пространство занимает 20—25 об. %. Цемент преимущественно глинистого состава имеет контактовый характер. Минеральный состав пород в пределах «рудной» линзы существенно отличается от вмещающих пород — доля обломков минералов в них составляет 40—50 об. %, горных пород — 20—30 об. %. Минералы представлены (об. %) кварцем (50), амфиболом (5—10), группой эпидота (10), рудными (15), а также единичными зернами титанита, хромшпинелида, граната, циркона и рутила (рис. 2, с). Размеры обломков минералов варьируют в пределах от 0.05 до 0.5 мм. Преобладают зерна размерностью 0.25—0.1 мм. Рудные минералы имеют значительно меньшие размеры — от 0.05 мм и менее.

Для минералогического анализа тяжелой фракции рудовмещающего песчаника была отобрана бороздовая проба весом 16.81 кг и объемом 10 л. Выход тяжелой фракции составил 495.8 г (3.33 %), гранулометрическая размерность — менее 0.5 мм. Магнитная фракция состоит в основном из магнетита с незначительной долей ильменита, хромшпинелидов, мартита и гематита. Первая электромагнитная фракция сложена преимущественно ильменитом, реже встречаются хромшпинелиды, амфиболы, эпидот, гранаты. Во второй электромагнитной фракции преобладает эпидот, в подчиненных количествах содержатся амфиболы, хромшпинелиды, гранаты, гематит, ставролит. В третьей электромагнитной фракции также преобладает эпидот, реже встречаются гранаты, агрегаты лейкоксена, амфиболы, пумпеллиит, рутил, ставролит, турмалин. Немагнитная фракция представлена преимущественно цирконом и рутилом, в меньшей степени кианитом и агрегатами лейкоксена. Всего в тяжелой фракции определено 17 минералов (табл. 1). Главными минералами с содержа- ниями (в об. % к тяжелой фракции) от 15.76 до 45.19 являются ильменит, эпидот и магнетит. Второстепенные минералы представлены амфиболами, хромшпинелидами и гранатами (от 2.06 до 6.69). Содержания циркона, агрегатов лейкоксена, рутила, гематита, кианита, мартита, пумпеллиита, ставролита, турмалина, шпинели и титанита не превышают 1 %.

Ильменит представлен угловатыми изометричными обломками. Реже встречаются таблитчатые зерна, сохранившие первичный облик кристаллов (рис. 3, а). Минерал имеет черный цвет и полуметаллический блеск. Вторичным изменениям практически не подвергся, исключая редкие случаи лейкоксенизации. Большинство зерен имеют структуры распада ильменит-гематитового состава. Отмечены структуры с двумя стадиями распада твердого раствора, в которых микровключения ильменита и

Таблица 1. Минеральный состав тяжелой фракции (отн. %)

Table 1. Mineral composition of heavy fraction (rel. %)

Минерал / Mineral	Содержание/ Content
Ильменит / Ilmenite	45.19
Эпидот / Epidotite	23.21
Магнетит / Magnetite	15.76
Амфиболы / Amphiboles	6.69
Хромшпинелиды / Chromian Spineles	5.65
Гранаты / Garnets	2.06
Циркон / Zircon	0.74
Лейкоксен / Leukoxen	0.41
Рутил / Rutile	0.4
Гематит / Hematite	0.33
Кианит / Kyanite	0.18
Мартит / Martite	0.17
Пумпеллиит / Pumpellyite	0.11
Ставролит / Staurolite	0.04
Турмалин / Tourmaline	е.з.
Титанит / Titanite	е.з.
Шпинель / Spinel	е.з.

Примечание: е.з. — единичные зерна.

Note: е.з. — single grains.

Рис. 3. Микрофотографии ильменита: a — хорошо ограненное зерно ильменита; b — ильменит-гематитовые структуры распада двух генераций; с — микроламели ильменита в гематитовой матрице. Гематит на рисунках b и c имеет светло-серый цвет, ильменит — темно-серый, кварц — черный

• Fig. 3.    Microphotographs of ilmenite: a — well faceted ilmenite grains; b — ilmenite-hematite structures of the decay of two generations; с — ilmenite microlamellae in hematite matrix. Hematite in Figs b and c is light gray, ilmenite — dark gray color, quartz — black color

гематита второй генерации развиваются в ламелях соответственно гематита и ильменита первой генерации (рис. 3, b, c). Иногда наблюдаются регенерационные ильменитовые каймы по гематиту. Химический состав поверхности и срезов зерен ильменита практически одинаков, что хорошо иллюстрируется на диаграмме минальных составов «ильменит — гематит — пирофанит» (рис. 4). Содержание TiO2 в ильмените варьирует в пределах от 41.88 до 59.14 мас. %, составляя в среднем 47.46 мас. % (табл. 2).

Небольшая примесь магния (до 1.03 мас. % MgO) установлена только в трех образцах и для изучаемого ильменита нехарактерна. Высокомагнезиальные ильмениты обычны для кимберлитов, карбонатитов, ультраосновных, реже основных магматических пород в расслоенных комплексах. Логично предположить, что первичный источник ильменита с этими породами не связан.

Марганец в исследованных образцах является постоянной примесью. Содержание MnO обычно колеблется в интервале от десятых долей до первых процентов, составляя в среднем 1.2 мас. %. Необходимо отметить, что подобные концентрации этой примеси характерны для широкого спектра горных пород. Например, в аутигенном ильмените метаморфических сланцев Среднего Тимана и Полярного Урала количество MnO достигает 4.0 мас. % [4, 8, 10]. Наиболее высокие содержания данного элемента встречаются в щелочных породах (мельтейгитах и якупи-рингитах), где количество MnO может достигать 17.0 мас. %. В габбро-гипербазитовых комплексах Урала количество MnO в ильмените составляет 2.00—2.69 мас. %. Такие же характеристики известны для ильменита, кристаллизующегося в гранитах. Таким образом, для установления первичного источника ильменита использовать этот элемент не представляется возможным.

Постоянной примесью в ильмените является также ванадий, содержание которого зависит от генезиса породы. Его высокая концентрация характерна для магматических пород высокой основности. В кислых и щелочных породах содержание ванадия не превышает 600 г/т, тогда как в основных достигает 2270 г/т (массив Скаергаард) [2]. Содержание ванадия в описываемом ильмените, по дан ным анализа его монофракции методом ICP — MS, составило 1027.8 г/т (табл. 3), а по данным микрозондовых исследований — до 3500 г/т (табл. 2). В докембрийском нер-каюском метаморфическом комплексе Приполярного Урала широко развиты ильменитсодержащие метабазиты: эклогиты, амфиболиты и глаукофановые сланцы. Исследование метаморфогенного ильменита из метабазитов этого комплекса показало высокое содержание ванадия: в ильмените из эклогитов (в г/т) — 2100, из глаукофановых сланцев — 3000. В амфиболитах концентрация элемента колеблется от 2000 до 2600 г/т. Самое высокое содержание (4800 г/т) отмечено в пироксенсодержащем амфиболите. Таким образом, индикаторные свойства ванадия

Гематит

Ильменит                        Пирофанит

Состав ильменита: О - на поверхности зерна

X в структуре распада □ - без структуры распада

Рис. 4. Положение минальных составов ильменита на диаграмме «ильменит — гематит — пирофанит»

• Fig. 4.    Position of minal compositions of ilmenite in the «ilmenite —

—hematite — pyrophanite» diagram

Таблица 2. Химический и минальный состав ильменита однородного строения и со структурой распада (мае. %) Table 2. Chemical and minal compositions of ilmenite of homogeneous structure and with the structure of decomposition (wt. %)

Таблица 3. Элементы-примеси в ильмените (г/т)

Table 3. Impurity elements in ilmenite (g/t)

Элементы-примеси в ильмените (г/т) / Impurity elements in ilmenite (g/t)

Li 4.4 Ga 4.9 Ag 16.8 Sm 2.8 Hf 6.7 Be 0.2 Ge 0.28 Cd 0.088 Eu 0.34 Ta 12.8 Sc 37.6 As 2.0 Sn 12.1 Gd 2.1 W 1.9 V 1027.8 Se 1.1 Sb 0.316 Tb 0.3 Pb 11.1 Cr 2991.0 Rb 5.5 Cs 0.06 Dy 1.85 Th 8.8 Mn 12249.4 Sr 9.4 Ba 31.5 Ho 0.4 U 2.55 Co 45.1 ¥ 9.1 La 18.2 Er 1.2 Ni 24.8 Zr 208.7 Ce 48.0 Tm 0.16 Cu 239.4 Nb 175.8 Pr 4.4 Yb 1.4 Zn 244.1 Mo 19.13 Nd 15.9 Lu 0.3 подтверждаются на примере метаморфогенного ильменита, кристаллизовавшегося в метабазитах.

Относительно низкие содержания (г/т) Nb (175.8), Ta (12.8), Zr (208), Mo (19.13), Sc (37.6), W (1.9), Pb (11.1), Zn (244.0), Co (45.0), но повышенные Cu (239) и Ni (24.8) также подтверждают базитовую природу ильменита [12]. Об этом же свидетельствует относительно невысокое суммарное количество РЗЭ (97.8 г/т), близкое к базитовому (0.34—40.0 г/т) и метаморфогенному (107 г/т) [1, 11] ильмениту. Для гранитного ильменита характерны существенно более высокие содержания РЗЭ — более 1000 г/т [2]. График распределения РЗЭ в изучаемом ильмените наиболее близок к метаморфогенному (рис. 5).

Наличие структур распада в ильмените характерно для магматического генезиса, но не противоречит и метаморфогенному происхождению. Подобные структуры обна ружены нами [4] в ильмените рифейских ставролит-гра-натовых кристаллических сланцев париквасьшорской свиты на Полярном Урале.

Таким образом, приведенные типоморфные свойства изучаемого ильменита, тесная ассоциация с эпидотом и амфиболами, структурные особенности свидетельствуют о его кристаллизации в материале, по химическому составу соответствующему базитовой породе, претерпевшей изохимический региональный метаморфизм в условиях эпидот-амфиболитовой фации и перекристаллизованной в эпидот-амфиболовые сланцы или эпидотсодержащие амфиболиты.

Амфиболы представлены неокатанными удлиненно-шестоватыми игольчатыми зернами черного цвета, просвечивающими зеленым на тонких сколах. Реже встречаются светло-зеленые, фиолетовые и серые зерна. Кальци-

La Се Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

Рис. 5. Спектры распределения нормированных по хондриту редкоземельных элементов в ильменитах разного генезиса:

1 — титаноносные песчаники сынинской свиты, 2 — габброиды массива Скаергаард [11], 3 — вебстерит Тигрового массива (Сихотэ-Алинь) [11], 4 — пироксенит массива Какануи (Новая Зеландия) [11], 5 — рифейские зеленые сланцы (Средний Тиман) [4], 6 — рифейские кристаллические сланцы Северного Таймыра [4], 7 — архейские кристаллические сланцы Кольского полуострова (свита Кейв) [11], 8 — рифейские кристаллические сланцы Полярного Урала (париквасьшорская свита) [11], 9 — риолиты Полярного Урала [11], 10 — гранитоиды Полярного Урала [11]

• Fig. 5.    Spectra of distribution of rare earth normalized chondrites in ilmenites of different genesis:

• 1    — titaniferous sandstones of the Syninskaya Formation, 2 — gabbroids of the Scaergaard massif [11], 3 — websterite of the Tigrovy Massif (Sikhote-Alin) [11], 4 — pyroxenite ofthe Kakanui Massif (New Zealand) [11], 5 — Riphean green schists (Middle Timan) [4], 6 — Riphean crystalline schists of the Northen Taimyr [4], 7 — Archean crystalline schists of the Kola Peninsula (Cave suite) [11], 8 — Riphean crystalline schists of the Polar Urals (parikvasshorskaya suite) [11], 9 — rhyolites of the Polar Urals [11], 10 — granitoids of the Polar Urals [11]

евые амфиболы зеленого цвета по химическому составу относятся к магнезиальной роговой обманке, с повышенной щелочностью — к паргаситу и магнезиогастингситу. Единичные фиолетовые зерна щелочных амфиболов представлены эккерманнитом. По данным микрозондового анализа были рассчитаны формулы минералов: (Na_{0 52} ^K 0.12 ) 0.64 ^(Ca 1.94 ^Ti 0.15 ^Mg 2.31 ^{Fe 2+}1.9 ⁾ 6.3 ^{(Fe 3+}0.23 ^Al 0.1 ⁾ 0.33 ^(Si 6.45 ^Al 1.55 ) 8 ^O 2 ^(OH ’ ^F ) 2 ^{— паргасит; (Na} ₀ .34 K 0._n ⁾ 0.45 ^(Ca i.75 Ti 0.19 ^Mg 2.56 ^{Fe 2+}1.49 ⁾ 5.99 ^(Fe 3⁺0.47 ^Al 0.45 ⁾ 0.92 ^(S i 6.53 ^Al 1.47 ⁾ 8 ^O 2 ^(OH , ^F ) 2 — магнезиальная роговая обманка; (Na_{0 34}K₀₀₅ )₀ 39 ^(Ca 1.72 ^Ti 0.08 ^Mg 3.23 ^{Fe 2+}0.8 8 ⁾ 5.91 ^(Fe 3⁺0.45 ^A-^l 0.4 ⁾ 0.8 5 ^(Si 7.07 ^Al 0.93 )₈ O₂(OH,F)₂ —магнезиальная роговая обманка; ^(Na 0.47 ^K 0.09 ⁾ 0.56 ^(Ca 1.78 ^Ti 0.21 ^Mn 0.02 ^Mg 2.63 ^{Fe 2 +} 1.31 ⁾ 5.95 ^{(Fe 3+}0.36 ^Al 0.51 ⁾ 0.87 ^(Si 6.47 ^Al 1.53 ⁾ 8 O 2 ^(OH,F) 2 ^{— маг} Н ^{езиогас} - ^ти Н ^{гсит; (Na} 0.37 ^K 0.15 ⁾ 0.52 ^(Ca 1.8 ^Ti 0.21 ^Mg 2.42 ^{Fe 2+}1.68 ^Mn 0.03 ⁾ 6.14 ^(Fe 3⁺0.42 ^Al 0.36 ⁾ 0.78 ^(Si 6.47 ^Al 1.53 ⁾ 8 ^O 2 ^(OH,F) 2 ^{— ма}™^{езиогас-} ТИНГСИТ; N ^a 2.01 ^(Ca 0.03 ^Mg 1.86 ^{Fe 2+}1.17 ) 3.06 ^(Fe 3⁺0.06 ^A1 1.9 ⁾ 1.96 Si₈O₂(OH,F)₂ — ферроэккерманнит;Na_{1 66}(C ^a _{0 01}Mg 1 ₇₂ ^{Fe 2 +} 1.45 ⁾ 2.18 ^{(Fe 3+}0.03 ^Al 1.93 ⁾ 1.96 ^(Si 7.99 ^Al 0.01 ⁾ 8 ^O 2 ^(OH , ^F) 2 ^— ферроэккерманнит. Таким образом, амфиболы изученных проб представлены в основном кальциевыми роговыми обманками, кристаллизующимися в магматических или метаморфических породах. Амфиболы с повышенной щелочностью характерны для щелочных магматических пород. Следовательно, вероятным источником сноса амфиболов могли служить интрузивные породы различной щелочности, а также метабазиты — амфиболиты, эпидот-амфиболовые сланцы.

Хромшпинелиды представлены угловатыми изомет-ричными обломками, реже октаэдрическими кристаллами. Минералы имеют черный цвет, смоляной блеск, на тонких сколах просвечивают бурым цветом. По химическому составу поверхности обломков хромшпинелидов, согласно классификации Н. В. Павлова [16], минералы представлены несколькими разновидностями: хромпико-титом, субферрихромпикотитом, алюмохромитом, хроми том, субферрихромитом и субалюмоферрихромитом. На классификационной генетической диаграмме хромшпинелидов фигуративные точки составов минерала тяготеют к полю альпинотипных перидотитов (рис. 6, а). Вероятным источником этой группы минералов являлись породы, подобные альпинотипным гипербазитам, развитым на современном эрозионном срезе в Тагило-Магнитогор-ской мегазоне Урала [13, 15].

Гранаты встречаются преимущественно в виде нео-катанных угловатых изометричных осколков желтого, розового и оранжевого цвета. Значительно реже наблюдаются хорошо ограненные кристаллы с формами ромбододекаэдров и с комбинацией тетрагонтриоктаэдра и ромбододекаэдра. Среди осколков и кристаллов с сохранившейся огранкой преобладают гранаты оранжевого цвета. Микрозондовым анализом были изучены поверхности 37 хорошо сохранившихся кристаллов. Оранжевые гранаты имеют альмандин-спессартиновый состав с процентным минальным соотношением: спессартин (52—72) — альмандин (28—38) (рис. 6, b). Розовые и бесцветные кристаллы представлены спессартин-альмандиновой разновидностью: альмандин (42—85) — спессартин (15—49). Желтые гранаты с хорошей огранкой представлены кальциевой разновидностью минерала с минальным составом: гроссуляр (65—79) — андрадит (21—36). Обнаружено одно зерно средней окатанности насыщенного зеленого цвета ува-ровит-андрадитового состава с минальным соотношением: андрадит (74) — уваровит (26). Таким образом, в описываемом объекте преобладают оранжевые гранаты аль-мандин-спессартинового состава, образующиеся в условиях зеленосланцевой или эпидот-амфиболитовой фации регионального метаморфизма. Большинство кальциевых гранатов желтого и зеленого цвета, вероятно, имеют метасоматическое происхождение. Гранат альмандин-грос-сулярового состава, скорее всего, образовался в высокобарических сланцах.

Рис. 6. Положение фигуративных точек: а — составов хромшпинелидов на генетической классификационной диаграмме [16]: 1 — кимберлиты, 2 — алмазоносная ассоциация, 3 — альпинотипные перидотиты, 4 — дуниты Инаглинского массива, 5 — расслоенные перидотит-норитовые плутоны, 6 — перидотиты и меймечиты Гулинского массива, 7 — пикритовые габбро-долериты Норильского района; b — минальных составов гранатов на классификационной диаграмме «альмандин — спессартин — гроссуляр»

Fig. 6. Position of figurative points: а — of chromospinelides compositions on the genetic classification diagram [16]:

• 1    — kimberlites, 2 — diamondiferous association, 3 — alpinotype peridotites, 4 — dunites of the Inaglin, 5 — stratified peridotite-norite plutons, 6 — peridotites and meimechites of the Gulinsky massif, 7 — picritic gabbro-dolerites of the Norilsk region; b — of minal garnet compositions on the classification diagram of «almandine — spessartine — grossular»

Циркон представлен кристаллами с хорошо сохранившимися морфологическими особенностями, в меньшей степени неокатанными обломками светло-желтого цвета. Окатанные зерна встречаются редко и характеризуются лиловым цветом. Для наиболее представительного первого типа характерны комбинации одинаковых граней тетрагональных призм {110} и {100}, а также тетрагональной {101} и дитетрагональной {211} дипирамид (рис. 7, а). Второй тип морфологии циркона отличается преобладанием граней тетрагональной призмы {110} над призмой {100} и граней дитетрагональной дипирамиды {211} над дипирамидой {101} (рис. 7, b). Третий тип кристаллов характеризуется преобладанием площадей граней тетрагональной призмы {100} над гранями тетрагональной призмы {110} и равным соотношением граней дипирамиды {101} и {211} (рис. 7, с). Нередко среди данных разновидностей встречаются зерна с удлинением по четвертной кристаллографической оси с плохо диагностируемыми вершинами. На диаграмме Дж. П. Пупина [20], показывающей зависимость морфологических особенностей цирконов от температуры и глиноземистости среды их образования, большая часть кристаллов относится к типу S 1. _2- 7 _12— 4; 17-19- 20 . Подобное распределение характерно для цирконов, кристаллизующихся в высокоглиноземистых породах (габбро-идах, диоритах или гранодиоритах) на разных стадиях становления магматического очага при температурном режиме 300—850 °C. Отношение ZrO₂/HfO₂, определенное в 26 кристаллах, колеблется в пределах 28—97, что предполагает их коровый генезис [12, 18].

Обсуждение результатов

Изучение состава пород сынинской свиты позволяет считать, что источником её вещества явились образования, аналогичные развитым в Ляпинской, Бельско- Елец кой и, судя по обилию обломков силицитов, включая фта-ниты, Зилаиро-Лемвинской структурно-формационных зон современного севера Урала. Несортированность и плохая окатанность материала, косая слоистость, присутствие неустойчивых при экзогенных процессах минералов свидетельствуют об относительно недалёком переносе материала и подтверждают модель формирования изучаемых пород в русловых фациях в пределах широкой аллювиальной равнины, а также об отсутствии зрелых кор выветривания в областях размыва.

Индикаторные элементы-примеси в ильмените предполагают базитовый состав породы. Ассоциирующие с ильменитом эпидот и амфиболы являются породообразующими минералами метабазитов — эпидот-амфиболовых сланцев или эпидотсодержащих амфиболитов. О метамор-фогенной природе изученного ильменита свидетельствуют описанные многофазные структуры распада гематит-ильменитового состава. На современном Полярном Урале такие структуры характерны для ильменита в рифейс-ких ставролит-гранатовых метапелитах париквасьшорской свиты [4]. Анализ типоморфных свойств ассоциирующих с ильменитом эпидота, амфиболов, гранатов и циркона также позволяют говорить о преобразовании базитового источника в условиях эпидот-амфиболитовой фации регионального метаморфизма. По нашему предположению, источником ильменита сынинской свиты послужили ме-табазиты: эпидот-амфиболитовые сланцы или эпидотсо-держащие амфиболиты. Подобные эпидот-амфиболитовые ильменитсодержащие сланцы известны в составе нижнедокембрийского неркаюского метаморфического комплекса Приполярного Урала [3]. Вывод о метаморфоген-ном генезисе ильменита представляется логичным, так как данный минерал в базитах развивается именно в таких фациальных (эпидот-амфиболитовых) условиях метамор-

Рис. 7. Морфологические типы циркона: а — комбинации одинаково представленных граней тетрагональных призм {110} и {100} и граней тетрагональной {101} и дитетрагональной {211} дипирамид- b — преобладание граней тетрагональной призмы {110} над призмой {100} и преобладание граней дитетрагональной дипирамиды {211} над дипирамидой {101}- c — преобладание площадей граней тетрагональной призмы {100} над гранями тетрагональной призмы {110} и равное соотношение граней дипирамиды {101} и {211}

• Fig. 7. Morphological types of zircon: а — combinations of identically represented faces of tetragonal prisms {110} and {100} and faces of tetragonal {101} and ditetragonal {211} dipyramids- b — the predominance of the faces of the tetragonal prism {110} above the prism {100} and the predominance of the faces of the dipetragonal dipyramid {211} over the dipyramid {101}- c — the predominance of the areas of the faces of the tetragonal prism {100} over the faces of the tetragonal prism {110} and the equal ratio of the faces of the dipyramid {101} and {211}

физма [8, 9, 10]. Известно, что при повышении Р-Т-пара-метров (амфиболитовая или гранулитовая фации) ильменит замещается рутилом.

Необходимо отметить, что выявленные в этом районе ильменитовые россыпепроявления существенно отличаются от известных промышленных ильменит-цирко-ниевых россыпей. Для последних характерны существенно кварцевый состав пород, хорошая их сортированность и значительные доли рутила, лейкоксена и циркона. Их образование связывается с эрозией зрелых кор выветривания по метаморфизованным базитовым комплексам с последующими неоднократными циклами размыва и аккумуляции титановых минералов в водной среде и окончательным формированием в прибрежно-морских или дельтовых условиях [5]. В нашем случае высокие концентрации ильменита могли образоваться при размыве эпи-дот-амфиболитовых ильменитсодержащих сланцев, подобных развитым в неркаюском метаморфическом комплексе, и (или) обогащенного ильменитом промежуточного коллектора допермского возраста.

Заключение

В результате комплексного изучения ильменитового россыпепроявления, выявленного в среднетриасовых граувакковых песчаниках сынинской свиты на р. Кыдзь-расъю, получены доказательства относительной близости источников сноса как вмещающих пород, так и самого ильменита. Исследования типоморфных свойств ильменита и ассоциирующих с ним эпидота, амфиболов, гранатов и циркона показали, что наиболее вероятными его первичными источниками являлись эпидот-амфиболовые сланцы или эпидотсодержащие амфиболиты, образованные по базитовому субстрату, современными гомологами которых являются ильменитсодержащие кристаллические сланцы, известные в составе неркаюского комплекса Приполярного Урала.

Таким образом, предполагаемое существование и близость источника ильменита позволяет говорить о том, что его высокое концентрирование в изученном объекте и в других триасовых россыпепроявлениях района в целом имеет не случайный, а скорее закономерный характер. Это является важным положительным фактором в прогнозе титаноносности триасовых пород восточной части Большесынинской впадины.

Авторы благодарят за консультации ведущего геолога ВСЕГЕИ В. А. Жаркова, сотрудников Института геологии Коми НЦ: д.г.-м.н В. И. Ракина, 3. П. Двойникову, Н. Х. Хачатурян.