CC BY
9
УДК: 553.068.5; 551.761; 470.13 DOI: 10.19110/2221-1381-2018-2-28-37
МИНЕРАЛОГИЯ ТИТАНОНОСНЫ1Х ОТЛОЖЕНИЙ СРЕДНЕГО ТРИАСА НА Р. КЬЩЗЬРАСШ
(ПРЕДУРАЛЬСКИЙ КРАЕВОЙ ПРОГИБ)
А. М. Шмакова, И. И. Голубева, М. Ю. Сокерин, Н. В. Ильина, Е. В. Кушманова
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар; [email protected]
Приведены результаты комплексного изучения ильменитового россыпепроявления в отложениях среднего триаса на р. Кыдзьрасъю, выявленного в ряду других подобных проявлений в слаболитифицированных граувакковых песчаниках триаса в восточной части Большесынинской впадины Предуральского краевого прогиба. Титаноносные отложения характеризуются высокими содержаниями ильменита (до 102 кг/м3) и существенно отличаются строением и условиями образования от известных циркон-ильменитовых россыпных месторождений. Определение потенциала титанонос-ности триасовых пород района потребовало решение задачи выявления источника ильменита. На основе изучения ти-поморфных свойств ильменита и минералов-спутников сделано предположение, что наиболее вероятными первичными источниками являлись эпидот-амфиболовые сланцы или эпидотсодержащие амфиболиты. В статье применяется опыт реконструкции источника ильменита на основе его состава и свойств ассоциирующих с ним минералов.
Ключевые слова: ильменит, средний триас, Предуральский краевой прогиб.
MINERALOGY OF MIDDLE TRIASSIC ILMENITE PLACER, KYDZRASY RIVER (PRE-URAL FOREDEEP)
A. M. Shmakova, I. I. Golubeva, M. Yu. Sokerin, N. V. Ilyina, E. V. Kushmanova
Institute of Geology of Komi SC UB RAS, Syktyvkar
We present results of our study of main placer-forming minerals of ilmenite placer. Ilmenite placer is similar to other occurrences in weakly-lithified greywacke Triassic sandstones in the eastern part of the Bolshesyninskaya basin of the Pre-Ural foredeep. The placer is characterized by high contents of ilmenite (up to 102 kg/m3) and substantially differs by its structure and formation conditions from known industrial zircon-ilmenite placers. The determination of potential for the titanium content of Triassic rocks of the region required the solution of problem of identifying source of ilmenite. The study of the typomorphic properties of ilmenite and minerals-satellites concluded — epidote-amphibolite schists or amphibolites were the most likely primary source.
Keywords: ilmenite, Middle Triassic, Pre-Ural foredeep.
Введение
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 аллювиаль-но-пролювиальных, озерных фациальных условиях в пределах широкой аллювиальной равнины [19]. В формаци-онном отношении породы свиты относятся к верхней части мощной пермотриасовой континентальной молассы, сформированной в условиях компенсированного прогиба эродируемым материалом растущего Палеоуральского оро-гена [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, Ь). 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, пум-пеллиита, 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, Ь, с). Иногда наблюдаются регенерационные иль-менитовые 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 ТЮ2 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 МпО 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 МпО достигает 4.0 мас. % [4, 8, 10]. Наиболее высокие содержания данного элемента встречаются в щелочных породах (мельтейгитах и якупи-рингитах), где количество МпО может достигать 17.0 мас. %. В габбро-гипербазитовых комплексах Урала количество МпО 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 1СР — 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 60
Ильменит Пирофанит
Состав ильменита: О - на поверхности зерна X в структуре распада п - 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 minai compositions of ilmenite of homogeneous structure and with the structure of decomposition (wt. %)
Ильменит однородного строения / Ilmenite of a homogeneous structure Ильменит со структурой распада / Ilmenite with breakdown structure
№ образца / Sample No. 3-2 3-2 3-2 5-2 5-2 8-2 8-2 8-2 9-2 9-2 1-2 1-2 4-2 4-2 7-2 7-2 10-2 10-2 10-2 10-2
№ точки / Point No. 1 2 3 1 2 1 2 3 1 2 1 2 1 5 1 2 4 5 6 7
Положение точки / Position of point Ц/С K/G K/G Ц/С K/G Ц/С K/G K/G Ц/С K/G
TiO, 51.5 52.0 51.7 52.7 52.5 47.0 47.6 48.9 44.2 45.2 48.3 14.7 48.3 10.7 10.1 50.3 51.6 48.7 52.1 12.1
VA H.O. n/d и.о. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d 0.7 0.8 H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d 0.7 1.1 H.O. n/d 0.6 H.O. n/d и.о. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d
FeO 47.5 47.5 46.6 45.3 45.3 49.5 49.1 48.1 50.9 50.4 50.7 77.4 49.1 79.4 79.5 42.4 47.1 48.6 46.3 78.3
MnO 1.3 1.3 1.1 2.4 2.4 0.4 0.5 0.5 1.6 1.8 1.04 и.о. n/d 2.46 H.O. n/d 0.41 6.2 2.1 1.9 2.0 H.O. n/d
MgO H.O. n/d и.о. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d 1.03 1.0 1.0 H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d H.O. n/d
Sum 100.3 100.8 99.4 100.5 100.1 98.7 98.9 98.8 96.7 97.4 100.8 93.3 100.0 90.7 90.1 98.9 100. 9 99.3 100.5 91.2
minal
Geikielite — — — — — 4 4 4 — — — — — — — — — — — —
Ilmenite 92 93 95 94 94 77 79 82 73 74 82 17 79 12 11 90 90 83 93 14
Pyrophanite 3 3 2 5 5 1 1 1 3 4 2 — 5 — 1 13 4 4 4 —
Hematite 5 4 2 1 1 18 17 13 24 22 16 83 16 88 89 7 6 13 3 86
Примечание: н. о,— не обнаружен; Ц — центр зерна, К — край зерна. Note: n/d — not detected , С — center of grain, G — grain edge.
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 Та 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
Mil 12249.4 Sr 9.4 Ba 31.5 Ho 0.4 U 2.55
Co 45.1 Y 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) №Ь (175.8), Та (12.8), Zr (208), Мо (19.13), Sc (37.6), W (1.9), РЬ (11.1), Zn (244.0), Со (45.0), но повышенные Си (239) и № (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-гранатовых 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-
юооо
0.001 -1--!--Г—г--1-■.........I .......I- ■!........1......■,——Г—Ч
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 (Си-хотэ-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 of the Kakanui Massif (New Zealand) [11], 5 — Riphean green schists (Middle Timan) [4], 6 — Riphean crystalline schists of the Northen Taimyr [4], 7 — Achean 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: (^0 52
0.23А10.1)0.33 № .45
А11.55)8°2(ОН,-^2 — паргасит; (Na0.34K0.11)0.45(Ca1.75Ti0.19 Mg2.56Fe2+1.49)5.99(Fe3+0.47Al0.45)0.92(Si6.53Al1.47)8O2(OH,F)2
— магнезиальная роговая обманка; (^0 34К0 05 )0 39
(Ca1.72Ti0.08 Mg3.23Fe2 + 0.8 8)5.91(Fe3 + 0.45Al0.4)0.8 5(Si7.07
А1093)8 02(0Н^)2 —магнезиальная роговая обманка;
(№0.47К0.09)0.56(Са1.78 'П0.21МП0.02^2.63:ре2+1.31)5.95
(Fe3+
o.36Alo.5l)o.87(Si6.47All.5з)8 O2(OH,F)2 — магнезиогас-
тингсит; (Nao.37K0.15)0.52(Ca1.8Ti0.21Mg2.42Fe2+1.68Mn0.03)6.14
(Fe3+o.42Alo.з6)o.78 (Si6.47All.5з)8O2(OH,F)2 — магнезиогас-
тингсит; ^^а2.01 (Са0.03 ^1.86 Fe2+1.17)3.06 (Fe3+0.06Al1.9)1.96
Si8O2(OH,F)2 — ферроэккерманнит;Na1 бб(Са0 01Mg1 72
Fe2 + 1.45)2.18(Fe3 + 0.03Al1.93) 1.96(Si7.99Al0.01)8O2(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 хромшпи-нелидов 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, Ь). 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: грос-суляр (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 ме-тасоматическое 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 Тулинского 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 plu-tons, 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 дипира-мидой {101} (рис. 7, Ь). 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—14. 17. № 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 °С. Отношение ZгO2/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-амфиболито-вые ильменитсодержащие сланцы известны в составе ниж-недокембрийского 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-циркониевых 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 гра-увакковых 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.
Литература
1. Борисенко Л. Ф, Ляпунов С. М. О распределении La, Се, Sa, Ru, ТЪ, Yb и Lu в ильмените различных магматических формаций // Докл. АН СССР. 1980. Т. 253. № 2. С. 454—457.
2. Борисенко Л. Ф, Овчаренко В. К. О некоторых особенностях ильменита изверженных пород // ДАН СССР. 1979. Том 247. № 1. С. 185—187.
3. Голубева И. И, Козлов В. В. Амфиболиты неркаюс-кого комплекса // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана. Сыктывкар, 2008. № 5. С. 63—76.
4. Голубев а И. И., Махлаев Л. В. Элементы-примеси в метаморфогенном ильмените // Минералогия Урала — 2011. Екатеринбург: УрО РАН, 2011. С. 27—32.
5. Гурвич С. И., Болотов А. М. Титано-циркониевые россыпи. М.: Недра, 1967. 187 с.
6. Ильина Н. В. Палиностратиграфия среднего триаса Тимано-Североуральского региона. Екатеринбург: УрО РАН, 2001. 230 с.
7. Ильина Н. В., Жарков В. А. Палинокомплекс сынинской свиты (средний триас) в бассейне р. Большая Сыня, Тимано-Североуральский регион // Актуальные проблемы современной палинологии: Материалы XIV Всероссийской палинологической конференции. М.: Географический факультет МГУ, 2017. С. 112-114.
8. Калюжный В. А. Геология новых россыпеобразую-щих метаморфических формаций. М.: Наука, 1982. 264 с.
9. Коробова Н. И. Ильменитсодержащие сланцы Таймыра // ДАН СССР. 1965. Т. 162. № 1. С. 15-20.
10. Кочетков О. С. Акцессорные минералы в древних толщах Тимана и по-ва Канин. Л.: Наука, 1967. 119 с.
11. Леонов Ф. П. Редкоземельные элементы в ультра-мафитах и мафитовых породах и их минералах. Кн. 2. Второстепенные и акцессорные минералы. Новосибирск: Гео, 2009. 109 с.
12. Ляхович В. В. В мире микроминералов. М., 1989. 160 с.
13. Макеев А. Б., Брянчанинова Н. И. Топоминералогия ультрабазитов Полярного Урала. СПб.: Наука, 1999. 252 с.
14. Объяснительная записка к унифицированным и корреляционным стратиграфическим схемам Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980. Ч. 2. С. 100-111.
15. Округин А. В. Значения типоморфизма хромшпи-нелидов для прогнозирования коренных источников россыпной платины восточной части Сибирской платформы // Отечественная геология. 2005. № 5. С. 3-10.
16. Павлов Н. В. Химический состав хромшпинели-дов в связи с петрографическим составом пород ультраосновных интрузивов // Труды института геологических наук, Вып. 103. Серия рудных месторождений. № 13. 1949. 88 с.
17. Пучков В. Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
18. Хабибулина Т. С. Типология и состав цирконов гра-нитоидов Верхояно-Колымских мезозоид. Якутск: Саха-полиграфиздат. 2003. 148 с.
19. Чалышев В. И. Варюхина Л. М. Биостратиграфия триаса Печорской области. М.: Наука, 1966. 150 с.
20. Pupin J. P. Zircon and granite petrology // Contrib. Miner. and Petrol. 1980. Vol. 73, No 3. P. 207-220.
References
1. Borisenko L. F., Lyapunov S. M. O raspredelenii La, Ce, Sa, Ru, Tb, Yb i Lu v il'menite razlichnykh magmaticheskikh for-matsiy (On the distribution of La, Ce, Sa, Ru, Tb, Yb, and Lu in ilmenite of various magmatic formations), Doklady Earth Sciences, 1980, V. 253, No 2, pp. 454-457.
2. Borisenko L. F., Ovcharenko V. K. O nekotorykh osoben-nostyakh il'menita izverzhennykh porod (On some features of ilmenite of igneous rocks). DAN USSR, 1979. Vol. 247, No. 1. pp. 185-187.
3. Golubeva I. I., and Kozlov V. V. Amfibolity nerkayusskogo kompleksa (Amphibolites of the Nerkayus complex). Petrology and mineralogy of the North of the Urals and Timan. Syktyvkar, 2008, No 5, pp. 63-76.
4. Golubeva I. I., Makhlaev L. V. Elementy-primesi v meta-morfogennom il'menite (Elements-impurities in metamorpho-
genic ilmenite). Urals Mineralogy — 2011. Ekaterinburg: UrO RAN, 2011. pp. 27—32
5. Gurvich S. I. , Bolotov A. M. Titano-tsirkoniyevyye ross-yp (Titanium-zirconium placers). M .: Nedra, 1967, 187 p.
6. Ilyina N. V. Palinostratigrafiya srednego triasa Timano-Severoural'skogo regiona (Palinostratigraphy of the Middle Tri-assic of the Timan-Severouralsk region). Ekaterinburg: UB RAS, 2001, 230 p.
7. Ilyina N. V., Zharkov V. A. Palinokompleks syninskoy svity (sredniy trias) v basseyne r. Bol'shaya Synya, Timano-Severoural'skiy region (Palinocomplex of the Soninskaya Formation (Middle Triassic) in the basin of the river. Big Synya, Timano-Severouralsk region). Actual problems of modern pa-lynology: Materials of the XIV All-Russian Palynological Conference. Moscow: Geographical Faculty of the Moscow State University, 2017. pp 112—114.
8. Kalyuzhny V. A. Geologiya novykh rossypeobrazuyush-chikh metamorficheskikh formatsiy (Geology of new placer-forming metamorphic formations). Moscow: Nauka, 1982, 264 p.
9. Korobova N. I. Il'menitsoderzhashchiye slantsy Taymyra (Ilmenite containing shales of Taimyr). DAN USSR, 1965, V. 162, No. 1, pp. 15—20.
10. Kochetkov O. S. Aktsessornyyemineraly v drevnikh tolsh-chakh Timana i po-va Kanin. (Accessory minerals in the ancient strata of Timan and the Kanin) Islands. Leninigrad: Nau-ka, 1967, 119 p.
11. Lesnov F. P. Redkozemel'nyye elementy v ul'tramafitakh i mafitovykh porodakh i ikh mineralakh. Kn. 2 Vtorostepennyye i aktsessornyye mineraly (Rare-earth elements in ultramafites and mafic rocks and their minerals. Book. 2 Secondary and accessory minerals). Novosibirsk. Academic edition of «Geo», 2009, 109 p.
12. Lyakhovich V. V. V mire mikromineralov (In the world of microminerals). Moscow: 1989, 160 p.
13. Makeev A. B., Brianchaninova N. I. Topomineralogiya ul'trabazitov Polyarnogo Urala (Toponyminology of ultrabasites of the Polar Urals). St. Petersburg: Nauka, 1999, 252 p.
14. Obyasnitel'naya zapiska k unifitsirovannym i korrelyat-sionnym stratigraficheskim skhemam Urala (Explanatory note to the unified and correlational stratigraphic schemes of the Urals) Sverdlovsk: UNSC of the USSR Academy of Sciences, 1980, Part 2. pp. 100-111.
15. Okrugin A. V. Znacheniya tipomorfizma khromshpineli-dov dlya prognozirovaniya korennykh istochnikov rossypnojplat-iny vostochnoy chasti Sibirskoy platformy. (Values of typomor-phism of chrome spinels for forecasting the native sources of platinum placers in the eastern part of the Siberian Platform). Domestic Geology, No. 5, 2005, pp. 3—10.
16. Pavlov N. V. Khimicheskiy sostav khromshpinelidov v svyazi s petrograficheskim sostavom porod ul'traosnovnykh in-truzivov. (Chemical composition of chromospinelides in connection with the petrographic composition of rocks of ultrabasic intrusions). Proceedings of the Institute of Geological Sciences, V. 103, Series of ore deposits, No. 13, 1949, 88 p.
17. Puchkov V. N. Geologiya Urala iPriural'ya (aktual'nyye voprosy stratigrafii, tektoniki, geodinamiki i metallogeni. (Geology of the Urals and the Urals (actual issues of stratigraphy, tectonics, geodynamics and metallogeny). Ufa: DesignPoligraph-Service, 2010, 280 p.
18. Khabibulina T. S. Tipologiya i sostav tsirkonov grani-toidov Verkhoyano-Kolymskikh mezozoid. (Typology and composition of zircons of granitoids of the Verkhoyansk-Kolyma Mesozoids). Yakutsk: Sakhapoligraizdat, 2003, 148 pp.
19. Chalyshev V. I., Varyukhina L. M. Biostratigrafiya Triasa Pechorskoy oblas (Biostratigraphy of the Triassic of the Pechora Region). Moscow: Nauka, 1966. 150 p.
20. Pupin J. P. Zircon and granite petrology. Contrib. Miner. and Petrol. 1980, V. 73, No. 3, pp. 207—220.
