Sources of Neogene rare metal-titanium placers of the northeastern side of the Dnieper-Donetsk Basin: first results of U–Pb geochronological studies of detrital zircon

Full Text

В Днепровско-Донецкой впадине (ДДВ) располагается крупная провинция редкометалльно-титановых россыпей, приуроченная к областям развития олигоцен-миоценовых осадочных пород (полтавская серия). Условно россыпи образуют две зоны, одна из которых прослеживается на западном борту ДДВ, а вторая – на северо-восточном. Несмотря на схожие литологические особенности в строении и условии залегания рудных залежей в обеих зонах, имеется ряд различий в геологическом строении и источниках питания, определяющих специфический характер редкометалльно-титановой минерализации россыпей ДДВ.

Россыпи западного борта ДДВ (Среднеприднестровского россыпного района), к которым относится ряд крупных месторождений, таких как Малышевское (Самотканское), Тарасовское, Волчанское и др. являются наиболее изученными. В качестве первичных источников рудных минералов (рутила, аризонита, циркона, ильменита, монацита) этих россыпей предполагаются переотложенные продукты разрушения вулканогенно-осадочных пород криворожской и ингулецкой серий докембрия [5, 7].

Россыпи северо-восточного борта ДДВ (Днепровско-Донецкий россыпной район), к которым принадлежат Краснокутское, Богодуховское, Мерчикское и др. месторождения, изучены менее детально. Их развитие приурочено к полосе прибрежно-морских отложений раннемиоценового (среднеполтавского) бассейна на участке Ахтырка–Краснокутск–Богодухов–Мерчик–Новая Водолага (рис. 1 б) [3, 7]. Формирование подавляющего большинства россыпей этой зоны связано с обогащением тяжелыми минералами дельтовых отложений в гидродинамически благоприятных условиях регрессирующего внутриконтинентального бассейна. Площадью водосбора палеорек, к дельтовым отложениям которых приурочены россыпи, являлись возвышенные участки северного борта ДДВ и юго-западного склона Воронежского кристаллического массива (ВКМ).

Целью данного исследования является решение фундаментальной проблемы, связанной с определением питающих провинций неогеновых редкометалльно-титановых россыпей северо-восточного борта ДДВ, влияние которых можно рассматривать в качестве одного из рудоконтролирующих факторов. В качестве объекта исследования выбрано Краснокутское месторождение, опробованное сотрудниками ИГЕМ РАН в 2012 году.

В тектоническом плане краснокутская россыпь находится в пределах субмеридиональной Богодуховской зеленокаменной структуры, ограниченной с запада и востока двумя линейными зонами тектонической активизации (Богодуховской и Сковородниковской), участвующими в строении архейско-нижнепротерозойского фундамента Сумско-Приднепровского блока северо-восточного борта ДДВ (рис. 1 а).

 

Рис. 1. Карта-схема тектонического расположения (а) и геологического строения (б) Днепровско-Донецкого россыпного района с элементами палеогеографии нижне-миоценового времени. а. Блоки фундамента Сарматии [по 11, 14]: 1– архейского возраста: I – Курский, II – Сумско-Приднепровский, III – Подольский; 2 – палеопротерозойского возраста 2.2–2.0 млрд л.: I – Восточно-Сарматский ороген, II – Ингульско-Севский, III – Росинско-Тичикский, IV – Волынский; 3 – палеопротерозойского возраста 2.0–1.9 млрд л.: I – Осинско-Микашеский магматический пояс, II – Центрально-Белорусская шовная зона; 3 – Припятско-Днепровско-Донецкий авлакоген; 5 – области развития девонского магматизма; б: 1 — харьковская свита, палеоген; 2 — берекская свита, палеоген; 3 – полтавская свита (новопетровская свита), нижний миоцен); 4 — верхний миоцен-нижний плиоцен; 5 — направление сноса титановых и циркониевых минералов; 6 — положение береговой линии в результате трансгрессии Субпаратетиса; 7 — контуры месторождений; 8 — месторождения редкометалльно-титановых руд (1 — Краснокутское, 2 — Мерчикское, 3 — Нововодолажское, 4 — Богодуховское, 5 — Куземинское).

 

Россыпь приурочена к мономинеральным кварцевым пескам средненовопетровской подсвиты нижнего миоцена [3], относящихся к ранее нерасчлененным полтавским слоям. Подстилающими россыпь отложениями являются гумусированные аллювиально-дельтовые пески.

Месторождение представляет собой группу россыпных тел, состав и строение которых определяются юго-западной ориентировкой аллювиально-дельтового комплекса, являющегося источником россыпеобразующих компонентов, и регрессивной серией береговых линий, имевших северо-западное простирание [3]. Продуктивные отложения состоят из прослойков и линз мелкозернистых кварцевых песков с разной концентрацией тяжелых минералов. Разрез залежи представлен одним, реже несколькими рудными телами, разделенными песками с некондиционным содержанием тяжелой фракции. Количество рудных прослойков и линз уменьшается с северо-востока на юго-запад. Мощность россыпи увеличивается от ее периферии к центру.

Отобранные по разрезу пробы, показали следующие величины содержания минералов тяжелой фракции: в отложениях аллювиально-дельтового комплекса — 15.5 кг/м 3, прибрежно-морского — 112 кг/м³ и эолового — 55.1 кг/м³, при этом суммарное содержание рудных минералов (ильменита, рутила, циркона и лейкоксена) в тяжелой фракции — 85–90%. Медианный размер зерен минералов тяжелой фракции 0.1–0.063 мм.

В минеральном составе рудного горизонта (прибрежно-морского комплекса) совместно с основными полезными минералами (измененный ильменит – лейкоксен, рутил и циркон) присутствует монацит, концентрация которого в прибрежно-морских песках достигает 1 кг/м³, а также ряд сопутствующих устойчивых к выветриванию тяжелых минералов (эпидот, ставролит, силлиманит, кианит и турмалин, реже анатаз, брукит, бадделеит, муассанит, корунд, топаз). Неустойчивые минералы (амфиболы, пироксены, хлорит и др.) оцениваются в знаковых количествах.

Особенности минерального состава продуктивных отложений исследуемых россыпей в общих чертах являются унаследованными от подстилающих палеогеновых песков харьковской, бучакской и каневской свит, что подтверждается наличием в палеогеновых аллювиальных песках верхнего течения рр. Воркслы и Псла наряду с рудными минералами (ильменит, лейкоксен, рутил, циркон), специфических акцессорных минералов, таких как алмаз, муассанит, корунд, топаз, сподумен и др. [7], присутствующих также в полтавских россыпях.

Для достижения цели использован комплекс литологических и минералогических методов изучения тяжелой фракции россыпей, включающий химическое и U–Pb геохронологическое исследования детритового циркона.

Исследование морфологических и микроанатомических особенностей строения детритового циркона проводилось в приполированной эпоксидной запрессовке. Элементный состав циркона определялся в ИГЕМ РАН (г. Москва, аналитик С.Е. Борисовский) методом рентгеноспектрального микроанализа (РСМА) на рентгеновском микроанализаторе JEOL JXA-8200, оснащенном пятью волновыми и одним энерго-дисперсионным спектрометрами. Список определяемых элементов, пределы обнаружения, используемые стандарты и другие условия съемки приведены в работах [2, 8].

Изотопное U–Pb датирование зерен циркона (LA-ICP-MS) выполнено в Лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН. Примененные этапы пробоподготовки, описание аппаратуры, а также технология измерений, методические приемы и константы, используемые для обработки первичных аналитических данных, приведены в работах [1, 8] Обработка аналитических результатов выполнена в программах “GLITTER” [12] и Isoplot/Ex. Для количественного сопоставления полученных наборов возрастов циркона из проб применен тест Колмогорова–Смирнова (KS-тест) с использованием программы [13].

Анализ морфологических особенностей минералов тяжелой фракции позволяет наряду с окатанными зернами диагностировать кристаллы и их осколки в составе популяции рутила и турмалина (25 % – кристаллы), монацита, ставролита и кианита (15 % – осколки), циркона (10 % – кристаллы и осколки). Из чего можно заключить, что на относительно небольшом расстоянии должны находиться коренные источники метаморфических минералов (рутила, турмалина, ставролита, кианита), а также источники циркона и монацита.

В краснокутской россыпи преобладают окатанные зерна циркона изометричного, реже удлиненно-призматического облика, а также зерна неправильной формы и осколки кристаллов с различной степенью окатанности (рис. 2 а). Для всей популяции циркона характерны признаки глубокого нарушения первичной зональности вплоть до практически полной гомогенизации, лоскутная зональность, а также присутствие зерен с широкими каймами (ESM_1).

 

Рис. 2. а. Морфологические особенности циркона Краснокутского месторождения с учетом выделенных возрастных кластеров; б. Диаграмма содержания Y–Hf в цирконе Краснокутского месторождения по Belousova et al. [10]: I – кимберлиты, II – ультраосновные, основные и породы среднего состава, III – кварцсодержащие средние породы и породы кислого состава, IV – кислые породы с высоким содержанием кремнезема, VI – щелочные породы и щелочные метасоматиты щелочных комплексов, VII – карбонатиты; в. Результаты U–Pb датирования 97 зерен детритового циркона Краснокутского месторождения редкометалльно-титановых россыпей.

 

Химический состав циркона краснокутской россыпи обеднен элементами-примесями. В первую очередь обращает на себя внимание относительно низкое содержание U (100–350 ppm) и Th (30–150 ppm) со значением Th/U отношения 0.2–1.0. Также для большинства проанализированных зерен циркона отмечается невысокая концентрация Y (300–700 ppm) и Yb (30–150 ppm) и только у 10 % зерен, содержание Y достигает 1000–2000 ppm, а Yb – 200–600 ppm (ESM_2). Сочетание признаков глубокого нарушения первичной зональности с обедненным элементами-примесями составом, может указывать на принадлежность исследуемого циркона к полиметаморфическим комплексам. При этом Hf/Y отношение в его составе (рис. 2 б) косвенно свидетельствует о том, что в качестве протолита могли выступать магматические комплексы толеитовых и щелочных серий.

При U–Pb датировании 101 зерна циркона из россыпей Краснокутского месторождения, для 78 зерен получены оценки возраста (рис. 2 в; ESM_3) с приемлемым уровнем дискордантности (–2% < D < 2%). Наибольшим распространением пользуются зерна циркона с палеопротерозойским (32 %) и мезопротерозойским U–Pb возрастом (20 %), в то время как циркон с более древними неоархейскими и более молодыми неопротерозойскими (рифей-вендскими) и палеозойскими U–Pb возрастами имеет одинаковую частоту встречаемости (по 15% в каждом возрастном кластере).

В морфологии детритового циркона краснокутской россыпи прослеживается последовательная деградация его форм во времени: от призматических и овальных зерен неоархейского и палеопротерозойского возраста к регенерированным фрагментам зерен неопротерозойского возраста (рис. 2 а). Единичные ограненные кристаллы циркона имеют палеозойский U–Pb возраст.

В результате изучения минеральной ассоциации, химического состава и U–Pb возраста детритового циркона из краснокутской россыпи можно сделать следующие выводы:

• резкое преобладание устойчивых к химическому и физико-механическому выветриванию минералов в составе тяжелой фракции россыпей позволяет предполагать, что в качестве источников выступали коры химического выветривания;
• присутствие в россыпной ассоциации целых кристаллов и их осколков указывает на наличие проксимального источника;
• результаты изучения строения и химического состава циркона дают основания полагать, что в качестве его источников выступали полиметаморфические (90% исследованной популяции) и магматические (10%, кристаллы и их обломки с палеозойскими возрастом, относительно обогащенные Y, Yb, U и Th) комплексы пород.

Обобщая вышесказанное, можно прийти к выводу, что большая часть терригенного материала имела своим источником переотложенные коры химического выветривания, развитые по метаморфическим породам неоархейского и протерозойского возраста, в то время как порядка 10 % материала поступало из кор химического выветривания, развитым по магматическим породам палеозойского возраста, расположенных на относительно небольшом расстоянии. В связи с этим территория поиска первичных источников кластогенных минералов как для полтавских россыпей, так и для палеогеновых песков северо-восточного борта ДДВ ограничивается ближайшими тектоническими структурами.

В этом случае, анализ полученных провенанс-сигналов циркона может иметь следующие привязки. Неоархейские (2900–2600 млн л.) и палеопротерозойские (2470–1600 млн л.) U–Pb датировки циркона отвечают возрасту магматических и метаморфических событий, сопровождающих основные этапы корообразования Сарматии. Вероятно, мезопротерозойский U–Pb возраст (1590–1100 млн л.) циркона генетически связан с геологическими событиями, которые привели к формированию дайкового пояса Ингульско-Севского блока [9]. Детритовый циркон с допалеозойскими датировками поступал в осадок скорее всего из кор химического выветривания и вовлекался в осадочный рециклинг.

Источником магматического циркона могли служить продукты разрушения неопротерозойских-раннепалеозойских трапповых формаций, девонских изверженных и вулканогенно-осадочных пород, участвующих в строении фундамента ДДВ [4]. Активный рост соляных куполов начиная с карбонового времени [6] несомненно оказывал влияние не только на гидродинамический режим седиментации палеобассейнов данного региона, но и являлся источником кластогенного вещества, заключенного в породах их вскрыши, имеющих девонский, карбоновый, реже пермский возраст. Можно предположить, что развитие соляной тектоники, широко проявленной в пределах ДДВ, способствовало вовлечению обломков вышеперечисленных пород в осадочный процесс. Однако, для доказательства данного предположения требуется дополнительные исследования состава древних терригенно-осадочных пород региона, а также брекчий соляных куполов.

Источник финансирования

Работа выполнена в рамках госзадания ИГЕМ РАН FMMN 20021-0005.

About the authors

A. V. Chefranova

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy, and Geochemistry of the Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: achefra@mail.ru
Russian Federation, Moscow

K. G. Erofeeva

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy, and Geochemistry of the Russian Academy of Sciences; Geological Institute of the Russian Academy of Sciences

Email: achefra@mail.ru
Russian Federation, Moscow; Moscow

A. S. Dubenskiy

Geological Institute of the Russian Academy of Sciences

Email: achefra@mail.ru
Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files