Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 495, № 2, стр. 9-17

Уникальное Ярегское месторождение, расположенное на Южном Тимане, содержит тяжелую вязкую нефть и огромные залежи лейкоксен-кварцевого песчаника (65 млн т TiO₂ по категориям запасов A+B+C), составляющие до 40% общероссийских запасов титана [1]. Титановое оруденение (рис. 1) сконцентрировано в маломощном (15‒25 м) пласте кварцевого песчаника, в верхней части антиклинали, насыщенной нефтью. Первоначально считалось, что титановый концентрат сформировался как пляжевая россыпь девонского моря, контуры которого отвечали границам современной Печорской низменности [2]. Альтернативная гипотеза признавала, что ярегский лейкоксен – это продукт конвективного переноса рудного вещества из пород фундамента в уже сформированные осадочные кварцевые песчаники в результате низкотемпературных метасоматических процессов [3]. Позднее было высказано предположение, что главный рудный горизонт – это погребенная аллювиальная россыпь живетского века (D₂gv) в палеодолине на сланцевой коре выветривания [4]. В большинстве из предложенных моделей в качестве источника рудного вещества рассматривались рифейские сланцы, обогащенные ильменитом и лейкоксеном. Одна из последних моделей предполагает, что ярегские песчаники имеют позднепротерозойский возраст, а источником рудного вещества были лампрофиры и граниты [5].

Рис. 1.

Схема принципиального геологического строения Ярегского нефтетитанового месторождения (с изменениями по [1]). 1 – базальты; 2 – базальтовые туфы, туффиты; 3 – надрудный нефтенасыщенный пласт песчаников; 4 – надрудные аргиллиты, алевролиты и глинистые песчаники; 5 – песчаники лейкоксен-кварцевые; 6 – метаморфические неопротерозойские сланцы; 7 – (a) тектонические границы, (б) линия водо-нефтяного контакта; 8 – контур балансовых руд по категориям запасов A+B+C. Пунктиром показано положение буровых скважин. Звездочкой отмечено местоположение отбора пробы Т1.

В нашем сообщении представлены первые результаты минералого-геохимического и геохронологического изучения циркона из лейкоксеновых песчаников Ярегского месторождения, что дает новую информацию об их происхождении.

Перспективная на поиски титановых месторождений чебъюская свита расположена на своде и юго-восточном крыле Ухтинской антиклинали в виде пластовой залежи, вытянутой субмеридионально на 50 км при ширине 10‒12 км, а само Ярегское месторождение располагается на меньшей площади около 150 км². Залежь подстилается докембрийскими кристаллическими сланцами, которые прослеживаются в Мезенской синеклизе, где их неметаморфизованные аналоги имеют позднерифейско-вендский возраст [6]. Рудоносная толща перекрывается девонскими отложениями живетского (D₂gv) и франского (D₃fr) ярусов. В настоящее время Ti-рудная формация по данным споро-пыльцевого анализа относится к чибьюской свите старооскольского надгоризонта живетского яруса [4]. Нефтеносная залежь Ярегского месторождения представлена тремя пластами: I – глинисто-известняковым песчаником, II – песчано-глинистыми и туфогенными сланцами, III – лейкоксен-кварцевым песчаником (рис. 1). Титановая залежь генетически не связана с образованием нефти, которая заполняет как рудный, так и безрудный горизонты кварцевых песчаников в антиклинальной ловушке.

Технологическая проба Т1 нефтенасыщенных титаноносных песчаников, массой несколько десятков тонн, была поднята из шахты с глубины около 200 м из рудоносной части III пласта. После дробления пробы нефть была удалена из породы путем экстракции. Тяжелые минералы (циркон, рутил и монацит с плотностью d > 4 г/см³) были выделены из тонкой фракции (<0.125 мм) путем отмывки в бромоформе. Изучение U‒Pb-системы для представительной выборки циркона (рис. 2а) проведено на ионном микрозонде SHRIMP-II по стандартной методике (ВСЕГЕИ). Кроме того, часть зерен циркона с признаками наложенных изменений (рис. 2б) детально исследована методом SEM-EDS на сканирующем электронном микроскопе “JEOL” JSM-6510LA с энергодисперсионной приставкой JED-2200 (ИГГД РАН). Содержание редких элементов в цирконе проанализировано в тех же точках, что и определение возраста, на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИАН. Содержания REE в цирконе нормировались на состав хондрита CI (рис. 3).

Рис. 2.

Изображение изученных зерен циркона из лейкоксеновых руд Ярегского месторождения (проба Т1) в режиме CL (а) и BSE (б). Белыми кружками показано положение кратеров ионного зонда (диаметром около 20 мкм). Номера точек соответствуют табл. 1 и 2.

Рис. 3.

Спектры распределения REE, нормированные к хондриту CI, для: (а) продатированного циркона из лейкоксеновых руд Ярегского месторождения; (б, в) циркона со следами изменений: (б) все зерна; (в) соотношение REE в пределах одного зерна – в основной массе (точка 10) и в зоне изменения (точка 10d). Серой заливкой показано поле составов неизмененного циркона из Ярегского месторождения (б) и метасоматического циркона из Пижемского месторождения [13] (в).

Большинство зерен циркона имеют округлую изометричную форму, их максимальный размер в поперечнике варьирует от 100 до 200 мкм (рис. 2а). Преобладает светло-серая окраска в катодолюминесцентном (CL) изображении в сочетании с тонкополосчатой ростовой осцилляционной зональностью. Некоторые мелкие зерна имеют мозаичную зональность с переходами окраски в CL-изображении от белой до темно-серой. Примерно 20% зерен сохраняют идиоморфный облик с преобладанием граней призмы (коэффициент удлинения = 1‒2). Призматические зерна циркона, как правило, имеют гетерогенное строение. В них центральная часть (ядро) имеет светлый оттенок в CL-изображении с тонкополосчатой ростовой осцилляционной зональностью. Краевые зоны (каймы) более темные, но также характеризуются тонкополосчатой зональностью.

Спектры распределения REE в большинстве зерен циркона демонстрируют дифференцированный характер с увеличением от легких к тяжелым REE (рис. 3а) и четко проявленными положительными Се- (Ce/Ce* в среднем 24.6) и отрицательными Eu-аномалиями (Eu/Eu* в среднем 0.21). Эти геохимические характеристики свойственны для циркона магматического генезиса. Суммарное содержание REE варьирует от 276 до 1599 ppm, составляя в среднем 815 ppm (табл. 1), но при этом индивидуальные спектры конформны (рис. 3а). Содержание Th варьирует от 11 до 501 ppm (в среднем 100 ppm), содержание U – от 13 до 816 ppm (в среднем 293 ppm). Отношение Th/U составляет в среднем 0.40, что также характерно для магматического циркона. Содержание неформульных элементов (Ca, Sr и Bа) в этой группе циркона невысокое. Так, содержание Са, одного из индикаторов флюидного воздействия на циркон, составляет в среднем 13 ppm (табл. 1). Согласно геотермометру “Ti-в-цирконе” [7], среднее содержание Ti (26 ppm) в магматическом цирконе отвечает температуре кристаллизации около 810°С.

Краевые зоны в четырех образцах (точки 8, 12, 15 и 17, рис. 2а) резко обогащены LREE и Са по сравнению с образцами основной группы (в среднем 160 и 285 ppm против 25 и 13 ppm соответственно). В результате дополнительных исследований циркона из рудного концентрата Ярегского месторождения обнаружено еще десять зерен с зонами метасоматического изменения. В BSE-изображении эти зоны выражены пористыми участками и темными полосами, которые приурочены к краевым частям зерен и к границам между ядрами и каймами (рис. 2б). Ширина зон не превышает 20‒30 мкм.

Спектры REE в зонах метасоматического изменения выположены за счет высокого содержания LREE (в среднем 827 ppm, табл. 2). Се-аномалия отсутствует (Се/Се* в среднем 1,68), отрицательная Eu-аномалия редуцирована (Eu/Eu* в среднем составляет 0.43‒0.58). Эти особенности распределения REE проявлены в равной степени, как для однородных участков циркона, так и для пористых зон изменения. Отличие состоит в том, что в зонах изменения содержание REE возрастает примерно на порядок по сравнению с основной массой циркона, а сами спектры REE конформно повторяют друг друга (рис. 3б). Только в двух точках циркона (4 и 9, рис. 2б) спектры REE имеют дифференцированный характер, типичный для магматического циркона (рис. 3б). Среднее содержание Th (470 ppm), U (930 ppm), Y (3270 ppm) и Р (730 ppm) в зонах изменения всегда выше, чем в зонах, обогащенных HREE (табл. 1 и 2). Совместный рост содержания Y и P указывает на ксенотимовый тип изоморфного вхождения этих элементов в состав циркона.

Высокие концентрации REE, Y и неформульных элементов Са, Sr и Ba были ранее обнаружены в цирконе гидротермально-метасоматического типа из титановых месторождений Среднего Тимана – Ичетью и Пижемское [8, 9]. Спектры распределения REE в измененном цирконе из лейкоксеновых руд Ярегского месторождения также совпадают со спектрами REE метасоматического циркона из Пижемского месторождения (рис. 3в). Эти факты свидетельствуют о присутствии в титансодержащих песчаниках Среднего и Южного Тимана большого количества метасоматически переработанного циркона.

Большинство зерен циркона магматического типа из ярегских песчаников имеют конкордантное значение U‒Pb-возраста в интервале 1100‒2060 млн лет (рис. 4а). Только одно зерно с обратной дискордантностью показало возраст 967 млн лет (табл. 1). На графике вероятности выделяются два отчетливых максимума около 1230 (6 точек) и 1540 (5 точек) млн лет (рис. 4б). К ним примыкают равнозначные пики с мезопротерозойским возрастом: 1100 (3 точки), 1180 (2 точки) и 1410 млн лет (2 точки). Далее, равномерно расположены одиночные значения преимущественно палеопротерозойского возраста: 1640, 1730, 1825, 1860, 1970 и 2060 млн лет.

Рис. 4.

График с конкордией (а) и вероятностная диаграмма (б) для циркона из лейкоксеновых руд Ярегского месторождения (проба Т1). Эллипсы ошибок соответствуют 2σ. На PDP-графике и в табл. 1 для точек 1‒13 использовано значение ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраста, для точек 14‒25 – ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb-возраста.

Полученные значения U‒Pb-возраста магматического циркона (1100‒2060 млн лет) из лейкоксеновых песчаников Ярегского месторождения согласуются с возрастом обломочного циркона из песчаников позднерифейской джемжимской свиты Южного Тимана (1200‒2100 млн лет [10]) и малочернорецкой свиты (1000‒1900 млн лет [11]), а также среднедевонской шервошской свиты Полярного Урала (1000‒2000 млн лет [12]). Похожие возрастные интервалы имеет циркон из титановых месторождений Среднего Тимана – Пижемское (900‒2000 млн лет [13]) и Ичетъю (1400‒2000 млн лет [9]).

Такая общность возрастных значений свидетельствует о схожести строения фундамента в районе Южного и Среднего Тимана, послужившего источником детритового циркона при формировании осадочных толщ. Стоит отметить, что один из возрастных пиков ярегского циркона около 1100 млн лет совпадает с возрастом одной из выборок ярегского высокоториевого монацита [14], состав которого типичен для гранитных батолитов. Набор часто встречающихся минералов-включений в ярегском цирконе (кварц, биотит, хлорит, ксенотим, монацит, апатит) позволяет также отнести граниты тиманского фундамента к одному из потенциальных коренных источников самого циркона.

Ярегское месторождение находится на границе Восточно-Европейской платформы и Тимано-Уральской складчатой области. В геологическом прошлом эта область представляла зону сочленения пассивной окраины докембрийской платформы и активной Большеземельской окраины Арктиды [10‒12]. В осадочном чехле платформы преобладают продукты размыва протерозойского кристаллического фундамента (2200‒1100 млн лет), тогда как в сложении урало-тиманского орогена преобладает материал разрушения относительно молодых комплексов (750‒510 млн лет). Столкновение этих блоков произошло в конце докембрия–начале кембрия в результате Тиманской орогении. Как следствие, в позднем докембрии до начала тиманской орогении в осадочных бассейнах преобладали продукты исключительно древних кристаллических комплексов. Затем, начиная с позднего кембрия в осадочных бассейнах этого региона стали доминировать продукты эрозии высокостоящего в то время тиманского орогена. Отсутствие “молодых” тиманских возрастов циркона в рудоносных песчаниках косвенно может указывать, что титановый концентрат не является россыпью раннепалеозойских морей. Хотя в девоне ситуация кардинально поменялась и источником кластики вновь стали только древние (протерозойские) кристаллические комплексы фундамента платформы [10, 12].

Отличительной особенностью циркона из титановых месторождений Среднего Тимана является наличие значений U‒Pb-возраста около 600 млн лет, который в настоящее время интерпретируется как время гидротермальных преобразований [9, 13]. С этим событием связано образование гидротермальных генераций рутила (580‒590 млн лет, LA‒ICP‒MS- и TIMS-методы [15]) и гидротермального монацита (500‒600 млн лет, CHIME- и LA‒ICP‒MS-методы [14]) в рудопроявлении Ичетъю на Среднем Тимане.

Таким образом, лейкоксеновые песчаники Ярегского месторождения Южного Тимана содержат две группы циркона – магматического и гидротермально-метасоматического типа. Присутствие второй группы циркона указывает на участие гидротермально-метасоматических процессов в генезисе Ярегского месторождения, а похожие условия были установлены для аналогичных месторождений на Среднем Тимане. Обломочные цирконы магматического типа имеют преимущественно мезопротерозойский возраст (1100‒1550 млн лет) и малочисленную группу палеопротерозойского возраста (1730‒2060 млн лет). Накопление рудоносных песчаников Ярегского месторождения обеспечивалось за счет размыва пород фундамента Русской платформы в режиме пассивной окраины. Аналогичный тектонический режим господствовал при накоплении позднерифейских, вендских и девонских терригенных отложений. Полученные данные отрицают раннепалеозойский (кембрий-силурийский) возраст песчаников и доказывают отсутствие в бассейне продуктов размыва пород Тимано-Уральской складчатой области. Однако точный возраст вмещающих песчаников и гидротермальных преобразований, сопровождавших формирование лейкоксеновых руд Ярегского месторождения, все еще остается открытым вопросом.