CC BY
23
КРАТКИЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 553.495
1 1 Е.С. Никитина1, Д.А. Прохоров2
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ЛОКАЛИЗАЦИИ ОРУДЕНЕНИЯ, МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ РУД И РУДОВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД УРАНОВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ КОРЕТКОНДИНСКОЕ (ВИТИМСКИЙ УРАНОВОРУДНЫЙ РАЙОН)
Рассмотрено геологическое строение неогеновой рудовмещающей осадочной толщи, заполняющей палеораспадки месторождения. Проведено стратиграфическое расчленение продуктивных отложений. Изучены закономерности локализации уранового оруденения, а также установлены рудоконтролирующие литологические и минералогические факторы. В результате электронно-микроскопических и микрозондовых исследований выявлены основные минеральные фазы урана. В дальнейшем предполагается более детальное изучение исследуемого месторождения для повышения эффективности его эксплуатации, а также поиск объектов подобного типа в пределах Витимского урановорудного района для расширения минерально-сырьевой базы России.
Ключевые слова: урановое месторождение, экзогенно-эпигенетический тип, базальный тип, Витимский урановорудный район, нингиоит.
The article considers the geological structure of the ore-bearing sedimentary rocks of the deposit. Stratigraphicdivision of productive deposits have been studied. We studied the regularity localization of uranium mineralization, as well as established lithological and mineralogical ore-controlling factors. As a result, research on the electron microscope and microprobe revealed the main mineral phases of uranium. In the future, not only assumed a moredetailed study of the field to improve the efficiency of its operation, but searching for objects of this type within the Vitim uranium ore district to expand the mineral resource base of Russia.
Key words: uranium deposit, exogenous-epigenetic type, basal type, Vitim uranium ore district, ningyoite.
Введение. Урановое месторождение Кореткондин-ское экзогенно-эпигенетического «палеодолинного» типа, открытое в 1981 г. геологоразведочной партией № 130 «Сосновгеология», расположено в Витимском урановорудном районе в пределах Хиагдинского рудного поля (рис. 1). Урановое оруденение локализовано в проницаемых отложениях, выполняющих субмеридионально ориентированные палеораспадки (Кореткондинский-1, -2, -3, -4), расчленяющие северный склон Байсыханского грядово-холмистого поднятия. Устьевые части палеораспадков открываются в широкую Аталангинскую межгрядовую аллювиальную равнину, расположенную между Байсыханской и Центральной палеогрядами. Ранее специалисты Всероссийского научно-исследовательского института минерального сырья имени Н.М. Федоровского (ВИМС) установили, что палеораспадки выполнены неогеновыми отложениями, разделяющимися на осадочную (нижнюю, N^1), вулканогенно-осадочную (среднюю, N^2) и вулканогенную (верхнюю, плато-базальты) литогенетические ассоциации (пачки или
подсвиты) джилиндинской свиты (N^2). Месторождение представлено четырьмя рудными залежами лентообразной формы с протяженностью от 3 до 4,5 км при ширине от 0,2 до 1,0 км и мощности до 12—15 м. Оруденение локализовано в базальных частях разреза, преимущественно в тальвегах палеораспадков.
Литолого-фациальные особенности строения рудовмещающих отложений в палеораспадках Корет-кондинский-3, -3а. Продуктивные отложения представлены делювиально-овражными отложениями палеораспадков общей мощностью 5—33 м, залегающими на коре выветривания по породам фундамента (рис. 2).
В профиле коры выветривания, развитой по гранитоидам, гранитизированным гнейсам и грано-диоритам, специализированным на уран, выделяются (снизу вверх): зона дезинтеграции мощностью более 10—20 м и зона глинистых пород мощностью 4—15 м, окрашенные в зеленый и желто-охристый цвет.
Рудовмещающие отложения в изученных палеора-спадках представлены лишь вулканогенно-осадочной
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра геологии и геохимии полезных ископаемых, аспирантка; e-mail: nikitina@vims-geo.ru
2 ВИМС имени Н.М. Федоровского, аспирант; e-mail: prokhorov@vims-geo.ru
Рис. 1. Структурная схема Хиагдинского рудного поля со снятым покровом кайнозойских базальтов: 1 — гранитоиды фундамента (Р22-з); 2 — кристаллические сланцы, метапесчаники (PRз—PZ1); 3 — погребенные неогеновые палеодолины (а — стволовые, б — боковые притоки); 4 — неогеновые вулканические аппараты; 5 — разрывные нарушения; 6 — контур Байсыханского сводового поднятия; 7 — рудные залежи месторождений: I—VII — Хиагда, Д — Дыбрын, КК — Коретконде, Н — Намару, И — Источное, К — Количикан (Схема составлена сотрудниками ВИМС имени Н.М. Федоровского и геологоразведочной партии № 130 «Сосновгеология»)
пачкой, залегают на желтоцветной и зеленоцветной глинистой коре выветривания и частично сформированы за счет ее размыва. На склонах распадков залегают несортированные делювиальные дресвяно-песчаные и алеврито-глинистые (хлидолиты) и щебнисто-дресвяные отложения мощностью 3—13,5 м охристого и зеленовато-охристого цвета с примесью пеплового материала и мелких обломков базальтов. Щебень и дресва представлены обломками гранитов, гранитизированных гнейсов и гранодиоритов, песчаный материал — главным образом полевым шпатом и кварцем, глинистый цемент — монтмориллонитом, гидрослюдой и каолинитом. В верхних частях первич-ножелтоцветных делювиальных (возможно, частично эпигенетически окисленных) хлидолитов и щебнисто-дресвяных отложений развиты белесые породы, окраска которых обусловлена процессами вторичного восстановления гидроксидов железа глеевыми водами. Выше по разрезу залегают отложения склоновых и тальвеговых палеораспадков, представленные разно-зернистыми сероцветными полевошпат-кварцевыми песками, алеврито-глинистыми породами с углефи-цированными растительными остатками, с большим количеством пепла и мелких обломков базальтов, а
в верхних частях разреза преимущественно туфами и туфопесчаниками мощностью 10—20 м. Наиболее широко в разрезе распространены сероцветные породы, обогащенные углефицированными растительными остатками и характеризующиеся высокой восстанавливающей способностью. Базальты, залегающие на проницаемых отложениях, часто изменены до глинистого состояния, а пески содержат значительное количество монтмориллонита за счет разложения пеплового материала.
Вулканогенно-осадочная пачка перекрыта многочисленными покровами массивных пористых базальтов и их шлаков верхней вулканогенной пачки, образующих Витимское (Амалатское) плато базальтов.
Эпигенетические изменения и закономерности локализации уранового оруденения. В изученном профиле оруденение вскрыто в вулканогенно-осадочной пачке. В плане в изученных палеораспадках закартирована смена литологических разностей пород с разной окраской, образующей подковообразую форму. Благодаря геохимическим особенностям подобная зональность способствует локализации уранового оруденения. В верховьях и около бортов распадков развиты пер-вичножелтоцветные хлидолиты в виде подковообраз-
Рис. 2. Продольный геологический разрез через палеораспадок Кореткондинский-3 по линии I—II: 1 — витимканский гранитоидный комплекс (yPZ1v); терригенные отложения вулканогенно-осадочной пачки джилиндинской свиты (N1dz2), выполняющие палеораспадки: 2 — хлидолиты с прослоями песков и примесью пепла, 3 — пески с линзами глин, с пепловым материалом, прослоями туфов и туфитов, 4 — алеврито-глинистые отложения с линзами песков; 5 — туфы, туфиты, примесь вулканического материала; 6 — покровы базальтов; цветовые типы разрезов: 7 — сочетание сероцветного, белого и желтоцветного, 8 — сероцветный; 9 — стратиграфические
границы; 10 — гамма-каротаж
ной в плане зоны (рис. 3). В направлении к центральным частям распадков они сменяются зоной белых вторично восстановленных пород с реликтами желтоцветов, затем зоной белых пород и далее первичносероцветными отложениями. Аналогичная зональность отмечается и в разрезе. Предполагается, что желтоцветная зона окисления наращивает зону первично-желтоцветных делювиальных осадков в направлении движения кислородных вод, но в настоящее время она вторично восстановлена и представлена белесыми породами. Нередко эти зоны характеризуются аномальной концентрацией урана за счет его сорбции на гидрок-сидах железа. Оруденение локализовано в сероцветных отложениях, обогащенных углефицированными растительными остатками, что
Рис. 3. Карты закономерностей локализации оруденения в геохимических (А) и литолого-фациальных (Б) зонах в палеораспадках Кореткондинский-3, -3а, -4: 1 — витимканский гранитоидный комплекс (yPZ1v); 2 — гранитоиды баргузинского гранитоидного комплекса (yPR2b); терригенные отложения джилиндинской свиты (N1dz), выполняющие палеораспадки: 3 — хли-долиты с прослоями песков, 4 — пески с примесью вулканогенного материала с линзовидными прослоями глин; геохимические типы разрезов: 5 — желтоцветный, охристый, 6 — сочетание сероцветного и белоцветного, 7 — сероцветный; 8 — контур локализации оруденения; 9 — направление движения ураноносных кислородных вод
определяет высокую восстанавливающую способность осадков на границе выклинивания белесых, вторично восстановленных пород.
В ряде случаев оруденение незначительно смещено в белесые породы, но, как правило, оно характеризуется непромышленным содержание и мощностью, эти запасы относятся к забалансовым. Промышленное оруденение сконцентрировано в верхней и средней частях разреза осадочной толщи в центральных частях распадков и выклинивается в направлении от их верховьев к устьям, что обусловлено направлением движения рудоформирующих урансодержащих кислородных грунтово-пластовых вод от верховьев и бортов распадков к их устьям.
Маломощные интервалы с повышенным содержанием урана иногда встречаются в отложениях вулканогенно-осадочной пачки непосредственно под базальтами и в базальтах, преобразованных гипергенными процессами. Эти концентрации урана относятся к непромышленным и связаны, по-видимому, с формированием зоны поверхностно-грунтового окисления, развивавшейся по нижнему покрову базальтов и в верхней части осадочного разреза.
К локальным рудоконтролирующим факторам на месторождении относятся литологический и минералогический. Литологический фактор проявился в концентрации наиболее богатого оруденения в более тонкозернистых, преимущественно глинистых породах, что обусловлено максимальной концентрацией в них сингенетических восстановителей (углефициро-ванных растительных остатков), а также более длительным контактом урансодержащих вод с породой при их более медленном просачивании в хужепрони-цаемые породы (по сравнению с песками).
Минералогический фактор выражен в концентрации урана в интервалах, обогащенных пепловым материалом, и в участках разреза, обогащенных органосмектитом. Интервалы, обогащенные пепло-вым материалом, по данным петрографического исследования (Г.А. Тарханова, ВИМС), представлены глинистыми, существенно монтмориллонитовыми титансодержащими породами, образовавшимися за счет разложения пепла на стадии сингенеза и раннего диагенеза. Лейкоксенизированные титанаты и монтмориллонит отличаются высокой сорбционной способностью, поэтому концентрация урана в подобных «глинизированных» породах объясняется их высокой сорбционной способностью и литологиче-ским фактором.
Органосмектиты сформировались, по нашему мнению, во время вулканической деятельности одновременно с образованием вулканогенно-осадочной и вулканогенной пачек за счет воздействия на осадки восходящих поствулканических фумарол. Смектит, основой которого, по данным РКФА (Г.К. Криво-конева, Ю.Н. Шувалова, ВИМС), является монтмориллонит, псевдоморфно замещал, иногда целиком, унифицированные растительные остатки, в резуль-
тате чего образовался минеральный агрегат бурого цвета, характеризующийся резко повышенными сорбционными и восстанавливающими свойствами. По данным петрографических исследований установлено, что он нередко полностью слагает цемент проницаемых пород и часто содержит мельчайшие включения пирита.
Геохимическая характеристика руд и рудовме-щающих пород. Рудовмещающие отложения сформировались за счет коры выветривания по породам фундамента и в вулканогенно-осадочной пачке содержат значительное количество вулканогенного материала, что определяет специфику их геохимического спектра. В зеленоцветной (нижней) зоне коры выветривания по гранитоидам примерно в 2 раза выше содержание МпО (0,09%), СаО (2,63%), ТЮ2 (1%), Fe2O3 (8%), чем в желтоцветной (верхней), что, по-видимому, можно объяснить их выщелачиванием из верхней зоны коры. Повышенное в 2 раза содержание MgO (2,2%) в зеленоцветной зоне объясняется наличием хлорита, а слегка повышенное содержание К2О (3,08%) в верхней зоне — преобладанием гидрослюд и каолинита с монтмориллонитом. Таким образом, на месторождении в вертикальном разрезе коры выветривания фиксируется ее классический профиль, в котором в нижней части преобладают хлорит-гидрослюдистые изменения, в средней — гидрослюдисто-монтмориллонитовые, в верхней — монтмориллонит-каолинитовые. Несмотря на то что в верхней части разреза содержание Fe2O3 ниже (5,8%), она имеет желтую окраску за счет меньшего количества хлорита, а в нижней зоне он определяет цвет породы, несмотря на присутствие большого количества гидроксидов железа.
Ранее установлено, что граниты фундамента специализированы на уран и содержат его в среднем около (6,5-7,5)-10-4%. Содержание и в верхней (жел-тоцветной) зоне на порядок выше, чем в нижней, и достигает 0,03% (при среднем 0,002%). Это может быть связано либо с его сорбцией на гидроксидах железа и концентрацией в процессе формирования коры выветривания в условиях отсутствия направленного латерального движения водного потока, либо с сорбцией на гидроксидах железа при инфильтрации кислород- и урансодержащих грунтово-пластовых вод через осадки и верхнюю часть коры выветривания. Таким образом, эпоха корообразования является важным рудоподготовительным этапом, во время которого значительная масса урана была переведена из акцессориев в легкоподвижную форму и сконцентрировалась в породах коры выветривания.
Базальты вулканогенно-осадочной пачки по петрохимическому составу относятся к щелочным оливиновым базальтам, характеризующимся по данным рентгеноспектрального анализа повышенным содержанием (%) А12О3 (17,18), 8Ю2 (52,2), 8 (0,12), Fe2O3 (10,7), ТЮ2 (2,74), низким содержанием MgO (1,93), в близкларковых количествах содержатся
№20 (3,8%), СаО (7,53%), К2О (1,34%). Щелочные базальты обогащены редкоземельными элементами: Ьа 0,005%, Се 0,007% и особенно ураном, содержание которого составляет в среднем 0,001% при вариациях от 0,0004 до 0,0028%. В близкларковых количествах содержатся некоторые халькофильные элементы (%): N1 (0,012), Си (0,008), 2п (0,011), Аз (0,0003), а также ТИ (0,0004), Мо (0,0002), V (0,019), Сг (0,03), Со (0,004).
Анализируя геохимический спектр осадочных пород, можно отметить, что в неизмененных безрудных сероцветных песках содержатся (%) Т102 (0,19—0,41), Fe203 (0,73—1,41), в алеврито-глинистых породах — Т102 (0,32-0,38), Fe203 (1,10-1,55). Установлено, что одновременно высокое содержание Т102 (>1%) и Fe203 (>2%) характерно для пород, обогащенных обломками базальтов или содержащих в значительном количестве пепловый материал, что служит одним из типоморфных признаков при картировании разложенных до глин туфов, туффитов, туфопесчаников, туфоалевролитов и других разновидностей вулканогенных пород (например, в алеврито-глинистых породах с большим количеством пепла содержатся Т102 0,82-1,05%, Fe203 1,34-2,13%). Кроме того, прослои, обогащенные глинизированным пеплом, как правило, характеризуются повышенным содержанием Со (0,002%), N1 (0,004%), Си (0,0024%).
Сравнивая геохимический спектр разных геохимических типов пород с сероцветными, можно отметить, что в желтоцветных породах резко повышено содержание Fe203 (5,3-9,4%), на порядок меньше 8 (0,01-0,02%), в белых песках содержание Fe203 уменьшается с 1 до 0,67%, что свидетельствует о его выносе в процессе вторичного восстановления окисленных песков.
Анализ геохимического спектра элементов в безрудных песках, алевритах, а также сопоставление с корой выветривания и вулканогенными породами позволили определить фоновое содержание элементов в разных литологических и геохимических типах пород.
По сравнению с кларком в безрудных серо-цветных песках на два порядка выше содержание и (0,002%), Se (0,0001%), N5 (0,002%), на порядок выше Ва (0,017%), Си (0,0038%), Со (0,001%), № (0,002%), Сг (0,024%), Мо (0,0002%), РЬ (0,003%) и в несколько раз выше ТИ, Аз, 2п, но эти значения концентрации сопоставимы или несколько ниже таковых в коре выветривания гранитов и в вулканогенных породах. В безрудных алевритах почти все элементы содержатся в близкларковом количестве, только концентрация и, ТИ, РЬ, Se, N5 превышает кларк.
В безрудных хлидолитах желтого цвета — по сравнению с остальными породами этого типа — отмечено повышенное содержание железа (в 2 раза и более).
Таким образом, фоновое содержание элементов на месторождении определяется главным образом их концентрацией в коре выветривания гранитов. Лишь
в некоторых типах пород фоновое содержание корректируется наличием вулканогенного материала.
При анализе геохимического спектра руд с содержанием урана >0,01% установлено, что в рудных серых песках по средним и максимальным значениям на порядок выше содержание Zn (в среднем 0,02%), в 2 раза Ni (0,004%) и в 2 раза снижается содержание Cu (0,002%). Не превышает фоновых значений содержание Ti02, Р2О5, MnO, Fe203, S.
В рудных серых алеврито-глинистых породах в несколько раз (а по максимальным значениям на порядок) возрастает содержание Zn (0,038%), Cu (0,005%), Ni (0,019%), Co (0,007%), S (0,89%). Кроме того, в 2—4 раза увеличивается содержание Y (0,008%), Zr (0,05%), а Mo (0,005%) — до двух порядков. При этом содержание ТЮ2 и Fe^3 достаточно низкое, нехарактерное для вулканогенных пород. Количество TiO2 варьирует от 0,44 до 0,8%, составляя в среднем 0,63%, при вариациях Fe2O3 0,89—4,27% (в среднем 2,15%), что не позволяет связать увеличение концентрации этих элементов только с примесью вулканогенного материала. Причина появления высокой концентрации в рудах специфического комплекса элементов, таких как Zn, Ni в песках и Zn, Ni, Cu, Co, Zr, Мо, Р, Y, S в алевритах, пока не установлена, так как этот спектр элементов характерен для руд с примесью вулканогенного материала и без него.
Минеральный состав руд. Руды образованы тонкодисперсными выделениями урансодержащих фаз. Их изучение проводилось в ВИМСе на электронном микроскопе «Tecnai-12», оснащенном энергодисперсионным спектрометром, по энергетическим спектрограммам и по микродифракционным картинам (исследователи В.Т. Дубинчук, В.В. Ружицкий), а также на микроанализаторе JXA-8100, оснащенном энергодисперсионной приставкой INCA (исследователи Н.И. Чистякова, Г.Н. Нечелюстов).
По данным электронно-микроскопических исследований, уран сконцентрирован в нингиоите, присутствует в аморфных полиэлементных стяжениях с Ti—Si-основой (в «гелях») и крайне редко встречается в виде оксида (настуран). Основной минерал, образующий руды, — нингиоит. Он представлен веретеновидными кристаллами, удлиненными выделениями неправильной формы и изометрическими образованиями, нередко с хорошей кристаллической структурой размером от нескольких сотых до нескольких десятых долей микрона (рис. 4). В нингиоитах с типичной для них микродифракционной картиной нередко отмечено присутствие редкоземельных элементов. По данным микрозондовых исследований установлено, что фазы, содержащие Р, Ca, U и отвечающие по составу нингиоиту, находятся в тесной пространственной связи с дисульфидами железа, углистым детритом, ильменитом и органосмектитом, судя по характеру распределения U и С (рис. 5).
Заключение. Приведенные в статье особенности формирования оруденения и закономерности его ло-
Рис. 4. Классическое веретенце нин-гиоита с монокристальной картиной (а) и его спектр (б)
Эрес&ит 1 1
0 1 2 3 4 5 6 ~Ш15са1е 6103 т Сигзог 20.125 КеУ(0 с^)
кеУ
кализации позволяют отнести Кореткондинское месторождение к объектам «базального» типа, впервые охарактеризованным Д.Р. Бойлом на месторождениях Нинге-Тоге и Тоно (Япония) в 1985 г. [Бойл, 1985].
В результате исследований установлено, что ру-довмещающими являются сероцветные неогеновые отложения в палеораспадках, которые по первичным признакам разделяются на осадочную, вулканогенно-
осадочную и вулканогенную литогенетические ассоциации, формировавшиеся в разных ландшафтных обстановках и при разном тектоно-магматическом режиме, что позволяет рассматривать выделенные ассоциации в качестве формации или подсвиты джилиндинской свиты. В изученных палеораспад-ках рудовмещающие отложения представлены лишь вулканогенно-осадочной пачкой.
70цт I
Рис. 5. Замещение растительного остатка алюмосиликатом, в котором находятся обособления нингиоита
Рудоподготовительным этапом была эпоха ко-рообразования, во время которой уран переходил из акцессориев в межзерновое пространство (в легкоподвижную форму) в радиогеохимически специализиро-
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Бетехтин А.Г. Курс минералогии. М.: КДУ, 2010. 736 с.
Бойл Д.Р. Геология и фациальные условия образования урановых месторождений базального типа в осадочных породах // Мат-лы по геологии урановых месторождений зарубежных стран. Вып. 34. М., 1985.
Кисляков Я.М., Щеточкин В.Н. Гидрогенное рудообра-зование. М.: ЗАО «Геоинформмарк», 2000. 608 с.
ванных породах фундамента и концентрировался в коре выветривания, что способствовало его активному выщелачиванию поверхностными и грунтовыми водами.
Урановое оруденение локализовано в породах, обогащенных сингенетическими восстановителями (углефицированными растительными остатками), контролируется областью выклинивания вторично восстановленных пород и сформировано в результате инфильтрации кислородных урансодержащих вод от верховьев и бортов палеораспадков к их тальвегам и устьям. Наиболее богатое оруденение концентрируется в более тонкозернистых глинистых породах, а также в интервалах, обогащенных органосмектитом, монтмориллонитом и лейкоксенизированными ти-танатами. Урановые руды образованы нингиоитом. Незначительная часть урана сконцентрирована в аморфных полиэлементных стяжениях на 81-Т1-основе (в «гелях») и представлена сорбционными формами. Оксид урана (настуран) встречается крайне редко.
Авторы выражают благодарность сотрудникам ВИМС: А.Д. Коноплеву, Г.А. Тархановой, В.Т. Ду-бинчук, В.В. Ружицкому, Н.И. Чистяковой, Г.Н. Не-челюстову, Г.К. Кривоконевой, Ю.Н. Шуваловой.
Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород. М.: Высшая школа, 1967. 415 с.
Максимова М.Ф., Шмариович Е.М. Пластово-инфиль-трационное рудообразование. М.: Недра, 1993. 160 с.
Шрок Р. Последовательность в свитах слоистых горных пород. М.: Изд-во иностранной литературы, 1950. 564 с.
Поступила в редакцию 13.03.2012
