» » Уранинитовые месторождения среди пегматоидных гранитов и мигматитов

Уранинитовые месторождения среди пегматоидных гранитов и мигматитов

Типичные уранинитовые месторождения размещаются в зоне внутреннего глубинного разлома докембрийского щита России, разделяющего два крупных его блока с различной историей геологического развития (рис. 28). Юго-западный блок характеризуется древнейшей, раннеархейской, консолидаций и почти не затронут более поздними тектоническими деформациями. Он сложен гиперстеновыми. двупироксеновыми и кордиерит-гиперстеновыми кристаллическими сланцами с прослоями графитовых и гранатовых гнейсов и мраморов а также телами амфиболитов и пироксенитов, смятыми в сложные складки и метаморфизованными в условиях гранулитовой фации. Северо-восточный блок характеризуется протоплатформенным режимом развития в архее — раннем протерозое и интенсивным проявлением ультраметаморфизма в конце раннего протерозоя. Оп сложен архейскими биотитовыми, гранат-биотитовыми и кордиерит-биотитовыми гнейсами амфиболитовой фации, образующими системы линейных складок, и крупными гранитными массивами.
На стыке, указанных блоков в зоне глубинного разлома кристаллические сланцы и гнейсы гранулитовой фации в пределах широкой (около 20 км) полосы прорваны единичными дайками метабазитов и амфиболитов, интенсивна гранитизированы в условиях амфиболитовой фации, насыщены линейными телами раннепротерозойских гранитоидов и рассечены серией крупных разрывов. Последние характеризуются длительным развитием и представлены последовательно формировавшимися зонами мигматизации, будинажа и смятия. поясами жил пегматоидных и аплит-пегматоидных гранитов, относительно более узкими полосами бластокатаклазитов и бластомилонитов амфиболитовой фации, а также наиболее поздними маломощными милонитовыми швами сопровождаемыми зеленосланпевым метаморфизмом. В участках пересечения такими разрывами продольных пачек мелкозернистых меланократовых гипэр-стеновых и биотит-гиперстеновых кристаллических сланцев с прослоями графитсодержащих гнейсов в них резко возрастает количество пегматоидных жил. в которых отмечается развитие калиевого метасоматоза и уранового оруденения.
Жилы пегматоидных и анлит-пегматоидных гранитов в пределах месторождений образуют полосы шириной от нескольких десятков метров до 0,5—1,0 км, обычно согласны с залеганием зон мигматизации и смятия в кристаллических сланцах и гнейсах и лишь местами отчетливо пересекают последние (рис. 29). Внутреннее строение неизмененных пегматоидных жил простое, незональное. Они сложены неравномернозернистой (от мелко- до крупнозернистой) массой, состоящей из слабо пертитизированного микроклина (40—43%), кварца (30—35%) и олигоклаза (15—20%), а также незначительных количеств биотита и (или) гиперстена. Акцессорные минералы представлены цирконом и апатитом. Структура породы преимущественно панидиомовфнозернистая, местами переходная к пегматитовой за счет появления ихтиоглиптов кварца в микроклине в нередко полностью преобразованная в бластокатаклазитовую и даже бластомилонитовую (в зонах разломов).

Среди пегматоидных жил удается выделить две разновидности. Одни из них (их большинство) имеют резкие контакты, обычно сопровождаемые маломощной (2—5 мм) реститовой каймой, обогащенной темноцветными минералами. В целом они отличаются более крупной зернистостью и образованы путем кристаллизации магматических расплавов, поступавших вдоль зоны разломов из более глубоких горизонтов. Другие жилы характеризуются постепенными контактами с вмещающими гнейсами и кристаллическими сланцами. В последних при приближении к таким жилам увеличиваются зернистость и лейкократовость, вплоть до образования переходной существенно полевошпатовой гиперстенсодержащей породы, которая непосредственно в краевой части жил сменяется зоной почти мономинерального крупнозернистого гиперстена мощностью 0,1—0,5 м. Такие жилы несут все признаки метасоматического образования в процессе ультраметаморфизма, сопровождавшегося собирательной перекристаллизацией породообразующего гиперстена вмещающих пород в приконтактовых частях жил.
Калиевые метасоматиты в зонах разломов развиты за счет всех вмещающих метаморфических пород, включая бластокатаклазиты и бластомилониты, но особенно интенсивно проявлены в жилах рассланцованных пегматодных гранатой обеих разновидностей. Они образуют линейно вытянутые ореолы зонального строения, в которых в общем случае выделяются внешняя, промежуточная и внутренняя зоны. Во внешней зоне ореолов наблюдается замещение гинерстена темноокрашенным биотитом с выделением «избыточного» мелкозернистого кварца и частичное замещение породообразующего кварца гонкорешетчатым микроклином. В промежуточной зоне кварц полностью замещен новообразованным микроклином и широко развит антипертит по плагиоклазу. Во внутренней зоне микроклин составляет 90—100% объема пород наряду с ним отмечаются биотит, иногда реликты крупных зерен гиперстена и небольшое количество переотложенного кварца. В направлении от неизмененных пород к внутренней зоне ореолов последовательно уменьшаются содержания кремнезема и натрия и увеличиваются содержания калия (до 11—12%) и отчасти глинозема.

Полная зональность калиевых метасоматитов с образованием микроклинитов развивается далеко не всегда. Она наблюдается главным образом в пегматоидных гранитах и значительно реже и лишь в пределах узких интервалов (0,1—2,0 м) в мигматизированных кристаллических сланцах и гнейсах, для которых характерно широкое развитие главным образом внешней и отчасти промежуточной зон.
Редкоземельно торий урановое оруденение развито во внутренней зоне ореолов калиевых метасоматитов. главным образом среди апопегматоидных микроклинитов, занимает обычно лишь часть их мощности и вместе с ними контролируется бластокатаклазитами, бластомилонитами и полосами мигматизации, развитыми в зонах разломов вблизи и за счет прослоев графитсодержащих гнейсов. Гораздо реже и на узких интервалах оно отмечается в апогнейсовых и апомигматитовых микроклинитах. По данным А.И. Тишкина и В.А. Стрельцова, урановая минерализация представлена вкрапленностью мелких (0,1—1,5 мм) кубических кристаллов торийсодержащего уранинита и обычно сопровождается также вкрапленными молибденитом, апатитом, ксенотимом, цирконом, монацитом, сфеном и небольшим количеством пирита, пирротина, халькопирита. Элементами-спутниками урана в рудах являются молибден, фосфор, торий, цирконий и редкие земли иттриевой группы.
Главную массу руд составляет микроклин, наряду с которым обычно присутствуют биотит, иногда грюнерит и реликты гиперстена, а также метасоматический и жильный темно-серый кварц, образованный за счет переотложения кремнезема, вынесенного из вмещающих пород в процессе калиевого метасоматоза. Намечается следующая последовательность минералообразования: 1) зональные ореолы калиевых метасоматитов. 2) дымчатый кварц и близкоодновременно — редкоземельные минералы, уранинит и апатит, 3) сульфиды, 4) поздние карбонатные прожилки.

В микроклинизированных пегматоидных жилах урановое оруденение обычно локализуется в приконтактовых частях жил и нередко частично наложено на примыкающие к жилам участки микроклинизированных гнейсов (рис. 30). В микроклицитах пегматоидных жил первой разновидности оно убогое и представлено ассоциацией уранинита главным образом с апатитом, содержание которого в рудах достигает 3—5% (рис. 31. см. также рис. 30, а). Несколько более высокие концентрации уранового оруденения отмечаются в жилообразных и неправильных гнездах темно-серого кварца. В апогнейсовых микроклинитах распределение уранинита подчинено сланцеватости исходных пород и контролируется контактами с апонегматоидными микроклинитами или участками проявления в них мигматизации. Значительно более богатое оруденение развито в приконтактовых частях микроклинизированных пегматоидных жил второй разновидности, где оно локализуется преимущественно среди реликтов крупнозернистого гиперстена и замещающих его грюнерита и биотита и в меньшей мере среди апопегматоидного микроклинита (рис. 32. см. также рис. 30, в). Помимо уранинита и апатита наблюдается густая вкрапленность названных редкоземельных минералов, а также молибденита и других сульфидов, иногда образующих короткие прожилковидные выделения.
Возраст уранового оруденения рассматриваемых месторождений 2,0 1,9 млрд. лет. Такой же возраст имеют гранитоиды, в том числе поздние жилы аплит-пегматоидных гранитов, характеризующиеся повышенными средними содержаниями урана. Эти данные, а также наблюдаемая приуроченность урановых руд к пегматоидным гранитам привели исследователей к выводу о связи оруденения с раннепротерозойским ультраметаморфизмом, однако они разошлись по вопросу о характере такой связи. Одни исследователи относят эти месторождения к пегматитовым образованиям, связывая рудообрзование с кристаллизацией магматических расплавов, другие ученые сам процесс образования пегматоидных жил рассматривают как проявление калиевою метасоматоза, а рудообразование объясняют проявлением кварцевого метасоматоза, третьи связывают урановое оруденение с формированием гиперстен-полевошпатовых приконтактовых жил, рассматривая последние как продукт биметасоматоза, протекавшего на контакте пегматоидов с кристаллическими сланцами в условиях, переходных от пегматитового процесса к гидротермальному.
Изложенные данные о приуроченности редкоземельно-торий-уранового оруденения к микроклинитам внутренней зоны и к тесно с ними ассоциирующим жилам нереотложенного дымчатого кварца показывают, что рудообразование протекало в процессе калиевого метасоматоза. Последний во времени и в пространстве тесно связан с ультраметаморфическими образованиями, но отделен от них проявлением в зонах разломов дислокационного метаморфизма с формированием за счет пегматоидных гранитов бластомилонитов и бластокатаклазитов амфиболитовой фации. Он происходил уже в постмагматическую (точнее постультраметаморфическую), гидротермальную, стадию, ибо в процессе метасоматоза интенсивно корродировались мирмекиты, широко развитые в неизмененных пегматоидных гранитах и гнейсах и обычно рассматриваемые как наиболее ранние постмагматические образования.
Локализация оруденения среди близких к ним по возрасту ультраметаморфических пород и глубинных тектонитов-бластомилонитов, а также пластические деформации и перекристаллизация самих рудоносных жил дымчатого кварца указывают на значительные глубины формирования описываемых месторождений. Устойчивость в калиевых метасоматитах биотита свидетельствует о достаточно высоких температурах их формирования. Этот же уровень температур характерен и для редкоземельно-торий-урановой минерализации завершавшей процесс высокотемпературного калиевого метасоматоза и протекавшей, согласно результатам определения температур гомогенизации кварца и декрепитации кварца и уранинита, в интервале температур 420—380°. С этим выводом согласуется исследование растворимости урана и редкоземельных минералов в гидротермальных растворах в области температуры 200—500° С при давлении 500 кгс/см2, проведенное В.Б. Ковалем и др. Оно показало, что такие минералы, как монацит, ксенотим и апатит, содержащие в качестве примесей элементы цериевой группы, образуются в наиболее высокотемпературные стадии щелочного метасоматоза. Источником урана в постмагматических щелочных растворах могли являться как кристаллизующиеся магматические расплавы, обусловившие формирование ультраметаморфических пород, так и прослои графитовых и графитсодержащих гнейсов.
По геологическим особенностям, условиям залегания и минеральному составу руд к описанным месторождениям России весьма близки гак называемые ураноносные пегматиты Канадского щита. Они широко распространены в пределах этого щита и отмечены в рудных районах озер Большого Невольничьего, Биверлодж и Шарлебуа, Лак Да Ронж, Понтиак (Квебек), но объектом промышленной отработки являются лишь в районе Халибертон-Банкрофт (Онтарио). Район располагается в структурной провинции Гренвилл. Здесь известен ряд месторождений (Банкрофт, Бикрофт, Фарадей, Дайноу, Макдональд и др.) с содержанием урана в рудах от 0,04 до 0,85% (в среднем 0,093%). В последнее время значительно приращены запасы урановых руд на месторождении Фарадей и обнаружены новые перспективные зоны редкоземельно-торий-уранового оруденения.
Э.У. Хейнрих рассматривает месторождения описываемого типа Канадского щита как пегматитовые и разделяет их на три класса: 1) незональные пегматиты, наиболее важные в промышленном отношении; 2) зональные пегматиты, представляющие главным образом минералогический интерес; 3) структурно-сложные пегматиты с наложенными вторичными элементами (кальцит-флюорит апатитовыми, кальцит-флюорит-апатит-биотит пироксеновыми и кальцит-биотит-анатитовыми жилами), разрабатываемые главным образом на флюорит с попутной добычей уранинита. Этот исследователь отмечает совместное нахождение в пределах каждого из перечисленных районов и генетическое родство пегматитов всех трех выделенных им классов.
Среди незональных ураноносных пегматитов, наиболее интересных в промышленном отношении и близких к описанным месторождениям Э.У. Хейнрихом выделены два типа: 1) гранит пегматиты "фельзитовые" светлые, бедные биотитом, роговой обманкой и пироксеном (в участках месторождения Фарадей, зона В месторождения Дайноу и др.). 2) гранит- и сиенит-пегматиты, богатые темноцветными минералами (месторождения Сентрал-Лейк, Бикрофт, Фарадей, зона С месторождения Дайноу). Типичные для этого класса пегматиты месторождения Сентрал-Лейк (район Халибертон Банкрофт) контролируются полосой биотит-роговообманковых очковых гнейсов, вероятно, представляющих собой бластокатаклазиты и бластомилониты и развитых в 800-метровой по мощности пачке архейских парагнейсов. Последние на западе контактируют с гранитами и гранито-гнейсами, а па востоке — с мраморами. Пегматиты образуют жильные тела мощностью до 9 м при протяженности десятки — первые сотни метров. Состав их изменяется от кварцевого гранита (о гранита и сиенита. Ураноносные пегматиты сложены в основном крупнозернистым красным полевым шпатом. К краевым зонам, богатым пироксеном, главным образом и приурочены рассеянные зерна уранинита в ассоциации с биотитом, роговой обманкой, нередко кварцем, а также ураноторит, апатит, циркон, сфен, титанит, флюорит, кальцит, молибденит, пирит, пирротин, халькопирит. Многие из жил образованы чередующимися полосами, сложенными гранитным пегматитом, инъекционным гнейсом лейкогранитом, гнейсированным пегматитом и кварц пироксеновой породой. Часть жил содержит обильные выделения дымчатого уранинитсодержащего кварца.
Как перечисленные и аналогичные им месторождения в незональных пегматитах района оз. Шарлебуа, так и месторождения в зональных и так называемых структурно-сложных пегматитах характеризуются одной общей особенностью —тесной связью уранинита с биотитом и калиевым полевым шпатом. Об этой особенности урансодержащих пегматитов, не придавая ей должного значения, упоминают практически все канадские геологи. Л.Р. Пейдж первый обратил внимание па то, что урановые и редкоземельные минералы встречаются в пегматитах, богатых калием. В этой связи важными представляются наблюдения И.Б. Моудслея и Э.У. Хойнриха. отметивших, что в тех участках жильных тел гранитных пегматитов и плагиогранитов, где развито урановое оруденение, эти породы постепенно сменяются «сиенитовыми» пегматитами, в которых помимо олигоклаза широко распространены микроклин, ортоклаз, а также нередко линзы черного или дымчатого кварца. Характерны существенно полевошпатовый состав собственно ураноносных зон в пегматитах, в которых содержание микроклина может достигать 80% объема породы, а также во многих случаях почти полное отсутствие кварца. Все эти изменения состава исходных гранитных пегматитов, заключающиеся по существу в привносе калия и глинозема и выносе кремнезема ц натрия, аналогичны тем, которые типичны для измененных уран содержащих докембрийских пегматоидных гранитов на описанных месторождениях России, образованных в процессе высокотемпературного калиевого метасоматоза. Они могут быть объяснены только воздействием высокотемпературных калиевых растворов, а не расплавов, как это предполагал Р.В. Форд. Показательно, что и на канадских месторождениях широко распространено образование микроклина не только в пегматоидных гранитах, по и во вмещающих гнейсах, где его содержание иногда достигает 80%. Наконец, достаточно убедительным доказательством гидротермального генезиса редкоземельно-уранового оруденения описываемого типа являются ураноносные микроклинизированные мигматиты района оз. Бивердодж, а также метасоматические залежи месторождения Бикрофт. Последние локализовавы вне пегматитов в мраморах, а также в пироксенитах, где они, согласно Д.Ф. Хевитту, контролируются обилием биотита, присутствием скаполита и наличием контактов пироксенитов с сиенитами или сиенит-пегматитами, под которыми можно предполагать высокотемпературные калиевые метасоматиты.
В отличие от отечественных, редкоземельно-торий-урановые месторождения Канады имеют различный возраст. В структурной провинции Черчила (район оз. Биверлодж) они образованы 2,0—1,9 млрд. лет назад, а в провинции Гренвилл (район Вильберфорс — Банкрофт) — 1,1—0,9 млрд. лет назад. Однако в обеих указанных и в других структурных провинциях Канадского щита эти месторождения тесно пространственно, во времени и генетически связаны с разновозрастные ультрамет-морфическими образованиями, представляя конечную, постмагматическую стадию их формирования.
Охарактеризованными месторождениями России и Канады несомненно не ограничивается перечень докембрийских месторождений, локализованных в блоках архейских пород и связанных с высокотемпературными калиевымы метасоматитами. К этой же группе месторождений, вероятно, относятся редкие земельно-урановые пегматиты пегматитового поля Булкумата-Бимбури в провинции Брокен-Хилл (Австралия), содержащие К2О 9—11%, а также поля урансодержащих пегматитов в кристаллическом фундаменте Балтийского и Индийского щитов.

title-icon Подобные новости