1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геология рудных месторождений
  4. T. 63, № 4, 2021

Геология рудных месторождений, 2021, T. 63, № 4, стр. 297-310

Пострудные процессы миграции урана в месторождениях “песчаникового” типа: 234U/238U, 238U/235U и U–Pb-изотопная систематика руд месторождения Намару, Витимский район, Северное Забайкалье

В. Н. Голубев a, *, Н. Н. Тарасов a, И. В. Чернышев a, А. В. Чугаев a, Г. В. Очирова a, Б. Т. Кочкин a

a Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН
119017 Москва, Старомонетный пер., 35, Россия

* E-mail: golub238@gmail.com

Поступила в редакцию 20.07.2020
После доработки 15.04.2021
Принята к публикации 23.04.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Для оценки характера пострудного поведения урана в рудной залежи месторождения Намару (Хиагдинское рудное поле) проведено изучение U–Pb-изотопных систем и изотопного состава урана (234U/238U и 238U/235U) серий образцов, отобранных на различных участках вертикального сечения и поперечного профиля этой залежи. Установлены широкие вариации изотопного состава урана и U–Pb-изотопного возраста. Отклонения отношений 234U/238U от равновесных, которые для отдельных проб превышают 50%, наряду с существенными вариациями изотопного возраста, свидетельствуют о том, что развитие слоя многолетнемерзлых пород, перекрывших примерно 2.5 млн лет назад область питания палеодолин метеорными кислородсодержащими водами, не обеспечило консервацию урановых руд, и на месторождении имела место миграция U, в том числе в течение четвертичного периода. Показана эффективность сочетания U–Pb-изотопного датирования и данных определения изотопного отношения 234U/238U при оценке пострудного перераспределения урана: выноса урана из одних участков формирующейся рудной залежи и сопряженное его переотложение в других. Широкий диапазон вариаций отношения 238U/235U (137.484–137.851) на всех участках исследуемого профиля может объясняться различным положением образцов по отношению к фронту рудоотложения и сменой окислительно-восстановительных условий при продвижении этого фронта. Обеднение легким изотопом 235U нижней зоны залежи может быть связано с воздействием установленных в фундаменте региона восходящих углекислых вод. Воздействие таких вод на урансодержащие породы приводит к преимущественному выщелачиванию легкого 235U.

Ключевые слова: урановые месторождения “песчаникового” типа, U–Pb возраст, изотопный состав U, фракционирование изотопов 238U и 235U, пострудное перераспределение U

ВВЕДЕНИЕ

Повышенный интерес к изучению условий формирования рудных концентраций “месторождений в песчаниках” определяется тем обстоятельством, что урановые месторождения, относящиеся к “песчаниковому” промышленному типу, составляют около 30% мировых ресурсов урана (Cuney, Kyser, 2008) и обеспечивают 53% его мировой добычи (Живов и др., 2012). В последние годы доля этих месторождений в общей базе уранового сырья Российской Федерации существенно увеличилась и в настоящее время составляет не менее 38% (Святецкий и др., 2017). Рудные тела этих месторождений образуются в проницаемых (песчаники, гравелиты, паттумы) слоях терригенно-осадочных пород, во впадинах (предгорных, межгорных, долинных), за счет инфильтрации по ним подземных вод. Насыщенные кислородом атмосферные воды выщелачивают рассеянный в породах уран, который, поступая в глубокие горизонты терригенно-осадочных пород этих впадин, отлагается на восстановительных барьерах вдоль границы зоны окисления со стороны исходно сероцветных пород.

Известные в мире районы распространения месторождений “песчаникового” типа расположены в различных климатических зонах, что определяет поведение урана в окислительно-восстановительных процессах, с которыми связано образование и последующее изменение рудных концентраций. Месторождения Витимского урановорудного района (ВУР) – одного из основных урановорудных районов России – в отличие от большинства других месторождений “песчаникового” типа, расположенных преимущественно в зонах с умеренным или жарким климатом, находятся в зоне с многолетнемерзлыми грунтами. Считается, что развитие многолетней мерзлоты приводит к тому, что в течение продолжительных промежутков времени в толщах с урановой минерализацией миграция метеорных кислородсодержащих вод не происходит. Это обстоятельство во многом определяет взгляды на особенности поведения урана на месторождениях ВУР.

В последнее время, начиная с работы (Stirling et al., 2007), открылась возможность изучения природных вариаций изотопного отношения 238U/235U. Подытоженные в недавнем обзоре (Andersen et al., 2017) многочисленные определения этого отношения в различных природных средах показали, что данные по 238U/235U можно использовать в качестве информации о процессах формирования природных объектов. Изучение вариаций изотопного отношения 238U/235U на урановых месторождениях “песчаникового” типа позволило сделать вывод, что смена окислительно-восстановительных условий при последовательном продвижении фронта отложения урана является причиной значительного фракционирования изотопов 238U и 235U как в самих урановых рудах (Голубев и др., 2013; Murphy et al., 2014), так и в водах, мигрирующих в рудовмещающих породах (Murphy et al., 2014; Basu et al., 2015; Placzek et al., 2016). Эти исследования способствовали получению дополнительной информации относительно условий формирования месторождений урана “песчаникового” типа.

В работе (Голубев и др., 2013) при изучении U–Pb-изотопных систем и изотопного состава урана образцов из скважины, пройденной в продуктивной толще уранового месторождения Дыбрын в Хиагдинском рудном поле (ХРП) ВУР, была показана возможность использования этих данных при оценке пострудного перераспределения урана. В настоящей работе представлены результаты изучения U–Pb-изотопных систем и изотопного состава урана (234U/238U и 238U/235U) серий образцов, отобранных на различных участках поперечного разреза через рудную залежь № 5 уранового месторождения Намару в ХРП. Это исследование, проводившееся в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН, было ориентировано на получение данных, позволяющих оценить характер поведения урана в рудной залежи месторождения на примере изучения различных участков ее вертикального сечения и поперечного профиля. Наряду с новым подходом – изучением распределения величины изотопного отношения 238U/235U – был использован метод, ставший традиционным при исследовании экзогенных урановых месторождений, – анализ вариаций изотопного отношения 234U/238U, вызываемых сдвигом содержания изотопа 234U относительно равновесного 234U/238U.

КРАТКАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Месторождение Намару расположено на южном фланге Амалатского плато в северо-западной части ХРП. Месторождение относится к подтипу “палеодолинных” или “песчаниковому в палеодолинах” промышленному типу (Машковцев и др., 2010), составляющему основной потенциал урана в ВУР. Месторождение содержит шесть палеодолин северо-западного простирания, входящих в состав Аталангинской речной палеосистемы. Долины протягиваются от истоков на расстояние до 3–5 км при ширине от 400–700 м в верховьях до 1300 м в местах слияния. Поперечный профиль всех палеодолин – V-образный с углами уклонов от 15° до 25°. Вмещающие породы на месторождении – терригенно-вулканогенные джилиндинской свиты (N1dz), залегающие на породах фундамента, сложенного преимущественно гранитами витимканского комплекса (γPZ1v). Мощность терригенной толщи, слагающей нижнюю часть свиты (в ней сосредоточены почти все рудные залежи месторождения), резко меняется от первых метров в верховьях палеодолин до 40–50 м в их нижних частях. Образования верхней части джилиндинской свиты представлены различными породами основного состава. Самые верхние части сложены потоками базальтов. Общая мощность вулканогенно-осадочной части свиты достигает 200–240 м (Машковцев и др., 2010).

Месторождения ХРП интересны тем, что, согласно геологическим данным, рудоконтролирующая окислительная зональность практически полностью преобразована наложенными процессами вторичного восстановления и современные гидрохимические условия в рудовмещающей среде кардинально отличаются от тех, которые присущи классическим гидрогенным месторождениям. Эти особенности связаны с ограничением (прекращением) инфильтрации кислородных ураноносных вод в рудовмещающую среду при продолжающихся процессах восстановления. Ограничение поступления метеорных вод в рудовмещающую толщу связывают со следующими процессами: 1) перекрытием терригенной толщи базальтами; 2) развитием слоя многолетнемерзлых пород (средняя мощность около 72 м), который начал формироваться примерно 2.5 млн лет назад и полностью перекрывает область питания системы палеодолин; 3) поступлением восстановительных вод по зонам разломов из фундамента (Машковцев и др., 2010; Кочкин и др., 2014); в рудовмещающих горизонтах установлены очаги поступления холодных углекислых вод с рН около 5 (Кочкин и др., 20171). С учетом этих особенностей ХРП в развитии его рудоформирующей системы выделяют два этапа: первый – инфильтрационное рудообразование с участием метеорных кислородсодержащих вод; второй – консервация урановых руд (Кочкин и др., 20172).

Урановая минерализация на месторождении Намару представлена минералом, который по составу близок к нингиоиту – Ca-фосфату четырехвалентного урана. Под микроскопом он наблюдается в виде тонких (обычно не более 5 мкм) выделений неправильной формы или корковидных образований вокруг обломочного материала вмещающих пород. На отдельных участках отмечается концентрация множества выделений этого минерала различной морфологии (фиг. 1).

Фиг. 1.

Месторождение Намару, обр. 5461/316.4. Формы выделений Ca-фосфата четырехвалентного урана (белый) в породах терригенно-осадочной толщи. BSE-изображение.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Учитывая преимущественно тонкодисперсный характер урановой минерализации, U–Pb-изотопные системы и изотопный состав урана изучали не по отдельным минералам, а по образцам, характеризующим различные участки рудных интервалов исследуемых скважин. Для этого использовали отквартовки образцов керна. Для всех проб был изучен их химический состав. Анализ выполнялся методом рентгенофлуоресцентной спектрометрии на спектрометре последовательного действия Philips PW2400 (аналитик А.И. Якушев, ИГЕМ РАН). При калибровке спектрометра использованы отраслевые и государственные стандартные образцы химического состава минерального сырья. Содержания Fe2O3 и FeO определяли традиционным химическим методом (аналитик С.И. Коган, ИГЕМ РАН).

При подготовке проб для последующих изотопных исследований использовали следующую методику. Разложение проб велось в медленно кипящем растворе смеси концентрированных HF и HNO3 в соотношении 5 : 1. Из полученного раствора отбирали три аликвоты: 1 – для определения содержаний U и Pb методом изотопного разбавления с использованием смешанного трасера 235U + 208Pb; 2 – для измерений изотопного состава общего Pb и отношения 234U/238U; 3 – для высокоточных измерений отношения 238U/235U с использованием двойного трасера 236U + 233U. В аликвоты для определения содержаний U и Pb и отношения 238U/235U трасеры добавляли до хроматографического выделения элементов. Для масс-спектрометрического анализа исследуемые элементы выделяли методом ионнообменной хроматографии на анионите BioRad®AG 1 × 8, 200–400 меш. Суммарный уровень лабораторного фона при химической подготовке образцов не превышал 0.1 нг для Pb и 0.02 нг – для U.

Изотопные исследования проведены в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН. Изотопный анализ урана и свинца, разбавленных смешанным трасером 235U + 208Pb, а также общего свинца выполняли на термоионизационном 7-коллекторном масс-спектрометре Micromass Sector 54. Для урана использовали трехленточный режим источника ионов с двумя танталовыми испарителями и рениевым ионизатором. Изотопный состав свинца анализировали в одноленточном режиме с силикагелевым активатором на рениевой подложке. Правильность результатов масс-спектрометрических измерений контролировали по данным анализа Международных стандартных образцов N.I.S.T. Pb (SRM 981) и U (U 500). Коэффициент приборной масс-дискриминации, на который корректировали результаты анализов образцов, составлял 1.0008 на единицу разности масс изотопов свинца. В геохронологических расчетах использовали общепринятые значения констант распада урана (Steiger and Jager, 1977) и значения 238U/235U исследуемых образцов, полученные в результате настоящей работы.

Изотопный состав урана изучался методом многоколлекторной масс-спектрометрии с ионизацией вещества в индуктивно-связанной плазме (MC-ICP-MS) на приборе NEPTUNE (Thermo-Finnigan). Анализ осуществлялся из растворов, содержащих уран, хроматографически отделенный от других элементов при химической подготовке образцов. Измерения изотопного отношения 238U/235U проводили с использованием двойного изотопного трасера 233U + 236U для корректирования результатов измерений на эффект приборной масс-дискриминации изотопов урана (Stirling et al., 2007). Измерение отношения 234U/238U, не требующее применения двойного трасера, выполнялось из отдельной (не трасированной) аликвоты образца. Используемые в настоящей работе конкретные методики изотопного анализа ранее нами были подробно описаны (Чернышев и др., 20142).

РЕЗУЛЬТАТЫ

Характеритика образцов. Исследования проводили по образцам из скв. 5455, 5461 и 5468, характеризующих поперечный разрез залежи в еe наиболее широкой части на участке сочленения двух палеодолин (фиг. 2). Рудная залежь сформирована несколькими языками пластового окисления, развивавшимися в латеральном направлении друг над другом. Вертикальное сечение (фиг. 3) вскрывает чередование участков с различным содержанием U. Вмещающие породы в большинстве образцов из скв. 5455 и 5461 представлены песком, окраска которого изменяется в различных оттенках серого и зеленовато-серого цвета. Во всех образцах из скв. 5468, а также в обр. № 3 и 13 вмещающие породы представлены алевритом и песчанистым углефицированным алевритом.

Фиг. 2.

Месторождение Намару. План фрагмента урановорудной залежи № 5. Оттенки серого отражают различное содержание U в метро-процентах: темно-серый – ≥0.075, светло-серый – <0.075. Черными кружками показано положение скважин, из керна которых отбирались пробы. I–I – линия разреза. Штрих-пунктиром обозначены осевые линии палеодолин. Большая стрелка показывает направление понижения склона палеодолины, маленькая – положение месторождения в регионе. Пунктирная линия на врезке – административная граница Республики Бурятия и Забайкальского края.

Фиг. 3.

Месторождение Намару. Разрез урановорудной залежи № 5 по линии I–I. 1 – зона окисления (восстановленная) и ее граница с исходно сероцветными породами; 2 – рудные тела: оттенки серого отражают различное содержание U в метро-процентах: темно-серый – ≥0.075, светло-серый – <0.075; 3 – литологические границы; 4 – скважины и их номера; 5 – места отбора образцов и глубина их отбора от поверхности.

Абсолютные отметки границы пород джилиндинской свиты и пород фундамента в скв. 5461, 5468 и 5455 находятся на уровне 896.2, 896.3 и 886.5 м, а с перекрывающими базальтами – на уровне 920.6, 912.9 и 904.2 м соответственно. По данным рентгеновского изучения, главные минералы во всех исследуемых образцах – кварц, альбит и микроклин. Отмечаются также кальцит, доломит, иллит и 7 Å-галлуазит. Химический состав образцов, по данным рентгено-флюоресцентного анализа, варьирует в широком диапазоне (табл. 1 и 2). Наиболее существенные вариации основных петрогенных элементов (Si и Al) отмечаются на крыльях залежи. Хорошая корреляция графиков изменения содержаний Al2O3 и потери при прокаливании (ППП) в исследуемых интервалах скважин (фиг. 4) дают основание считать, что эти изменения в основном обусловлены вариациями содержания в образцах глинистой компоненты. В обр. № 13 с самым высоким содержанием U (7657 мкг/г) содержание P, S, Ni, Rb, Zr в несколько раз, а для Zn – почти на полтора порядка выше, чем в других образцах (см. табл. 2). Высокий уровень минерализации в этом образце можно объяснить повышенным содержанием органического вещества и значительной долей пеплового материала основного состава.

Таблица 1.  

Химический состав проб из скв. 5455, 5461 и 5468 месторождения Намару. Основные элементы

№, п/п Глубина отбора образцов, м Содержание, мас. %
ППП Na2O MgO Al2O3 SiO2 K2O CaO TiO2 FeO Fe2O3 P2O5 S Cорг. СО2
Скважина 5455
1 306.5 2.67 2.18 0.33 15.08 71.86 4.24 0.49 0.58 0.62 1.41 0.31 0.12 Не обн. 0.71
2 308.3 5.35 0.92 0.79 18.84 66.66 4.04 0.25 0.91 0.58 1.87 0.04 0.06 0.21 0.65
3 310.0 6.70 1.01 0.82 20.82 62.74 3.91 0.24 1.03 0.68 1.61 0.04 0.05 0.15 0.65
4 314.0 6.45 0.57 0.38 15.02 72.06 3.53 0.15 0.50 0.50 0.46 0.04 0.06 Не обн. 2.22
5 315.0 10.39 0.62 0.47 20.81 59.89 3.12 0.22 0.68 Не опр. 3.42* 0.05 0.02 Не опр. Не опр.
Скважина 5461
6 300.9 0.71 1.45 0.17 9.10 83.86 3.56 0.19 0.17 0.35 0.16 0.03 0.04 Не обн. 0.57
7 303.9 3.99 2.10 0.20 13.71 74.05 3.48 0.32 0.47 0.14 0.90 0.03 0.28 Не обн. Не опр.
8 308.0 3.52 1.55 0.23 13.80 75.35 4.18 0.18 0.35 0.20 0.41 0.02 0.02 0.17 0.70
9 310.8 6.52 2.13 0.33 19.21 64.63 3.86 0.51 0.73 0.25 0.99 0.11 0.10 Не опр. Не опр.
10 311.8 1.01 1.40 0.17 8.47 84.23 3.32 0.20 0.18 0.39 0.36 0.03 0.04 Не опр. Не опр.
11 314.5 2.71 1.69 0.23 10.19 76.86 4.06 0.39 0.31 1.72 1.06 0.04 <0.02 Не обн. 1.35
12 315.2 2.24 2.18 0.16 12.03 77.75 3.92 0.34 0.28 0.34 0.30 0.08 0.07 Не опр. Не опр.
13 316.4 13.08 1.03 0.47 20.55 52.70 3.03 0.65 0.63 Не опр. 1.31* 0.81 1.61 2.58 1.92
14 318.3 4.46 1.55 0.33 17.84 69.38 4.40 0.22 0.49 0.27 0.69 0.04 <0.02 Не обн. 0.32
15 318.7 1.56 3.57 0.08 13.13 75.90 4.27 0.39 0.27 0.16 0.33 0.08 <0.02 Не опр. Не опр.
16 320.5 2.57 2.41 0.15 18.46 66.64 8.38 0.17 0.37 0.33 0.19 0.04 <0.02 Не обн. 0.30
Скважина 5468
17 321.8 2.96 1.40 0.39 14.23 74.31 4.33 0.24 0.48 0.46 0.72 0.07 0.04 Не обн. 0.43
18 322.1 3.11 2.01 0.39 14.34 73.58 4.02 0.33 0.47 0.47 0.64 0.10 0.06 Не обн. 0.41
19 322.5 7.13 1.05 0.58 17.84 65.00 3.73 0.32 0.85 0.82 1.83 0.10 0.20 0.40 0.69
20 323.2 1.98 2.81 0.25 13.65 75.11 4.58 0.39 0.31 0.41 0.10 0.08 0.03 Не обн. 0.54
21 324.0 5.37 1.51 0.73 15.84 70.67 2.69 0.35 0.37 0.47 1.67 0.06 0.03 Не обн. 0.25
22 324.9 9.11 0.82 0.78 17.32 65.72 2.64 0.37 0.21 0.49 2.09 0.09 <0.02 Не обн. 0.29
Таблица 2.  

Химический состав образцов из скв. 5455, 5461 и 5468 месторождения Намару. Микроэлементы

№ п/п Глубина отбора образцов, м Содержание, мкг/г
Cr V Co Ni Cu Zn Rb Sr Zr Ba U Th Pb
Скважина 5455
1 306.5 21 55 23 55 88 62 162 168 267 647 2950 <5 69
2 308.3 31 123 15 27 35 59 164 102 310 633 40 14 27
3 310.0 42 147 10 19 70 61 169 104 244 638 76 14 26
4 314.0 21 86 10 15 17 331 165 60 208 437 110 13 32
5 315.0 25 88 46 50 32 60 151 76 458 501 401 29 49
Скважина 5461
6 300.9 <5 14 <5 <5 <5 34 131 96 86 585 34 <5 10
7 303.9 14 64 308 84 27 102 159 127 183 657 138 16 33
8 308.0 14 54 12 6 8 70 217 60 169 377 83 14 25
9 310.8 16 98 23 34 8 61 212 124 407 531 1297 22 45
10 311.8 10 17 <5 <5 <5 48 145 91 87 552 98 <5 16
11 314.5 33 39 11 6 14 72 170 119 124 580 81 <5 15
12 315.2 <5 29 13 12 16 67 176 136 220 539 1045 10 35
13 316.4 32 115 292 354 24 12 334 328 263 968 616 7657 21 80
14 318.3 14 50 15 8 119 78 215 103 281 675 258 22 31
15 318.7 <5 18 <5 <5 <5 24 186 192 265 806 1221 <5 30
16 320.5 <5 29 <5 5 15 16 293 108 495 519 165 30 30
Скважина 5468
17 321.8 17 44 <5 11 84 69 157 108 280 671 540 <5 22
18 322.1 23 42 19 27 133 92 168 131 283 634 1151 14 29
19 322.5 38 106 45 76 67 164 181 111 544 510 943 14 58
20 323.2 <5 20 <5 <5 <5 19 140 106 304 360 595 <5 28
21 324.0 <5 87 <5 <5 <5 32 96 88 233 280 225 27 17
22 324.9 <5 82 <5 11 <5 41 124 85 230 299 1011 22 43
Фиг. 4.

Изменение содержания Al2O3 и величины ППП в рудном интервале скв. 5461, 5468 и 5455.

Изотопные отношения. Изотопные исследования были ориентированы на получение данных, позволяющих оценить характер поведения урана на различных участках вертикального сечения и поперечного профиля (см. фиг. 3 и 2) рудной залежи № 5 месторождения Намару. Для всех отобранных образцов, наряду с измерением изотопного состава урана, изучено состояние их U–Pb-изотопных систем (табл. 3).

Таблица 3.  

Результаты изотопного U–Pb, 238U–234U и 238U–235U изучения проб из скв. 5455, 5461 и 5468 месторождения Намару

№ п/п Глубина отбора образцов, м 238U/235U δ238U, ‰ 234U/238U
(×105) 		K234/238 206Pb/204Pb T(206Pb/238U),
млн лет 		T(207Pb/235U),
млн лет
Скважина 5455
1 306.5 137.649 –1.36 6.68 1.215 21.85 8.0 (8.8)
2 308.3 137.683 –1.12 5.53 1.006 18.99 26.1 (7.6)
3 310.0 137.691 –1.06 5.48 0.997 19.21 22.4 (72.3)
4 314.0 137.699 –1.00 3.85 0.700 19.17 19.8 (10.5)
5 315.0 137.799 –0.28 7.55 1.373 19.38 8.1 (9.6)
Скважина 5461
6 300.9 137.651 –1.35 5.80 1.056 18.82 12.4 (6.9)
7 303.9 137.598 –1.73 6.82 1.241 19.53 21.5 (18.5)
8 308.0 137.592 –1.78 4.62 0.840 19.10 17.3 (21.0)
9 310.8 137.484 –2.56 7.32 1.332 21.54 6.7 (5.9)
10 311.8 137.514 –2.34 5.01 0.911 19.06 9.3 (9.0)
11 314.5 137.523 –2.28 5.37 0.977 19.18 18.4 (22.9)
12 315.2 137.707 –0.94 6.06 1.103 25.79 13.4 (10.6)
13 316.4 137.688 –1.08 5.78 1.051 31.32 8.0 (8.1)
14 318.3 137.797 –0.29 7.00 1.273 20.59 12.1 (6.6)
15 318.7 137.742 –0.69 8.41 1.529 21.37 10.5 (7.8)
16 320.5 137.778 –0.43 2.62 0.477 19.25 6.6 (3.2)
Скважина 5468
17 321.8 137.770 –0.49 4.82 0.877 21.97 12.7 (13.3)
18 322.1 137.730 –0.78 5.08 0.924 23.44 10.8 (11.1)
19 322.5 137.786 –0.37 5.70 1.037 22.52 19.6 (20.7)
20 323.2 137.836 –0.01 3.61 0.657 20.61 10.4 (12.0)
21 324.0 137.851 0.10 5.29 0.963 20.12 13.2 (8.5)
22 324.9 137.833 –0.03 8.19 1.489 20.26 7.1 (4.9)

В таблицах и на графиках измеренные значения изотопных отношений 238U/235U и 234U/238U дополнительно представлены в относительных единицах δ238U и К234/238, соответственно:

${{{\text{K}}}_{{{{{\text{234}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{\text{234}}} {{\text{238}}}}} \right. \kern-0em} {{\text{238}}}}}}} = \frac{{{{{{\text{(}}{{{}^{{{\text{234}}}}{\text{U}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{}^{{{\text{234}}}}{\text{U}}} {{}^{{{\text{238}}}}{\text{U}}}}} \right. \kern-0em} {{}^{{{\text{238}}}}{\text{U}}}}{\text{)}}}}_{{{\text{обр}}}}}}}{{{{{{\text{(}}{{{}^{{{\text{234}}}}{\text{U}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{}^{{{\text{234}}}}{\text{U}}} {{}^{{{\text{238}}}}{\text{U}}}}} \right. \kern-0em} {{}^{{{\text{238}}}}{\text{U}}}}{\text{)}}}}_{{\text{р}}}}}},$
где (238U/235U)обр и (234U/238U)обр – измеренные величины изотопных отношений в образце; (238U/235U)ст – отношение 238U/235U в стандартном образце CRM-112A, принимаемое по данным работы (Richter et al., 2010) и равное 137.837 ± 0.015; (234U/238U)р – отношение, отвечающее вековому равновесию 234U и 238U и равное (5.497 ± 0.019) × × 10–5 (Cheng et al., 2013).

Рассматривая полученные результаты, отметим, что значения U–Pb-изотопного возраста образцов отягощены большой погрешностью, так как в них присутствует значительное количество примесного (обыкновенного) свинца. Даже в образце с максимальным содержанием урана (обр. № 13) доля примесного 206Pb в общем количестве 206Pb составляла около 60%, а примесного – 207Pb в общем количестве 207Pb – 97.3%. В пробах же с низким содержанием урана (около 40 нг/г) доля примесного 206Pb достигала 97.2%, а 207Pb – 99.96%. В этих условиях расчет содержаний радиогенных изотопов 206Pb и 207Pb и далее – значений U–Pb-возраста по индивидуальным пробам особенно критичен к принимаемому в расчетах изотопному составу свинца, вводимому в качестве поправочного на обыкновенный свинец.

Достаточно корректной была бы поправка по изотопному составу свинцовых или свинецсодержащих минералов непосредственно из исследуемых образцов, но ни в одном из образцов такие фазы не были обнаружены. Поэтому поправки на обыкновенный свинец введены в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975). Реальный же изотопный состав обыкновенного свинца в разных образцах может несколько отличаться, в частности, из-за неоднородности состава рудовмещающей толщи. Для проб с низким содержанием урана даже относительно небольшие отличия изотопного состава обыкновенного свинца от того, который принят при расчетах изотопного возраста (около 0.02% для отношения 207Pb/204Pb), приводят к изменению возраста T(207Pb/235U) в несколько миллионов лет. Учитывая последнее обстоятельство, приведенные в табл. 3 данные для T(207Pb/235U) рассматриваются только для оценки степени дискордантности значений U–Pb-возраста, которая определяется разницей величин T(206Pb/238U) и T(207Pb/235U), отнесенной к средней величине этих двух значений.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Сопоставление направленности изменения содержания урана и величины 206Pb/204Pb в последовательных сериях образцов из рудных интервалов исследуемых скважин показало хорошее согласие этих характеристик для большинства образцов (фиг. 5). Такое согласие, учитывая относительно молодой возраст начала формирования урановой минерализации (около 12 млн лет, Голубев и др., 2013), дает основание считать, что рудная залежь в основном сохранила очертания, приобретенные на раннем этапе ее формирования. Вместе с тем значения U–Pb-изотопного возраста образцов, отобранных из разных скважин и на различных уровнях вертикального сечения рудной залежи, находятся в широком диапазоне (см. табл. 3).

Фиг. 5.

Изменение содержания урана и величины 206Pb/204Pb в рудном интервале скв. 5461, 5468 и 5455.

Почти для половины образцов полученные значения возраста заметно выше 12 млн лет. Наибольший разброс (от 12.4 до 26.1 млн лет) установлен для образцов с низким (не более 40 мкг/г) содержанием урана. Для образцов с высоким содержанием урана и степенью дискордантности возраста не более 10% диапазон значений Т существенно меньше – 8.0–10.8 млн лет. Высокая степень дискордантности возраста ряда образцов (несколько десятков процентов) свидетельствует о заметной роли процессов миграции промежуточных продуктов распада в ряду 238U (RD238U). Дополнительный аргумент в пользу миграции RD238U в пределах исследуемого разреза – результаты определения в пробах отношения 234U/238U. Для большинства образцов оно отличается от равновесного отношения содержаний этих изотопов (см. табл. 3). Это связано с тем, что из-за более слабой связи в веществе породы 234U (как продукта распада) по сравнению с 238U при воздействии на породу природных вод изотоп 234U в бoльшей степени, чем изотоп 238U, переходит в водную фазу, и в результате нарушается соотношение 234U/238U (Thurber et al., 1962; Cherdyntsev, 1971).

Отличие измеренного в образцах значения 234U/238U от равновесного связано как с дефицитом 234U, так и с его избытком. Величина отклонения отношения 234U/238U от равновесного значения для большинства образцов превышает 5%. В том случае, когда вместе с легкоподвижным 234U мигрировал общий уран и направленность его миграции имела тот же знак, что и для 234U, дефицит 234U относительно равновесного 234U/238U в исследованных образцах должен сопровождаться увеличением значений U–Pb-изотопного возраста, а избыток – его уменьшением. Такая корреляция изотопного возраста наблюдается в обр. № 3–5, 8, 9, 11 и 21 (см. табл. 3). Однако в ряде образцов с высокими значениями U–Pb-изотопного возраста (около 20 млн лет) отмечается избыток 234U (обр. № 2, 7, 12 и 19; см. табл. 3), а с низкими значениями (менее 8 млн лет) – его дефицит (обр. № 16; см. табл. 3).

Характерные для рудного вещества месторождения Намару вариации значений U–Pb-возраста и отношения 234U/238U свидетельствуют о миграции урана, происходившей в рудной залежи месторождения после ее формирования, и о весьма вероятном изменении рудных концентраций. Рассмотрим возможные сценарии процессов, приведших к наблюдаемым соотношениям значений U–Pb-возраста и отношения 234U/238U. Фиксируемые на отдельных участках рудной залежи “древние” значения U–Pb-возраста (около 20 млн лет), сочетающиеся с избытком 234U, представляют собой результат двух последовательных и продолжительных процессов – потери общего урана и привноса 234U. Первый процесс привел к увеличению в рудном веществе отношения Pb/U и “удревнению” его U–Pb-возраста, второй – к избытку изотопа 234U. Этот существующий в настоящее время избыток 234U показывает, что процесс его привноса если и закончился, то не раньше момента времени 1 млн лет назад. Для оценки общей продолжительности этого процесса решающее значение имеет характер дискордантности значений возраста, вычисленных по изотопным отношениям 206Pb/238Uи 207Pb/235U (см. табл. 3). В значительной части образцов (7 из 11), уран которых характеризуется избытком 234U, наблюдается довольно редкое для практики U–Pb-геохронологии соотношение T(206Pb/238U) > T(207Pb/235U). Оно указывает на поступление в U–Pb-геохронологическую систему, которую представляют эти образцы, долгоживущего нуклида – члена радиоактивного семейства 238U, каким в данном случае и является 234U. Чтобы распад 234U, в свою очередь, мог обеспечить избыток радиогенного изотопа 206Pb, процесс привноса 234U должен был продолжаться в течение времени, соизмеримого с величиной определяемого возраста, в нашем случае – в течение нескольких миллионов лет.

Для объяснения дефицита234U на участках рудной залежи с низкими значениями U–Pb-изотопного возраста (менее 8 млн лет) следует предположить, что после проходившего в прошлом привноса общего урана имел место более поздний процесс потери легкоподвижного 234U.

Молодой U–Pb-возраст (8.1 и 7.1 млн лет) и высокие (1.37 и 1.49) значения K234/238 в обр. № 5 и 22 из нижней части сечения скв. 5455 и 5468 (см. табл. 3) указывают на недавний (моложе 1 млн лет), возможно современный, привнос сюда общего урана. Источниками урана, скорее всего, были ближайшие участки рудной залежи. В качестве таких источников могут рассматриваться расположенные выше породы, из которых отобраны обр. №№ 4 и 21 (см. табл. 3). В них отмечается дефицит 234U и общего урана, на что указывают низкие (меньше 1) значения K234/238 и высокие значения U–Pb-изотопного возраста.

Для обр. № 16 из нижней части сечения скв. 5461, как и для обр. № 5 и 22, получен молодой U–Pb-возраст (6.5 млн лет), что также может указывать на сравнительно недавний привнос общего урана. Однако значение K234/238 очень низкое –0.477. Дефицит 234U в этом образце может быть связан с проявлением предполагаемого молодого гидротермального воздействия, которое привело, в частности, к увеличению на этом участке содержания K2O до 8.38, что в 1.8–3.1 раза выше, чем в других образцах из исследуемого профиля (см. табл. 1). В расположенных выше образцах (№ 13–15) значения K234/238 больше 1, а U–Pb-возраст (8.0, 10.4 и 12.1 млн лет) меньше (обр. № 13 и 15) или близок (обр. № 14) к возрасту главной фазы уранового оруденения в ХРП (Голубев и др., 2013). В качестве возможного источника избыточного 234U и общего U в этой части разреза мог служить материал из нижележащей части терригенно-осадочной толщи, в котором, как показали результаты изучения образца № 16, отмечается дефицит 234U и общего U.

В других местах разреза отмечается чередование участков с дефицитом и избытком 234U. При этом не всегда увеличение содержания 234U по отношению к равновесному 234U/238U сопровождается одновременным привносом общего урана и, соответственно, уменьшением U–Pb-возраста, а дефицит 234U – одновременным выносом общего урана и увеличением U–Pb-возраста.

Значения 238U/235U, полученные по отобранным образцам, лежат в диапазоне 137.484–137.851, или 2.66‰ (см. табл. 3). Наиболее тяжелый уран со значениями δ238U от –0.68 до 0.10‰ (среднее –0.26‰) характерен для образцов из центральной части разреза, в скв. 5468. В образцах из скв. 5455 и 5461 значения δ238U варьируют в более широком диапазоне: от –1.36 до –0.28‰ (среднее –0.96‰) и от –2.56 до –0.29‰ (среднее –1.41‰) соответственно. Сопоставление графиков изменения δ238U и содержания урана в вертикальных сечениях исследуемых скважин (фиг. 6) показывает, что в скв. 5461 и 5468 направленность изменения этих двух величин от образца к образцу противоположна (исключение – интервалы 314.5–315.2 и 320.5–322.4 м в скв. 5461). Это означает, что на бoльшей части вертикального сечения с увеличением содержания урана в образцах отмечается уменьшение в них доли тяжелого 238U. В вертикальном сечении скв. 5455 направленность изменения δ238U и содержания урана такая же только в верхней части сечения. На других участках скважины изменение этих величин от образца к образцу иное: с увеличением содержания урана в образцах в них растет и доля тяжелого 238U (см. фиг. 6). Однако если в нижней части сечения эта направленность весьма отчетлива, то в средней она проявлена очень слабо. Характер изменения содержания урана, значений U–Pb-возраста и величины K234/238 в нижней части сечения скважины указывает на привнос в эту область (обр. № 5) общего урана, источником которого может рассматриваться материал вышележащих пород. Этот процесс сопровождается обогащением тяжелым изотопом 238U твердой фазы, в которую входит восстановленный уран (Чернышев и др., 20141). Аналогичные изменения содержаний урана, значений U–Pb-возраста и величины K234/238 отмечаются в верхней части сечения скв. 5455, но здесь привнос общего урана сопровождается обогащением твердой фазы легким изотопом 235U. Такая направленность фракционирования изотопов 238U и 235U может иметь следующие объяснения: 1) при последовательном отложении твердой фазы из урансодержащего раствора в нем по мере его исчерпания происходит последовательное “облегчение” изотопного состава урана; 2) в процессе замещения (растворения) ранее образовавшихся урановых фаз происходит фракционирование изотопов 238U и 235U, выражающееся в обогащении легким изотопом 235U более поздних минеральных фаз (раствора).

Фиг. 6.

Изменение изотопного отношения 238U/235U (δ238U) и содержания урана в рудном интервале скв. 5461, 5468 и 5455.

Рассмотренные здесь варианты изменения U–Pb, 238U–234U и 238U–235U изотопных систем в рудном интервале скв. 5455 в том или ином виде реализуются и в рудных интервалах скв. 5461 и 5468. Отметим, что на всех участках разреза (во всех скважинах) в нижней зоне залежи содержание легкого изотопа 235U меньше, чем в расположенной выше зоне (фиг. 7). Обеднение легким изотопом 235U нижней зоны залежи может быть связано с функционированием установленных в фундаменте региона восходящих углекислых вод. В работе (Чернышев и др., 2019) было показано, что воздействие таких вод на урансодержащие породы приводит к преимущественному выщелачиванию легкого 235U.

Фиг. 7.

Сопоставление изменений δ238U в вертикальном разрезе рудного интервала на различных участках рудной залежи № 5.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате изучения U–Pb-изотопных систем и изотопного состава урана (234U/238U и 238U/235U) серий образцов, отобранных на различных участках вертикального и поперечного сечения рудной залежи №5 месторождения Намару, установлены широкие вариации U–Pb-изотопного возраста и изотопного состава урана. Во всех образцах измеренное отношение 234U/238U отличается от равновесного, что связано как с дефицитом 234U, так и с его избытком в образцах. Значения U–Pb-возраста образцов варьируют от 6.6 до 26.1 млн лет. Минимальное из полученных значений существенно моложе возраста главной фазы уранового оруденения ХРП (около 12 млн лет (Голубев и др., 2013)), а максимальное – на 9 млн лет древнее времени начала отложения пород джилиндинской свиты (Кочкин и др., 20172), вмещающих урановую минерализацию. Характерные для рудного вещества месторождения Намару вариации значений U–Pb-возраста и отношения 234U/238U свидетельствуют о миграции урана, происходившей в рудной залежи месторождения после ее формирования, и о возможном изменении рудных концентраций. Отсюда следует, что развитие слоя многолетнемерзлых пород, перекрывших примерно 2.5 млн лет назад область питания палеодолин метеорными кислородсодержащими водами, не обеспечило предполагавшуюся (Кочкин и др., 20172) консервацию урановых руд и на месторождении имели место процессы миграции U, в том числе в течение четвертичного периода. Это может быть связано с возможным оживлением в недавнем прошлом гидродинамического режима при частичном оттаивании многолетнемерзлой зоны (Палеоклимат…, 2009; Vaks et al., 2013).

В ряде образцов с избыточным содержанием 234U значения T(206Pb/238U) больше, чем T(207Pb/ 235U). Это указывает на поступление в U–Pb-геохронологическую систему, которую представляют эти образцы, долгоживущего нуклида – члена радиоактивного семейства 238U, каким в данном случае и является 234U. Чтобы распад 234U, в свою очередь, мог обеспечить избыток радиогенного изотопа 206Pb, процесс привноса 234U должен был продолжаться в течение времени, соизмеримого с величиной определяемого возраста, в нашем случае – в течение нескольких миллионов лет.

Широкий диапазон вариаций отношения 238U/235U (137.484–137.851) на всех участках исследуемого профиля может объясняться различным положением образцов по отношению к фронту рудоотложения и сменой окислительно-восстановительных условий при продвижении этого фронта. Заметное обеднение легким изотопом 235U нижней зоны залежи может быть связано с воздействием установленных в фундаменте региона восходящих углекислых вод.

Проведенное изучение месторождения Намару, наряду с полученными ранее данными по месторождению Дыбрын (Голубев и др., 2013), показало эффективность сочетания U–Pb-изотопного датирования и определения изотопного состава урана (234U/238U и238U/235U) для оценки пострудного перераспределения урана: выноса урана из одних участков формирующейся рудной залежи и сопряженное его переотложение в других.

Список литературы

  1. Голубев В.Н., Чернышев И.В., Чугаев А.В., Еремина А.В., Баранова А.Н., Крупская В.В. U–Pb-системы и изотопный состав U в урановом месторождении “песчаникового” (палеодолинного) типа: месторождение Дыбрын, Витимский урановорудный район, Россия // Геология руд. месторождений. 2013. Т. 55. № 6. С. 467–480.

  2. Живов В.Л., Бойцов А.В., Шумилин М.В. Уран: геология, добыча, экономика. М.; ОАО “Атомредметзолото”, 2012. 301 с.

  3. Кочкин Б.Т., Тарасов Н.Н., Величкин В.И., Нестерова М.В., Новгородцев А.А., Шулик Л.С. Перераспределение железа в пострудную стадию на урановых месторождениях Хиагдинского рудного поля, Витимский район // Геология руд. месторождений. 2014. Т. 56. № 2. С. 131–147.

  4. Кочкин Б.Т., Солодов И.Н., Ганина Н.И. Рекун М.Л., Тарасов Н.Н., Шугина Г.А.,. Шулик Л.С.. Геохимические особенности рудовмещающей среды на месторождениях урана Хиагдинского рудного поля // Геология руд. месторождений. 20171. Т. 59. № 5. С. 349–362.

  5. Кочкин Б.Т., Тарасов Н.Н., Андреева О.В., Асадулин Эн.Э., Голубев В.Н. Полигенность и полихронность урановой минерализации на месторождениях Хиагдинского рудного поля (Бурятия) // Геология руд. месторождений. 20172. Т. 59. № 2. С. 124–140.

  6. Машковцев Г.А., Константинов А.К., Мигута А.К., Шумилин М.В., Щеточкин В.Н. Уран российских недр. М.: ВИМС, 2010. 850 с.

  7. Палеоклимат и палеоландшафты внетропического пространства Северного полушария. Поздний плейстоцен–голоцен. Атлас-монография. М.: ГЕОС, 2009. 120 с.

  8. Святецкий В.С., Полонянкина С.В., Ермаков А.Г. Уранодобывающая отрасль России: состояние и перспективы развития // Разведка и охрана недр. 2017. № 12. С. 22–26.

  9. Чернышев И.В., Дубинина Е.О., Голубев В.Н. Численная оценка коэффициента фракционирования изотопов урана 238U и 235U в процессе гидротермального образования настурана // Геология руд. месторождений. 20141. Т. 56. № 5. С. 355–361.

  10. Чернышев И. В., Голубев В.Н., Чугаев А.В., Баранова А.Н. Вариации изотопного отношения 238U/235U в минералах гидротермальных урановых месторождений // Геохимия. 20142. № 12. С. 1059–1078.

  11. Чернышев И.В., Голубев В.Н., Чугаев А.В., Манджиева Г.В., Гареев Б.И. Поведение изотопов 238U, 235U, 234U в процессах выветривания вулканических пород с урановой минерализацией (на примере месторождения Тулукуевское, Восточное Забайкалье) // Петрология. 2019. Т. 2. № 4. С. 446–467.

  12. Andersen M.B., Stirling C.H., S.Weyer. Uranium Isotope Fractionation // Rev. Mineral. Geochem. 2017. V. 82. P. 799–850.

  13. Basu A., Brown S.T., Christensen J.N., DePaolo D.J., Reimus P.W., Heikoop J.M., Woldegabriel G., Simmons A.M., House B.M., Hartmann M., Maher K. Isotopic and Geochemical Tracers for U(VI) Reduction and U Mobility at an in Situ Recovery U Mine // Environ. Sci. Technol. 2015. V. 49. P. 5939–5947

  14. Cheng H., Lawrence E.R., Shen C.C., Polyak V.J., AsmeromY., Woodhead J., Hellstrom J., Wang Y., Kong X., Spötl C., Wang X., Alexander Jr E.C. Improvements in 230Th dating, 230Th and 234U half-life values, and U–Th isotopic measurements by multi-collector inductively coupled plasma mass spectrometry // Earth Planet. Sci. Lett. 2013. V. 371–372. P. 82–91.

  15. Cherdyntsev, V.V. Uranium-234. Jerusalem, Israel Program for Scientific Translations, 1971. 338 p.

  16. Cuney M., Kyser K. Recent and not-so-recent developments in uranium deposits and implications for exploration // Short Course Series. Quebec City, Quebec, 2008. V. 39. 257 p.

  17. Murthy M.J., Stirling C.H., Kaltenbach A., Turner S.P., Schaefer B.F. Fractionation of 238U/235U by reduction during low temperature uranium mineralization processes // Earth Planet. Sci. Lett. 2014. V. 388. P. 306–317.

  18. Placzek C.J., Heikoop J.M., House B., Linhoff B.S., Pelizza M. Uranium isotope composition of waters from South Texas uranium ore deposits // Chem. Geol. 2016. V. 437. P. 44–55.

  19. Richter S., Eykens R., Kuhn H., Köhn H., Aregbe Y., Verbruggen A., Weyer S. New average values for the n(238U)/n(235U) isotope ratios of natural uranium standards // Int. J. Mass Spectrometry. 2010. V. 295. P. 94–97.

  20. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. P. 207–221.

  21. Steiger R.H., Jager E. Subcommission on Geochronology: convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 36. P. 359–362.

  22. Stirling C.H., Andersen M.B., Potter E.K., Halliday A.N. Low-temperature isotopic fractionation of uranium // Earth Planet Sci. Lett. 2007. V. 264. P. 208–225.

  23. Thurber, D.L. Anomalous 234U/238U in nature // J. Geophys. Res. 1962. V. 67. P. 4518–4520.

  24. Vaks A., Gutareva O.S., Breitenbach S.F.M. Avirmed E., Mason A.J., Thomas A.L., Osinzev A.V., Kononov A.M., Henderson G.M. Speleothems Reveal 500 000-year history of Siberian Permafrost // Science. 2013. V. 340. № 6129. P. 183–186.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска содержание выпуска

Геология рудных месторождений

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал