1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геология рудных месторождений
  4. T. 64, № 1, 2022

Геология рудных месторождений, 2022, T. 64, № 1, стр. 93-112

Возраст гидротермальных образований месторождения Восток (Северо-Казахстанская урановорудная провинция) по данным U–Pb (ID-TIMS), Pb–Pb, Xen–Xes, K–Ar и Rb–Sr изотопно-геохронологических методов

В. Н. Голубев a, *, И. В. Чернышев 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 06.10.2021
После доработки 27.10.2021
Принята к публикации 28.10.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Длительность процессов формирования гидротермального оруденения относится к важнейшим генетическим параметрам. Cовременный облик месторождений определяется не только процессами рудоотложения, но и последующим преобразованием руд. Особое место в геологической истории месторождений занимают процессы предварительного концентрирования рудных компонентов. При изотопно-геохронологическом изучении гидротермальных образований месторождения Восток – самого крупного среди молибден-урановых месторождений Средней Азии и Казахстана – с помощью U–Pb (ID-TIMS) метода установлено, что U–Pb изотопные системы его урановых руд отчетливо запечатлели событие, которое проходило 267 ± 7 млн лет назад. С полученной датировкой согласуются результаты изотопного датирования настурана, околорудных метасоматитов и пострудных кварц-карбонатных жил, полученные с помощью Xen–Xes, K–Ar и Rb–Sr методов. С этим событием связано образование пострудных кварц-карбонатных жил, экстракция радиогенного свинца из первичных руд (скоплений) урана и его переотложение в разновозрастных сульфидах. В результате отмеченного события первичные урановые руды месторождения Восток утратили свои U–Pb геохронометрические “метки”. Информация о возрасте первичных руд сохранилась в виде “замороженных” изотопных отношений 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb в переотложенном галените. Данные изучения изотопного состава свинца переотложенного галенита показывают, что образование первичных руд урана, послуживших источником этого свинца (или начального этапа уранового рудообразования), – 413 ± 7 млн лет. Оценка времени образования первичных руд месторождения Восток вполне согласуется с нижним пределом возраста этого процесса, который вытекает из недавно полученных (Голубев и др., 2020) U–Pb и Rb–Sr датировок вулканитов и гранит-порфиров (434–424 млн лет), вмещающих руды в Балкашинском рудном поле.

Ключевые слова: Северо-Казахстанская урановорудная провинция, U–Pb, Pb–Pb, Xen–Xes, K–Ar, Rb–Sr методы датирования, первичные урановые руды и их переотложение

ВВЕДЕНИЕ

В начале 1950-х годов в Центральной Азии был установлен ранее неизвестный тип урановых месторождений, связанных с континентальным вулканизмом. Позже месторождения аналогичного типа были открыты в породах различного возраста (от ордовикского до позднемелового) в Казахстане, Забайкалье, Монголии, Китае, США, Латинской Америке и на Дальнем Востоке (Uranium…, 1985). Особый интерес к изучению этих месторождений объясняется тем, что до последнего времени именно они определяли основной потенциал урановорудной промышленности России. В ранних публикациях урановые месторождения в континентальных вулканических поясах были описаны как месторождения “уран-молибденовой” формации или как “месторождения в вулканических депрессиях” (Геология месторождений…, 1966; Гидротермальные месторождения…, 1978). Пространственная приуроченность этой группы урановых месторождений к выходам вулканических пород дала основание для развития представлений о характере связи вулканизма и уранового рудообразования. Месторождение Восток, изотопному датированию которого посвящена настоящая работа, – типичный представитель месторождений “уран-молибденовой” формации. Оно “…является самым значительным объектом среди молибден-урановых месторождений Средней Азии и Казахстана” (Урановые и молибден-урановые…, 2012).

Датирование урановой минерализации этих месторождений осложняется тем, что их основные промышленные руды, сложенные настураном, как правило, характеризуются тонкой минеральной неоднородностью, которая определяется либо наличием включений неурановых минералов в урановой матрице, либо многофазностью самой урановой матрицы. В пределах сравнительно небольших объемов рудных прожилков обычно встречаются различные урановые минералы и их генерации (Дымков, 1973; Дымкова и др., 1983; Рябева, 1982; Текстуры и структуры…, 1977). Их отложение может быть связано с разными стадиями гидротермального минералообразования (Голубев и др., 2008) или даже с разными процессами (Чернышев и др., 2019). Интервал времени, разделяющий отложение разных генераций и фаз урановых минералов в одних случаях практически не превышает погрешность измеренного U–Pb возраста (первые миллионы лет) (Андерсон и др., 1988), а в других – составляет несколько десятков или даже сотен миллионов лет (Hills, Richards, 1976; Голубев и др., 1983; Андерсон и др., 1983; Golubev et al., 2006; Голубев и др., 2008).

Неоднородность урановых руд может возникать как в процессе их формирования, так и в результате эпигенетического преобразования. Она отражает сложность геохимической истории руд и во многом предопределяет их изотопную неоднородность. Неоднородность может быть следствием изменения состава минералообразующих растворов в процессе первичного отложения настурана (сингенетическая неоднородность) или возникать в результате его последующего преобразования (эпигенетическая неоднородность). Опыт наших ранних исследований показал, что существует корреляция изотопных данных с оптически контролируемой минералогической неоднородностью урановых руд (Чернышев, 1978; Чернышев и др., 1983; Голубев и др., 1983; Чернышев, Голубев, 1996; Голубев и др. 2000). Для понимания причин изотопной гетерогенности урановых руд важное значение имеют результаты изучения тонкой, слабо проявленной минералогической неоднородности настурана, которая, как правило, обусловлена вариациями элементного состава минерала (Голубев и др., 2008; Голубев, 2011). Она часто не находит отчетливого отражения в его оптических характеристиках, а устанавливается только при изучении образцов с помощью высокоразрешающих электронных микроскопов.

В ряде случаев разброс изотопных дат связан с присутствием в исследуемых образцах тонких включений свинецсодержащих минералов (сульфидов, селенидов, теллуридов, оксидов), обогащенных радиогенными изотопами 206Pb и 207Pb. Данные об изотопном составе таких минералов имеют ключевое значение при оценке возможных источников вещества. Принципиально возможны два источника радиогенной компоненты свинца в этих минералах: 1) эндогенный, участвовавший в формировании урановой минерализации; 2) собственно урановые минералы месторождения, в которых, спустя определенный промежуток времени после их отложения, произошло перераспределение накопленного радиогенного свинца. При этом экстракция радиогенного свинца могла происходить в течение последующих стадий гидротермального процесса или в результате проявления нового этапа гидротермальной деятельности через значительный промежуток времени. В общем случае на каждой стадии гидротермального процесса возможно появление радиогенного свинца из различных источников.

О наличии самостоятельных минеральных фаз радиогенного свинца в урановых смолках упоминалось еще в работе (Eckelman, Kulp, 1957). Это явление было интерпретировано как результат экстракции и переотложения свинца, накопленного в урановых минералах, и послужило основой для определения времени метаморфизма и преобразования урановых руд. Последующие изотопно-геохронологические работы (Koeppel, 1968; Hills, Richrds, 1976), в частности наши исследования урановых месторождений (Чернышев, Голубев, 1996; Golubev, Chernyshev, 2003; Голубев, Чернышев, 2003; Голубев и др., 2008; Чернышев и др., 2017), показали широкий масштаб и разнообразие указанного явления. Эта особенность поведения изотопов свинца на урановых месторождениях, отражая нарушенность U–Pb систем оксидов урана, осложняет их изотопное датирование. В то же время, при постановке детального U–Pb и Pb–Pb изучения конкретных месторождений, указанное явление может служить источником ценной геохронологической и генетической информации. От определения причин возникновения и источников радиогенного свинца в таких фазах решающим образом зависит геохронологическая интерпретация результатов U–Pb изотопного изучения руд.

Оценка возраста уранового оруденения в Северо-Казахстанской рудной провинции, в том числе на месторождениях Балкашинского рудного поля (БРП), в пределах которого находится месторождение Восток, основана на соотношении руд или рудосопровождающих гидротермальных образований с разновозрастными породами. Определение нижней возрастной границы урановорудного процесса базируется на фактах локализации некоторых рудных тел Балкашинского и Тушинского месторождений в кварцевых порфирах и фельзитах – наиболее поздних магматических образованиях этой территории. Возраст этих пород, вплоть до недавнего времени считали ранне-среднедевонским (Урановые и молибден-урановые…, 2012). Однако согласно результатам U–Pb-, Rb–Sr- и K–Ar-датирования, опубликованным в работе (Голубев и др., 2020), возраст кварцевых порфиров и фельзитов отвечает границе раннего и позднего силура (кварцевые порфиры) и позднему силуру (фельзиты). Верхняя возрастная граница урановорудного процесса – не моложе позднего девона – определяется тем, что в нижнекаменноугольных и более молодых отложениях не установлены гидротермальные изменения, характерные для всех урановорудных полей Северного Казахстана. Отсюда следует, что образование урановых руд в БРП и конкретно на месторождении Восток могло проходить не раньше позднего силура и не позже позднего девона. Представленные в настоящей работе результаты изотопно-геохронологического изучения (U–Pb (ID-TIMS), Pb–Pb, Xen–Xes, K–Ar и Rb–Sr) гидротермальных образований на месторождении Восток свидетельствуют о его сложном и длительном формировании.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ БАЛКАШИНСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ И МЕСТОРОЖДЕНИЯ ВОСТОК

Балкашинское рудное поле (БРП) расположено между двумя крупными геологическими блоками – Кокчетавским кристаллическим массивом и Калмыккульским синклинорием. Геологическим изучением этого района занимались Е.П. Сонюшкин, Б.А. Масягутов, Б.И. Омельяненко, Г.А. Ведешкин, С.И. Дарвин, Г.П. Полуаршинов и другие геологи. Результаты их исследований обобщены в монографии (Урановые и молибден-урановые…, 2012), в которой также охарактеризованы гидротермальные образования БРП. Территория рудного поля представляет собой полосу северо-западного простирания, протягивающуюся на 15 км (фиг. 1). Она примыкает к юго-западной границе Новокронштадской наложенной мульды, выполненной вулканогенными, вулканогенно-осадочными породами и красноцветными конгломератами с прослоями песчаников. Мульда приурочена к узлу пересечения Балапанского (или Главного северо-западного) и Порфиритового разломов с Кутунгузской зоной меридиональных разломов. Часть мульды, ограниченная этими разломами, образует кальдеру проседания. Самые древние породы в пределах рудного поля находятся в его северо-западной части. Они представлены двумя толщами ранне-среднеордовикского возраста: терригенной (песчаники, алевролиты и аргиллиты) и кремнисто-яшмовой (кремнистые сланцы, яшмы и яшмокварциты). Юго-западную часть рудного поля занимают терригенно-осадочные флишеподобные средне-верхнеордовикские отложения. Среди них выделяют нижнюю (аргиллитовую) и верхнюю (песчаниковую) толщи. Широко развитые в районе рудного поля породы позднеордовикского Зерендинского магматического комплекса представлены гранитоидами главной фазы, а также диоритами, габбро и габбродиоритами ранней фазы.

Фиг. 1.

Схематическая геологическая карта Балкашинского рудного поля. Составлена по материалам РУ-1 ЦГХК и Б.А. Масягутова; c учетом данных работы (Голубев и др., 2020). 1 – красноцветные конгломераты с прослоями песчаников, D2–3; 2 – фельзиты, S2; 3 – кварцевые порфиры, S1–2; 4 – туфы, туфоконгломераты и туфопесчаники; 5 – красноцветные конгломераты и песчаники; 6 – гранитоиды главной фазы Зерендинского магматического комплекса, O3–S1; 7 – диориты, габбро и габбродиориты ранней фазы Зерендинского магматического комплекса, O3–S1; 8 – аргиллиты, алевролиты и песчаники, O2–3; 9 – кремнисто-терригенные толщи, O1–2; 10 – разрывные нарушения: I–I – Балапанский (Главный северо-западный) разлом, II–II – Порфиритовый разлом, III–III – Флюоритовый разлом, IV–IV – Кутунгузский разлом, V-V – Фельзитовый разлом. 11 – месторождения урана: мелкие (а) и крупные (б); 1 – Балкашинское, 2 – Восток, 3 – Звездное, 4 – Тушинское.

Пространственно основные месторождения БРП связаны с краевой юго-западной частью Новокронштадтской мульды и тяготеют к зонам крупных разрывных нарушений (см. фиг. 1). Рудные тела сосредоточены в терригенно-осадочных средне-верхнеордовикских отложениях (месторождения Восток, Звездное и северная часть Тушинского месторождения) и в вулканогенных породах, выполняющих мульду (месторождения Балкашинское и Центральная часть Тушинского).

Месторождение Восток приурочено к участку усложнения морфологии Балапанского разлома, которое вызвано изменением его простирания и падения. На месторождении известны две рудные залежи: Главная и Северо-Западная, которые имеют единый корень на глубине около 700 м от поверхности. Залежи контактируют с основным швом Балапанского разлома и располагаются в его висячем боку, в ордовикской аргиллитовой толще. Они представляют собой совокупность множества мелких прожилков настурана, приуроченных к трещинам различной ориентировки и происхождения. Большинство настурановых прожилков развивается по плоскостям сланцеватости.

ГИДРОТЕРМАЛЬНОЕ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЕ НА МЕСТОРОЖДЕНИИ ВОСТОК

Гидротермальный процесс в БРП начался с метасоматического изменения пород – березитизации. Она широко захватила ордовикские флишоидные породы, вызвав наиболее интенсивные изменения этих пород в зонах рассланцевания вблизи Балапанского разлома. По другую сторону разлома в красноцветных грубообломочных и вулканогенных породах изменения проявлены только непосредственно у контакта с разломом, затухая на расстоянии около 20 м от него. Внутренние зоны березитизированных пород состоят преимущественно из серицита и карбоната с небольшим количеством кварца.

Послеберезитовые гидротермальные образования по составу, формам и последовательности выделения (отложения) делятся на четыре группы: 1 – пиритовые и кварц-карбонат-пиритовые прожилки; 2 – настурановые и настуран-карбонатные прожилки; 3 – анкеритовые жилы и брекчии; 4 – кварц-карбонатные жилы. Представленная на фиг. 2 схема последовательности минералообразования на месторождении Восток составлена на основании детальных минералогических исследований, проводившихся Ю.М. Дымковым, Н.И. Волковым и А.В. Тимофеевым (Дымков и др., 1974; Текстуры и структуры…, 1977; Урановые и молибден-урановые…, 2012), а также результатов собственных наблюдений авторов настоящей статьи.

Фиг. 2.

Схема последовательности минералообразования на месторождении Восток.

Рассмотренные ниже минеральные ассоциации характеризуют лишь отдельные эпизоды процесса минералообразования на месторождении Восток. Такая фрагментарность изложения объясняется тем, что задача авторов – показать, какое положение в относительной последовательности формирования минералов занимают те из них, по которым выполнялось настоящее изотопное исследование.

Один из главных минералов пиритовой стадии – пирит 1 (цифрой здесь и далее обозначены генерации минерала), образующий мономинеральные прожилки и гнездообразные выделения в доломите 1. Промышленные концентрации рудных минералов связаны со следующей, настурановой стадией минералообразования. Отложение рудных прожилков сопровождалось развитием в породах флишоидной толщи Ca–Fe–Mg-карбонатов и хлоритов. Настурановые прожилки чаще всего ориентированы по сланцеватости пород. Их мощность обычно не превышает 1.5 см, протяженность колеблется от десятков сантиметров до первых метров. Прожилки другой ориентировки имеют прихотливую форму и резко изменяющуюся мощность (от первых миллиметров до 2 см). Их протяженность, как правило, не более 1.5 м. Основные промышленные руды месторождения представлены настураном 1 и настураном 2. Настуран 1 тесно ассоциирует со сложным сульфидом молибдена (Mo-сульфид), в котором отмечаются высокие содержания Fe и Pb (табл. 1), образуя с ним агрегаты мозаичного облика (фиг. 3а). Соотношение этих фаз даже в пределах одного прожилка может меняться в очень широком диапазоне. Участки с различным соотношением настурана 1 и Mo-сульфида обычно ориентированы параллельно зальбандам прожилков. Рентгеновская дифракционная картина Mo-сульфида очень расплывчата: наиболее характерные для молибденита линии лишь едва намечаются. Особенности состава и структуры этого минерала не позволяют идентифицировать его с молибденитом в том понимании, которое дается в справочной литературе. Сульфидам молибдена близкого состава с несовершенной решеткой даются разные названия: иордизит (Meixner, 1950; Stamples, 1951); фемолит (Скворцова и др., 1964; Дара и др., 1977); железистый молибденит (Мельников и др., 1978).

Таблица 1.  

Результаты определения состава Мо-сульфида из урановых руд с месторождения Восток

№ образца и место его отбора Точка
опробования 		Содержание, % ат.
As Fe Mo S Pb U Ca Сумма
V-698/1
Гор. +180, орт 321 		1 0.77 8.91 26.87 60.11 2.64 0.02 0.49 99.81
2 1.11 10.28 26.09 59.50 2.27 0.07 0.46 99.78
3 1.11 9.54 26.52 59.84 2.27 0.08 0.41 99.77
4 0.76 9.08 27.28 60.04 2.29 0.01 0.38 99.84
5 0.68 9.20 25.60 60.84 3.00 0.01 0.45 99.78
6 0.78 11.42 25.64 59.83 1.43 0.28 0.40 99.78
7 1.02 9.39 26.86 60.49 1.75 0.03 0.25 99.79
8 0.58 13.83 24.53 59.05 1.26 0.03 0.34 99.62
V-969/578
Скв. 969,
инт 578 м 		13 0.84 9.27 27.07 61.05 1.03 0.15 0.33 99.75
14 0.89 9.16 27.08 61.54 0.88 0.00 0.27 99.82
15 0.89 9.14 27.41 60.98 1.05 0.01 0.34 99.81
16 0.80 9.93 26.28 61.63 0.88 0.00 0.27 99.80
17 0.85 9.43 26.57 61.77 0.90 0.01 0.23 99.76
18 0.85 9.21 27.36 61.24 0.73 0.00 0.40 99.79
19 0.80 9.37 27.60 60.80 0.76 0.00 0.46 99.80
V-902/1
Гор. +30, орт 607 		21 1.26 6.89 26.68 61.29 3.33 0.03 0.37 99.85
22 1.14 6.01 27.46 61.74 3.06 0.04 0.46 99.90
24 1.41 7.16 26.07 61.47 3.17 0.19 0.39 99.85
25 1.52 5.38 26.32 60.93 4.38 0.37 0.90 99.80
26 1.25 5.10 25.51 62.27 4.96 0.09 0.43 99.63

Примечание. Изучение образцов проводили в ИГЕМ РАН на электронном микрозонде JXA 8200 (аналитик В.И. Таскаев).

Фиг. 3.

Строение настурановых прожилков. а – мозаичная структура настуран-Мо-сульфидного агрегата: Nt – настуран, Мo – Мо-сульфид; б – почковидные корки настурана 2 (Nt 2) нарастают на настуран 1 (Nt 1) и пересекают его.

На настуран 1 нарастает и пересекает его настуран 2, чаще всего не содержащий Мо-сульфид (фиг. 3б). Настуран 2 тесно ассоциирует с хлоритом, который выполняет трещинки усадки в настуране 2 и частично внутренние зоны его прожилков, имеющих симметричное строение. В тех же трещинках, наряду с хлоритом, отмечаются редкие мелкие выделения галенита 2, сфалерита и твердого битума. В самом же настуране 2 галенит (галенит 1) на отдельных участках образует тонкую вкрапленность. Отложением настурана 2 завершилось формирование основных рудных концентраций на месторождении Восток. Дальнейшее развитие гидротермального процесса привело к образованию карбонатных и кварц-карбонатных жил и прожилков и частичному переотложению в них урана.

Наиболее раннее (после образования настурана 2) отложение минералов урана связано с развитием анкерита буровато-зеленых и бурых оттенков, которое проходило в течение карбонатной стадии гидротермального процесса. На участках пересечения и замещения анкеритом рудных прожилков в нем отмечается настуран 3, который формирует тонкие (не более 0.02 мм) выделения в интерстициях зерен анкерита (фиг. 4). Характер развития настурана 3 дает основание считать, что его образование связано с процессом переотложения настурана первых двух генераций. На отдельных участках настуран 3 представлен более крупными (до 0.1 мм) стяжениями неправильной формы. В местах пересечения рудных прожилков анкеритом в последнем неоднократно были установлены мелкие (не более 0.05 мм) выделения галенита 3. На других участках галенит в этом анкерите не встречен. Отмеченный характер локализации галенита 3 дает основание считать, что он образовался преимущественно из свинца, экстрагированного из урановых минералов.

Фиг. 4.

Развитие настурана 3 (Nt 3) на участке замещения настурана 2 (Nt 2) бурым анкеритом (Ank).

Гидротермальная деятельность на месторождении Восток завершилась образованием многочисленных кварц-карбонатных жил, линз и прожилков. Одними из первых в этот период гидротермальной деятельности формировались кварц-карбонатные жилы со слюдистыми минералами. Жилы весьма разнообразны по размерам, форме и ориентировке. Мощность их может достигать 20–25 см, а протяженность (в случае развития вдоль крупных нарушений) – нескольких метров. Однако чаще всего размеры почти на порядок меньше. Вслед за кварц-карбонат-слюдистыми жилами формировались жилы и прожилки, сложенные розовым анкеритом и кварцем. В призальбандовых зонах этих образований, на участках пересечения ими рудных зон, встречаются относительно редкие включения галенита 4, размер которых не превышает 1.5 мм.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Изотопно-геохронологическое изучение гидротермальных образований месторождения Восток U–Pb, Rb–Sr и K–Ar методами в рамках настоящей работы проводили в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН при участии А.А. Агаповой, М.М. Аракелянц, Э.Д. Баировой, Ю.В. Гольцмана, А.В. Ереминой, В.А. Троицкого и Н.К. Щербининой.

U–Pb (ID-TIMS) метод

Анализировали микропробы настурана массой 1–15 мкг, которые при оптическом контроле выделяли с поверхности полированных шлифов с помощью алмазных и твердосплавных инструментов (табл. 2).

Таблица 2.  

Результаты U–Pb изотопного изучения проб настурана из образцов, отобранных в подземных горных выработках месторождения Восток

№ образца и место его отбора № пробы Изотопные отношения
206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb 238U/204Pb 235U /204Pb
V-661/1
Гор. +180, орт 323 		3 1109 74.5 38.521 18921 137.3
2 943 67.1 38.299 15179 110.1
4 1847 114.6 38.490 37229 270.2
1 778 58.0 38.476 10 984 79.7
V-787/1
Гор. +130, орт 408 		1 3328 194.9 38.211 70 498 511.6
2 450 40.6 38.453 2499 18.1
3 2309 139.4 38.263 45 144 327.6
5 2124 129.4 38.333 41 817 303.5
6 2649 159.1 38.612 54 235 393.6
V-698/1
Гор. +180, орт 321 		01 5842 330.5 38.531 109 962 797.9
02 6581 372.8 38.097 152 204 1104.5
04 1753 114.4 38.292 16 742 121.5
05 2260 136.6 42.409 49 315 357.9
08 19 005 1019.1 38.311 431 082 3128.2
06 7753 437.2 38.732 192 129 1394.2
07 9096 496.9 38.524 209 451 1519.9
1-1 1595 102.1 38.301 15 525 112.7
1-2 7753 424.9 37.989 169 782 1232.0
1-3 6749 380.0 38.882 134 550 976.4
1-4 11 412 630.3 38.501 262 464 1904.6
1-6 19 369 1037.7 39.183 428 006 3105.9
V-783/1
Гор. +80, орт 529 		2 1302 84.4 38.512 26 165 189.9
1 1384 88.4 38.320 28 189 204.6
5 490 42.1 38.726 6782 49.2
3 1172 77.9 38.391 22 714 164.8
6 221 27.6 38.590 469 3.4

Разложение проб проводили в концентрированной HNO3 при температуре около 60°C. Из полученного раствора отбирали две аликвоты: 1 – для определения содержаний U и Pb методом изотопного разбавления с использованием смешанного трасера 235U + 208Pb; 2 – для измерений изотопного состава общего Pb. В аликвоту для определения содержаний U и Pb трасер добавляли до хроматографического выделения элементов. Для масс-спектрометрического анализа исследуемые элементы выделяли на анионите BIO-RAD AG 1 × 8, 200–400 меш. Суммарный уровень лабораторного фона при химической подготовке образцов не превышал 0.1 нг для Pb, и 0.05 нг для U.

Изотопный анализ выполняли на термоионизационных масс-спектрометрах МИ-1320 и Sector 54. Для измерения урана на масс-спектрометре МИ-1320 использовали двухленточный режим с вольфрамовым испарителем и рениевым ионизатором, а на масс-спектрометре Sector 54 – трехленточный режим с двумя танталовыми испарителями и рениевым ионизатором. Анализ изотопного состава свинца на обоих масс-спектрометрах проводился в одноленточном режиме с силикагелевым активатором на рениевой подложке. Коррекция на масс-фракционирование изотопов свинца велась по результатам систематического анализа стандартного образца свинца SRM 981. Корректирующий фактор составил 1.0008 на единицу разности масс изотопов свинца. Правильность конечных результатов контролировали по данным анализов международных стандартных образцов Pb (SRM 983 и SRM 981) и U (U 500) Национального института стандартов и технологий (США). Итоговая погрешность определения отношений 206Pb/238U и 207Pb/235U не превышала 0.6 и 0.7% соответственно, а 238U/204Pb и 235U/204Pb – 1%. Погрешности отвечают 95-процентному доверительному уровню. Обработка экспериментальных данных проводилась по программам PbDAT и ISOPLOT (Ludwig, 1991; Ludwig, 2003). В геохронологических расчетах использовали значения констант, рекомендованные Международной подкомиссией по геохронологии МГК (Steiger, Jager, 1977).

Rb–Sr метод

Разложение проб силикатных пород и минералов проводили в растворе смеси концентрированных HF и HNO3 в соотношении 5 : 1 в присутствии смешанного трасера 85Rb + 84Sr. Хроматографическое выделение Rb и Sr выполняли с использованием ионнообменной смолы DOWEX 50×8. Для изотопного анализа рубидия использовали двухленточный источник ионов. Испарителем и ионизатором служили ленточки из тантала. При изотопном анализе стронция использовали одноленточный режим ионизации на окисленном тантале, что позволило практически исключить влияние фонового тока рубидия на получаемые результаты. Измерения начинали после спада интенсивности ионного тока рубидия до уровня, соответствующего вкладу 87Rb в 87Sr менее 0.002%. Рабочая температура измерений 1350–1400°С. Суммарный уровень лабораторного фона при химической подготовке образцов не превышал10 пг для Rb, и 150 пг для Sr. Воспроизводимость результатов измерения отношения 87Sr/86Sr (2ϭ) не превышала 0.005%. Измеренные значения приводили к результатам текущих анализов стандартного образца Sr SRM-987.

K–Ar метод

Содержание радиогенного аргона определяли методом изотопного разбавления с применением в качестве трасера моноизотопа 38Ar. Выделение и очистку аргона из образцов проводили с помощью выделительной установки АУ-4М. Изотопный анализ аргона выполняли на масс-спектрометре МИ-1201. Примесь воздушного 40Ar в опытах составляла 20–30% от общего количества 40Ar. Точность измерений аргона контролировали измерением содержания аргона в эталонных пробах, а также измерением изотопного состава воздушного аргона. Содержание калия определяли методом пламенной фотометрии. Точность определения K–Ar возраста, зависевшая от особенностей образца и условий анализа для конкретных образцов, приведена в табл. 5.

Xes–Xen метод

Определения Xes–Xen методом возраста настурана из месторождения Восток были выполнены А.П. Мешиком в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского. Физические основы и методика определения возраста урансодержащих минералов Xes–Xen методом изложены в работе (Shukolukov, Meshic, 1987). Средняя случайная погрешность измерения изотопных отношений для количеств ксенона ~ 10–11 см3 составляла 0.5%. Для учета систематической погрешности, вызванной изотопной масс-дискриминацией в источнике ионов, применялся газовый эталон Xe атмосферного изотопного состава.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

U–Pb изотопные системы урановых руд

Изотопное датирование настурана первой и второй генераций существенно осложнялось отсутствием возможности извлечения их в чистом виде. Как уже отмечалось, с ними постоянно ассоциируют сульфиды (Мо-сульфид и галенит) и довольно часто – переотложенные настуран 3 и настуран 4. Последние характеризуются низкими значениями отношения Pb/U, отвечающими кайнозойскому возрасту. Что касается сульфидов, то результаты изотопного U–Pb изучения проб настурана с различной примесью этих минералов показали, что чем больше их содержание в пробе, тем выше ее изотопный возраст (фиг. 5). Из этого следует, что сульфиды из гидротермальных образований месторождения содержат аномальный по составу (обогащенный радиогенными изотопами 206Рb и 207Рb) свинец. Переотложенный настуран присутствует, главным образом, на участках развития более поздних карбонатов, поэтому исключить его попадание в пробы можно было путем локальной отборки монолитных микрообъемов настурана. Сульфиды же находятся непосредственно в настурановой матрице, поэтому невозможно избежать их присутствия даже при локальном отборе проб. При этом можно добиться лишь некоторой степени чистоты проб настурана в отношении примесного свинца, присутствующего в пробах в виде сульфидов, но полностью освободиться от его присутствия не удается.

Фиг. 5.

Зависимость значений U–Pb изотопного возраста локальных проб от соотношения в них настурана и Мо-сульфида, выраженное через элементное отношение U/Mo. Результаты изучения индивидуальных образцов: а) обр. V-661/1; б) обр. V-698/1; в) обр. V-787/1.

Необходимые для геохронологичеcких расчетов данные измерений изотопного состава общего Pb и отношения Pb/U, полученные по 24 локальным микропробам, выделенным из четырех образцов настурана, приведены в табл. 2.

С целью исключить или минимизировать искажения изотопного возраста настурановой фазы за счет присутствия сульфидов проводилась изохронная графико-аналитическая модельная обработка изотопных данных в координатах 238U/204Pb–206Pb/204Pb и 235U/204Pb–207Pb/204Pb, что, по сути дела, представляет собой один из способов коррекции возраста на примесный свинец. Правильность определения возраста настурана и изотопного состава примесного свинца связана с выполнением следующих условий модели: 1) одновозрастность настурана в серии проб, объединяемых изохроной; 2) замкнутость объема U–Pb системы проб с момента кристаллизации настурана и заключенного в нем свинецсодержащего минерала; 3) пробы имеют различное содержание примесного свинца; 4) изотопный состав примесного свинца одинаков в серии проб, объединяемых изохроной.

Рассмотрим выполнимость перечисленных условий изохронной модели применительно к исследуемым образцам.

1. По минералогическим данным настуран первых двух генераций формировался в течение одной стадии минералообразования. Согласно существующим оценкам и расчетам, длительность стадии гидротермального процесса может составлять от нескольких тысяч до одного млн лет (Рундквист и др., 1971; Кигай, 1979; Голубев, 1981; Henry et al., 1997; Leavitt et al., 2004), т.е. она существенно меньше или сопоставима с аналитической погрешностью изотопного датирования. Следовательно, изотопными методами минералы одной стадии будут определяться как одновозрастные. Это позволяет считать, что при датировании первых двух генераций настурана первое условие изохронной модели выполняется.

2. В качестве свидетельства выполнимости второго условия, по-видимому, можно рассматривать данные определения отношения Pb/U в настуране первой и второй генераций, полученные с помощью электронного микрозонда. Это отношение для замкнутых или в равной степени (в том числе и полностью) “омоложенных” в какое-то время и впоследствии замкнутых U–Pb систем должно оставаться постоянным в любых точках настурана. В подавляющей части изученных на микрозонде полированных шлифов величина Pb/U в настуранах первой и второй генераций варьировала в сравнительно узком интервале – 0.043–0.054 (табл. 3).

Таблица 3.  

Результаты микрозондового анализа микрообъемов настуранов ранних генераций месторождения Восток

Генерация настурана   Содержание, мас. % Pb/U (ат.) Оценка возраста, млн лет
U Pb
Образец 698/1
1 81.3 3.30 0.047 280
1 80.9 3.38 0.048 290
1 80.7 3.66 0.052 310
2 81.1 3.25 0.046 280
2 82.1 3.04 0.043 260
2 81.8 3.01 0.043 260
2 82.4 3.34 0.047 280
2 80.3 3.61 0.052 310
2 81.7 3.30 0.047 280
2 81.4 3.39 0.048 290
2 83.0 3.46 0.048 290
2 81.5 3.48 0.049 300
Образец 661/1
1 85.5 3.90 0.053 320
1 82.7 3.64 0.051 310
2 85.9 3.85 0.052 310
2 83.6 3.11 0.043 260
2 85.4 3.90 0.053 320
Образец 783/1
2 82.9 3.09 0.043 260
2 84.9 3.55 0.048 290
2 81.9 3.21 0.045 270
2 82.7 3.23 0.045 270
Образец 787/1
2 84.0 3.39 0.047 280
2 80.3 3.50 0.050 300
2 81.1 3.76 0.054 320

Эти вариации могут объясняться как аналитической погрешностью, так и возможным присутствием в пределах анализируемых участков настурана плохо различимых включений свинецсодержащих сульфидов. Согласно данным, полученным нами при изучении уранинитовой минерализации, в минералах с открытой уран-свинцовой системой соотношение Pb/U весьма существенно отличается не только в разных образцах, но и в пределах единичных кристаллов (Голубев и др., 1983). В табл. 3 приведена также оценка U–Pb возраста исследуемых микрообъемов настурана, сделанная в предположении, что весь свинец, установленный в них с помощью микрозонда, является радиогенным. Очевидно, что полученный таким образом возраст должен быть выше U–Pb изотопного возраста того же микрообъема настурана, поскольку при расчетах не учитывается примесный свинец. Как видно из табл. 3, значения возраста, рассчитанные по соотношению общих количеств свинца и урана, не превышают 320 млн лет и практически одинаковы для настурана первой и второй генераций. Приведенные данные позволяют считать, что второе условие изохронной модели выполняется.

3. Основная доля примесного свинца в пробах настурана с месторождения Восток содержится в ассоциирующих с настураном сульфидах, поэтому выполнение третьего условия достигалось отборкой в каждом из образцов проб с различной примесью Mo-сульфида и галенита.

4. С целью сведения к минимуму возможных различий в изотопном составе примесного свинца в пробах настурана их отборка для каждой изохронной серии проводилась из отдельно взятого образца, характеризующего лишь небольшой участок настуранового прожилка. Вместе с тем, сами образцы были отобраны из различных прожилков на разных горизонтах месторождения. Таким образом, было получено четыре серии проб из образцов V-661/1, V-698/1, V-783/1 и V-787/1. Вопрос о постоянстве изотопного состава примесного свинца и, следовательно, соблюдении четвертого условия изохронной модели в каждой из этих серий обсуждается ниже при рассмотрении аналитических данных. В выбранных для изотопных исследований образцах на небольших участках (не более 1 см2) отмечено наиболее контрастное распределение свинецсодержащих сульфидов в настуране.

Хорошее соответствие экспериментальных точек проб из образцов V-661/1, V-783/1 и V-787/1 линиям регрессии на U–Pb диаграммах (фиг. 6) выражается в низких значениях СКВО (от 0.97 до 4.3), что позволяет говорить о выполнимости для них последнего условия модели, а сами линии регрессии рассматривать как изохроны. Отвечающие им значения возраста находятся в диапазоне 258–279 млн лет. Разброс значений изотопного возраста для изохрон не выходит за пределы суммы погрешностей значений T(206Pb/238U) и T(207Pb/235U). Хорошее согласие результатов по изохронам 238U/204Pb–206Pb/204Pb и 235U/204Pb–207Pb/204Pb, то есть по двум разным U–Pb системам, – важный аргумент в пользу того, что полученные датировки отражают время проявления реального геологического события. Среднее значение возраста, рассчитанное с использованием данных по шести изохронам для этих образцов, составляет 267 ± 7 млн лет. Значения отношений 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb в примесном свинце, определяемые по пересечению изохрон с осью ординат, существенно выше, чем в обыкновенном свинце. Следовательно, основная часть (более 50%) в изотопном составе примесного свинца, который сосредоточен преимущественно в ассоциирующих с настураном сульфидах, представлена радиогенной компонентой. Результаты прямых измерений изотопного состава свинца галенитов в образцах V-661/1, V-783/1 и V-787/1, приведенные в табл. 4, хорошо согласуются с изотопными отношениями 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb в примесном свинце настурана (по данным изохронных расчетов), что может рассматриваться как дополнительный признак соблюдения четвертого условия модели.

Фиг. 6.

Диаграммы изотопных отношений 238U/204Pb–206Pb/204Pb и 235U/204Pb–207Pb/204Pb для проб урановых минералов из образцов V-661/1 (а, б), V-783/1 (в, г), V-787/1 (д, е) и V-698/1 (ж, з).

Таблица 4.  

Результаты изотопного анализа свинца галенитов (галенит 3)

№ образца Индекс пробы Изотопные отношения Pb в галенитах (галенит 3) Изотопные отношения Pb в примесном свинце настурана по данным изохронных построений
206Pb/204Pb ± 2δ 207Pb/204Pb ± 2δ 206Pb/204Pb ± 2δ 207Pb/204Pb ± 2δ
V-661/1 1л 326 ± 3 34.6 ± 0.3 327 ± 12 34.40 ± 0.76
1н 326 ± 1 34.6 ± 0.2
V-787/1 4б 340.2 ± 0.4 35.56 ± 0.05 351 ± 7 34.86 ± 0.30
4б-2 341.1 ± 0.3 35.67 ± 0.04
V-783/1 1а 194.7 ± 0.7 26.54 ± 0.14 201.5 ± 1.3 26.84 ± 0.77
V-698/1 1г 1251 ± 3 92.08 ± 0.21 585 ± 580 53 ± 29
1в 1273 ± 5 93.41 ± 0.36
2a-1 717.3 ± 1.2 58.59 ± 0.14
2a-2 834.4 ± 3.4 66.70 ± 0.27
2 864.3 ± 6.5 68.33 ± 0.49
Таблица 5.  

Результаты K–Ar и Rb–Sr датирования гидротермальных слюдистых минералов Балкашинского рудного поля

№ пробы Содержание Возраст, млн лет
K, % Ar, нг/г Rb, ppm Sr, ppm 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr K–Ar Rb–Sr
Метасоматиты
112 3.35 ± 0.04 65.6 ± 1.4 – – – – 264 ± 12 –
69 3.23 ± 0.04 68.4 ± 1.4 – – – – 283 ± 12 –
108 3.43 ± 0.04 71.2 ± 1.5 – – – – 279 ± 12 –
878 3.19 ± 0.04 65.8 ± 1.4 – – – – 275 ± 10 –
94 3.76 ± 0.06 76.5 ± 1.5 – – – – 273 ± 12 –
121 4.84 ± 0.05 97.2 ± 2.0 – – – – 268 ± 10 –
698/1 0.77 ± 0.04 14.7 ± 0.7 – – – – 256 ± 12 –
Поздние жилы
136 8.61 ± 0.07 178.5 ± 3.0 306 9.18 94.4 ± 0.3 1.06331 ± 0.00007 272 ± 9 262 ± 2
874 9.05 ± 0.08 183 ± 3 1028 42.6 71.9 ± 0.6 1.00116 ± 0.00030 270 ± 10 278 ± 3
875 7.60 ± 0.06 152 ± 3 910 5.76 575.6 ± 0.7 2.94952 ± 0.00044 268 ± 10 273 ± 1

Примечание. По метасоматитам Rb–Sr датирование не проводили.

На U–Pb диаграммах, построенных для проб из образца V-698/1 (фиг. 6ж, з), прямые, аппроксимирующие экспериментальные точки, отвечают значениям возраста 268 ± 16 и 272 ± 14 млн лет. Эти значения находятся в том же интервале, который определяет возраст образцов V-661/1, V-783/1 и V-787/1. Однако указанные прямые имеют очень большую погрешность аппроксимации (СКВО равен 248 и 261 соответственно), а изотопные отношения 206Pb/204Pb и207Pb/204Pb в разных пробах галенита из этого образца существенно отличаются (см. табл. 4). Доля радиогенной компоненты в изотопном составе свинца галенитов из обр. V-698/1 намного выше, чем в галенитах из обр. V-661/1, V-783/1 и V-787/1. Поэтому даже небольшая разница в количестве обыкновенного свинца, захваченного разными зернами галенита при их образовании, могла быть причиной существенных вариаций изотопного состава свинца этих зерен (см. табл. 4). Судя по величинам (206Pb/204Pb)о и (207Pb/204Pb)о в пробах настурана из обр. V-698/1 (фиг. 6ж и 6з), доля радиогенной компоненты в изотопном составе примесного свинца этих проб намного выше, чем в обр. V-661/1, V-783/1 и V-787/1. Очевидно, что на различных участках настуранового прожилка, где проводилась отборка проб настурана, как и в разных зернах галенита из этого образца, изотопный состав примесного свинца в пробах мог отличаться из-за разницы в количестве захваченного обыкновенного свинца. По-видимому, именно этим и объясняется широкий разброс точек на диаграммах фиг. 6ж и 6з. Следовательно, при соблюдении первых трех условий изохронной модели четвертое условие для серии проб из образца V-698/1 не выполняется.

Дополнительная геохронологическая информация для настурана из этого образца, а также для настурана из образцов V-661/1 и V-787/1 получена в результате их Xes–Xen датирования. Показания этого геохронометра не зависят от содержания и изотопного состава примесного свинца в пробах (Shukolukov, Meshic, 1987). Две пробы из образца V-698/1 с резко различным соотношением настурана и Mo-сульфида (1 : 1 и 15 : 1) дали практически одинаковые значения Xes–Xen возраста – 256 ± ± 20 и 262 ± 15 млн лет соответственно (фиг. 7). Не отличается от них и K–Ar датировка – 256 ± ± 12 млн лет, полученная по пробе, отобранной из зоны интенсивно измененных аргиллитов непосредственно на контакте с настурановым прожилком V-698/1. Примерно такие же значения Xes–Xen возраста показали пробы настурана из образцов V-661/1 (255 ± 20 млн лет) и V-787/1 (250 ± 15 млн лет).

Фиг. 7.

Возрастные спектры и дифференциальная потеря Xe в пробах настурана из образцов V-661/1 (а), V-787/1 (б) и V-698/1 (в, г). Соотношение настурана и Mo-сульфида в пробах из образца V-698/1 резко отличается: в – 1 : 1, г – 15 : 1.

Хорошая сходимость значений U–Pb возраста по изохронам на диаграммах 238U/204Pb–206Pb/204Pb и 235U/204Pb–207Pb/204Pb для серий проб из каждого отдельного образца и между разными образцами, а также согласие с ними (в пределах погрешностей определений) значений Xes–Xen возраста настурана из тех же образцов, позволяют считать, что полученные датировки отражают время проявления реального геологического события. Наиболее вероятными представляются следующие два варианта его интерпретации. Согласно первому, в раннепермское время происходило формирование настурана первых двух генераций; присутствующий в ассоциирующих с настураном сульфидах сильно аномальный по изотопному составу свинец привнесен вместе с ураном в зону рудоотложения. Высокая степень аномальности свинца указывает, что он извлекался из источника с концентрациями урана, сопоставимыми с теми, которые отмечаются в урановых рудах. Другой возможный сценарий предполагает, что в пермское время имела место гомогенизация изотопного состава свинца в ранее образованных рудных прожилках. В ходе этого процесса из настурана был экстрагирован накопленный радиогенный свинец и переотложен в сульфидах. В каждом из вариантов предполагается участие первичных, более древних скоплений урана (или первичных руд), служивших источником радиогенного свинца, переотложение которого происходило в пермское время. Следовательно, наряду с пермским событием, в истории месторождения имело место событие, с которым связано отложение первичных руд (скоплений урана), послуживших в дальнейшем источником радиогенного свинца в примесном свинце настурана 1 и настурана 2. Геологическая интерпретация этих событий только на основании данных изучения рудных прожилков допускает, как отмечалось ранее, различные варианты. Необходимость более определенной геологической интерпретации U–Pb данных обусловила проведение дополнительных изотопных исследований, результаты которых рассматриваются далее.

Данные K–Ar и Rb–Sr датирования слюдистых минералов из гидротермальных образований

Для получения дополнительных изотопно-геохронологических данных по гидротермальным образованиям БРП было проведено изучение околорудных метасоматитов и поздних кварц-карбонатных жил, содержащих светлые калиевые слюды. При отсутствии высокотемпературных воздействий изотопные системы этих слюд вполне устойчивы. Отмеченное обстоятельство создавало предпосылки для получения изотопных возрастных характеристик разных стадий гидротермального минералообразования. По околорудным метасоматитам получены только K–Ar датировки. Отборка проб метасоматитов проводилась из зон серицитизации в кварцевых порфирах (пробы 112, 69, 108 и 878) и фельзитах (пробы 94 и 121). Минеральный состав таких проб довольно однороден. Это – агрегат тонкодисперсных кварца и серицита в соотношении, близком к единице, что объясняет относительно низкое содержание калия в пробах (табл. 5). Их фазовый состав подтверждается данными рентгеноструктурного анализа. В пробе околорудноизмененных аргиллитов V-698/1 отмечается почти полное замещение первичных минералов породы новообразованными серицитом, кварцем и карбонатом; доля серицита в пробе составляет около 15%. Как видно из табл. 5, K–Ar возраст околорудных метасоматитов вне зависимости от типа исходных пород, подвергшихся изменению, отвечает пермскому времени и практически не отличается от U–Pb изохронной датировки настурана первых двух генераций.

В исследуемых образцах из поздних жил и прожилков светлая слюда диагностирована как мусковит (политип 2М1). Средний размер чешуек мусковита – 1.5–2.0 мм. Обычно они сосредоточены в агрегатах неправильной или прожилковидной форм. Сравнительная простота выделения таких агрегатов позволила отобрать мономинеральные фракции мусковита, по которым были получены K–Ar и Rb–Sr данные (см. табл. 5). При расчете Rb–Sr возраста изотопное отношение 87Sr/86Sr в стронции, захваченном при кристаллизации мусковитов, принималось равным этому изотопному отношению в карбонатах, присутствующих в тех же жилах. Значения K–Ar и Rb–Sr возраста мусковитов вполне удовлетворительно согласуются между собой и находятся в том же интервале геохронологической шкалы, которому соответствовали изотопные датировки метасоматитов и руд. Исследуемые жилы относятся к наиболее поздним гидротермальным образованиям на месторождении и не несут следов позднейшего гидротермального воздействия. Cогласие значений возраста по разным изотопным системам образцов, отобранных из разных поздних жил, дает основание считать полученные значения соответствующими времени формирования жил. В качестве еще одного свидетельства пермского возраста минеральных образований поздней стадии можно рассматривать тот факт, что на участках пересечения ими настурановых прожилков изотопный состав свинца галенитов, присутствующих в поздних жилах и прожилках, идентичен изотопному составу примесного свинца в настуране.

Изотопный состав свинца сульфидов и хронология формирования урановых руд

Отмеченная ранее высокая степень аномальности примесного свинца показывает, что он извлекался из источника с концентрациями урана, сопоставимыми с теми, которые присущи урановым рудам. Следовательно, наряду с пермским событием, в истории формирования месторождения имело место событие, с которым связано отложение первичных скоплений урана, послуживших в дальнейшем источником радиогенного свинца в примесном свинце исследуемых настуранов. Для решения задачи определения времени формирования первичных урановых руд использовались галениты из широко развитых на месторождении пострудных кварц-карбонатных жил. Формирование этих жил, по данным K–Ar и Rb–Sr датирования присутствующих в них мусковитов, проходило 270 ± 6 млн лет назад. В узлах пересечения с рудными зонами галениты этих жил содержат значительную добавку радиогенных изотопов 206Pb и 207Pb. Весьма рельефно зависимость степени аномальности свинца от положения галенитов по отношению к рудным зонам иллюстрируется данными по образцам, отобранным на разном расстоянии от таких пересечений (фиг. 8, табл. 6). Они достаточно определенно свидетельствуют, что источником радиогенной компоненты свинца в галенитах служили собственно урановые руды. По изотопному составу радиогенной компоненты свинца и на основании данных о возрасте пострудных жил можно установить возраст источника этой компоненты, используя соотношение:

(1)
$\begin{gathered} {{({}^{{{\text{207}}}}{\text{Pb/}}{}^{{{\text{206}}}}{\text{Pb)}}}_{{\text{R}}}}{\text{ }} = \frac{{{{{({}^{{{\text{207}}}}{\text{Pb/}}{}^{{{\text{204}}}}{\text{Pb)}}}}_{{\text{w}}}} - {{{({}^{{{\text{207}}}}{\text{Pb/}}{}^{{{\text{204}}}}{\text{Pb)}}}}_{{\text{o}}}}}}{{{{{({}^{{{\text{206}}}}{\text{Pb/}}{}^{{{\text{204}}}}{\text{Pb)}}}}_{{\text{w}}}}{\text{ }} - {{{({}^{{{\text{206}}}}{\text{Pb/}}{}^{{{\text{204}}}}{\text{Pb)}}}}_{{\text{o}}}}}} = \\ = \,\,\frac{1}{{137.88}}\frac{{{{e}^{{{{\lambda }_{5}}t}}} - {{e}^{{{{\lambda }_{5}}{{t}_{m}}}}}}}{{{{e}^{{{{\lambda }_{8}}t}}} - {{e}^{{{{\lambda }_{8}}{{t}_{m}}}}}}}, \\ \end{gathered} $
где (207Pb/206Pb)R – изотопное отношение 207Pb/206Pb в радиогенной компоненте свинца галенитов; (206Pb/204Pb)w и (207Pb/204Pb)w – изотопные отношения в общем свинце галенитов; (206Pb/204Pb)о и (207Pb/204Pb)о – изотопные отношения в обыкновенной компоненте свинца галенитов; t – возраст первичных руд (скоплений) урана; tm – возраст процесса экстракции радиогенного свинца из первичных скоплений урана и его переотложения в поздних жилах; λ5 и λ8 – постоянные распада соответственно 235U и 238U.

Фиг. 8.

Участок пересечения рудной зоны пострудной кварц-карбонатной жилой V-582. В нижней части показан характер изменения изотопного отношения 206Pb/204Pb в зависимости от положения места отбора галенита-4 относительно рудной зоны. 18.5 – значение отношения 206Pb/204Pb в обыкновенном свинце. 1 – терригенно-осадочная толща; 2 – настурановая минерализация; 3 – кварц-карбонатная жила; 4 – разрывные нарушения; 5 – участки отбора проб галенита и их номера (см. табл. 6); 6 – отношение 206Pb/204Pb, отвечающее данной пробе.

Таблица 6.  

Результаты изотопного изучения галенитов (галенит 4) из поздних кварц-карбонатных жил V-582 и V-660

№ пробы Изотопные отношения
Измеренные Нормированные
206Pb/204Pb ± 2δ 207Pb/204Pb ± 2δ 208Pb/204Pb ± 2δ 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb
Образец V-582, гор. +230, орт 224
1 198.03 ± 0.66 26.734 ± 0.080 38.439 ± 0.066 197.64 26.655
2 195.05 ± 0.41 26.506 ± 0.084 38.280 ± 0.063 195.07 26.510
3 191.90 ± 0.17 26.291 ± 0.025 38.269 ± 0.049 191.95 26.301
4 189.60 ± 0.61 26.210 ± 0.103 38.441 ± 0.185 189.22 26.132
5 189.08 ± 0.06 26.124 ± 0.008 38.285 ± 0.017 189.09 26.125
6 187.86 ± 0.09 26.026 ± 0.013 38.270 ± 0.021 187.90 26.035
7 185.90 ± 0.09 25.876 ± 0.016 38.151 ± 0.041 186.23 25.945
8 185.17 ± 0.18 25.855 ± 0.028 38.240 ± 0.034 185.29 25.879
9 177.88 ± 0.22 25.505 ± 0.036 38.440 ± 0.038 177.53 25.429
10 177.39 ± 0.29 25.396 ± 0.047 38.265 ± 0.040 177.44 25.407
11 167.28 ± 0.15 24.788 ± 0.044 38.270 ± 0.108 167.32 24.797
12 166.86 ± 0.24 24.748 ± 0.039 38.258 ± 0.064 166.92 24.762
13 166.19 ± 0.08 24.751 ± 0.014 38.384 ± 0.017 165.98 24.704
14 165.45 ± 0.08 24.648 ± 0.014 38.227 ± 0.037 165.58 24.677
15 161.18 ± 0.20 24.461 ± 0.053 38.405 ± 0.094 160.93 24.405
16 160.86 ± 0.16 24.417 ± 0.039 38.322 ± 0.105 160.79 24.401
17 160.57 ± 0.05 24.369 ± 0.009 38.267 ± 0.015 160.61 24.379
18 159.21 ± 0.16 24.279 ± 0.028 38.237 ± 0.047 159.32 24.303
19 147.03 ± 0.44 23.544 ± 0.061 38.246 ± 0.102 147.11 23.563
20 142.30 ± 0.24 23.255 ± 0.057 38.257 ± 0.081 142.36 23.269
21 141.77 ± 0.06 23.228 ± 0.013 38.264 ± 0.024 141.81 23.239
Образец V-660, гор. +180, орт 324
22 191.13 ± 0.16 26.280 ± 0.023 38.339 ± 0.029 191.18 26.290
23 190.18 ± 0.24 26.232 ± 0.036 38.354 ± 0.063 190.19 26.235
24 189.11 ± 0.15 26.193 ± 0.017 38.409 ± 0.021 188.99 26.167
25 188.54 ± 0.23 26.112 ± 0.094 38.326 ± 0.212 188.62 26.129
26 188.22 ± 0.29 26.109 ± 0.053 38.361 ± 0.064 188.22 26.108
27 187.81 ± 0.22 26.093 ± 0.034 38.384 ± 0.048 187.75 26.080
28 186.31 ± 0.19 25.979 ± 0.039 38.332 ± 0.052 186.38 25.993
29 185.21 ± 0.21 25.931 ± 0.040 38.368 ± 0.049 185.19 25.926

Величины (207Pb/206Pb)R, необходимые для проведения расчетов по формуле (1), наиболее точно могут быть определены из уравнений линии регрессии. Ими в координатах 206Pb/204Pb– 207Pb/204Pb описывается изотопный состав свинца серий проб переотложенных галенитов (фиг. 9). Линейный характер наблюдаемой связи обусловлен тем, что изотопный состав свинца одновозрастных и сингенетичных галенитов представляет двухкомпонентную смесь обыкновенного и радиогенного свинца.

Фиг. 9.

Диаграммы изотопных отношений 206Pb/204Pb – 207Pb/204Pb для галенитов из образцов V-582 (а, б) и V-660 (в, г). а, в – первичные данные; б, г – результаты анализа каждой пробы нормированы по среднему значению 208Pb/204Pb для проб из данной серии.

На месторождении были отобраны две серии проб галенитов из кварц-карбонатных жил V-582 и V-660 на участках пересечения этими жилами рудных зон. Свинец во всех галенитах содержит заметную радиогенную добавку (табл. 6). Линии регрессии, которыми аппроксимируются изотопные данные, полученные по выбранным сериям проб (фиг. 9), проходят через точки обыкновенного свинца, что помимо уже отмеченного линейного характера связи величин изотопных отношений 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb является важным аргументом в пользу участия двух компонентов в составе свинца переотложенных галенитов – радиогенного и обыкновенного свинца. Для уменьшения погрешностей изотопных отношений 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb проведено нормирование результатов анализа каждой пробы по среднему значению 208Pb/204Pb для проб из данной серии (данного образца). При этом предполагалось, что вариации 208Pb/204Pb в пределах одного образца, учитывая низкое (близкое к кларковому) содержание тория на месторождении, связаны с некоторым различием фактора фракционирования в разных опытах. На графиках (см. фиг. 9) приведены как первичные данные изотопного анализа, так и те, которые получены в результате нормирования изотопных отношений. Нормирование измеренных значений отношений 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb позволило существенно уменьшить отклонение экспериментальных точек от линии регрессии. Значения СКВО на диаграммах с нормированными значениями отношений 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb для серий проб из образцов V-582 и V-660 соответственно в 9 и 8 раз меньше, чем на диаграммах с ненормированными отношениями 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb.

Соотношения 207Pb/206Pb в радиогенной компоненте свинца из образцов V-582 и V-660 (см. фиг. 9) довольно близки; различия не выходят за рамки погрешностей определения. Исходя из этих соотношений и времени переотложения tm радиогенного свинца в поздних жилах (267 ± 7 млн лет назад), по уравнению (1) рассчитан возраст скоплений урана, являвшихся источником радиогенной компоненты – 413 ± 7 млн лет.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На месторождении Восток – самом крупном молибден-урановом месторождении Средней Азии и Казахстана – с помощью высокоточного традиционного U–Pb (ID-TIMS) геохронологического метода, а также с привлечением данных Rb–Sr, K–Ar и Xen–Xes методов выявлены два этапа формирования богатых урановых руд.

На основании результатов U–Pb изучения локальных микрообъемов (1–15 мкг) настурана и настурана с включениями сульфидов Mo и Pb, а также Pb–Pb изучения галенита оценен возраст начального этапа уранового рудообразования (413 ± 7 млн лет) и возраст проявленного на месторождении Восток пермского гидротермального события (267 ± 7 млн лет), вызвавшего переотложение урана и обособление в сульфидах ранее накопленного радиогенного свинца. В результате этого события первичные урановые руды месторождения Восток утратили свои U–Pb геохронометрические “метки”. Однако информация о возрасте первичных руд сохранилась в виде “замороженных” изотопных отношений 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb в переотложенном галените. Процесс, вызвавший в пермское время переотложение урана и обособление в сульфидах радиогенного свинца в месторождении Восток, по-видимому, геологически синхронен с регионально проявленным в Северном Казахстане термальным событием, которое привело к “омоложению” K–Ar и Rb–Sr датировок каледонских гранитоидов.

Вышеприведенная оценка времени образования первичных руд месторождения Восток вполне согласуется с нижним пределом возраста этого процесса, который вытекает из недавно полученных (Голубев и др., 2020) U–Pb и Rb–Sr датировок вулканитов и гранит-порфиров (434–424 млн лет), вмещающих руды в БРП.

Список литературы

  1. Андерсон Е.Б., Лобиков А.Ф., Маркова Т.А., Никитин С.А. О длительности гидротермального уранового рудообразования // Изотопная геохимия процессов рудообразования. М.: Наука, 1988. С. 92–99.

  2. Геология месторождений уран-молибденовой рудной формации. Ред. А.Б. Каждан. М.: Атомиздат, 1966. 182 с.

  3. Гидротермальные месторождения урана. Ред. Ф.И. Вольфсон. М.: Недра, 1978. 446 с.

  4. Голубев В.Н. Возраст рассеянной урановой минерализации в породах обрамления Стрельцовского урановорудного поля и Ямского участка (Восточное Забайкалье) // Геология руд. месторождений. 2011. Т. 53. № 5. С. 448–459.

  5. Голубев В.Н., Чернышев И.В. Радиогенный свинец в сульфидных минералах урановых месторождений и его геохронологическое значение // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза (тезисы докладов). Санкт-Петербург, 2003. С. 132–135.

  6. Голубев В.Н., Чернышев И.В., Агапова А.А., Боронихин В.А., Троицкий В.А. Геохронологическое изучение уранинитов по индивидуальным зернам // Масс-спектрометрия и изотопная геология. М.: Наука, 1983. С. 74–89.

  7. Голубев В.Н., Кюне М., Поти Б. Фазовый состав и U–Pb изотопные системы настурана кварц-кальцит-настурановых жил месторождения Шлема-Альберода // Геология руд. месторождений. 2000. № 6. С. 513–525.

  8. Голубев В.Н., Макарьев Л.Б., Былинская Л.В. Отложение и ремобилизация урана в Северо-Байкальском регионе по данным анализа U–Pb и Pb–Pb изотопных систем урановых руд // Геология руд. месторождений. 2008. № 6. С. 548–557.

  9. Голубев В.Н., Шатагин К.Н., Сальникова Е.Б., Чернышев И.В. Северо-Казахстанская урановорудная провинция, Кокчетавский массив: U–Pb (ID-TIMS) и Rb–Sr геохронология пород рудовмещающих вулкано-тектонических депрессий // Геология руд. месторождений. 2020. № 1. С. 4–22.

  10. Голубев В.С. Динамика геохимических процессов. М.: Недра, 1981.

  11. Дара А.Д., Сидоренко Г.А., Скворцова К.В., Валуева А.А. Новые данные о фемолите // Рентгенография минерального сырья. 1977. Сб. 11. С. 28–33.

  12. Дымков Ю.М. Природа урановой смоляной руды. М.: Атомиздат, 1973. 240 с.

  13. Дымков Ю.М. Парагенезис минералов ураноносных жил. М.: Недра, 1985. 207 с.

  14. Дымков Ю.М., Волков Н.И., Шилякова И.И., Назаренко Н.Г., Павлов Е.Г. Настуран из уран-молибденового месторождения // Атомная энергия. 1974. Т. 36. С. 506–512.

  15. Дымкова Г.А., Прибытков П.В., Назаренко Н.Г. и др. Исследование гетерогенности настуранов и продуктов их термической переработки // Новые данные о минералах. 1983. Вып. 31. С. 51–65.

  16. Кигай И.Н. Модель многостадийного минералообразования, согласующаяся с вариациями основных параметров гидротермального процесса // Основные параметры природных процессов эндогенного рудообразования. Новосибирск: Наука, 1979. Т. II. С. 3–34.

  17. Мельников И.В., Горшков А.И., Стрельцов В.А., Иванова О.А., Коровушкин В.В., Боронихин В.А., Соболева С.В. О некоторых кристаллических особенностях структуры тонкодисперсных железосодержащих дисульфидов молибдена // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1978. № 1. С. 123–135.

  18. Рундквист Д.В., Денисенко В.К., Павлова И.Г. Грейзеновые месторождения (онтогенез и филогенез). М.: Недра, 1971.

  19. Рябева Е.Г. О микронеоднородности настурана // Изв. ВУЗов. Геол. и разведка. 1982. № 1. С. 42–46.

  20. Скворцова К.В., Сидоренко Г.А., Дара А.Д., Силантьева Н.И., Медоева М.М. Фемолит – новый сульфид молибдена // Зап. ВМО. 1964. Вып. 4. Ч. 93. С. 439–444.

  21. Текстуры и структуры урановых руд эндогенных месторождений. М.: Атомиздат, 1977. С. 111–128.

  22. Урановые и молибден-урановые месторождения в областях развития континентального внутрикорового магматизма: геология, геодинамические и физико-химические условия формирования. М.: ИФЗ РАН, ИГЕМ РАН, 2012. С. 19–57.

  23. Чернышев И.В. Уран-свинцовая геохронология процессов формирования и преобразования гидротермальных урановых месторождений // Гидротермальные месторождения урана. М.: Недра, 1978. С. 376–398.

  24. Чернышев И.В., Голубев В.Н. Изотопная геохронология процессов формирования месторождения Стрельцовское, Восточное Забайкалье – крупнейшего уранового месторождения России // Геохимия. 1996. № 10. С. 924– 937.

  25. Чернышев И.В., Голубев В.Н., Троицкий В.А., Агапова А.А., Цветкова М.В, Щербинина Н.К. Изохронные построения и локализация отбора проб // Масс-спектрометрия и изотопная геология. М.: Наука, 1983. С. 90–108.

  26. Чернышев И.В., Голубев В.Н., Чугаев А.В. Аномальный изотопный состав свинца галенита и возраст процесса преобразования гидротермальных урановых минералов (на примере месторождения Чаули, Чаткало-Кураминский район, Узбекистан // Геология руд. месторождений. 2017. № 6. С. 576–586.

  27. Чернышев И.В., Голубев В.Н., Чугаев А.В., Манджиева Г.В., Гареев Б.И. Поведение изотопов 238U, 235U, 234U в процессе окислительного выветривания минерализованных урансодержащих пород (на примере изучения пород, урановых минералов и вод карьера месторождения Тулукуевское, Восточное Забайкалье) // Петрология. 2019. Т. 27. № 4. С. 446–467.

  28. Eckelmann W.R., Kulp J.L. Uranium lead method of the age determination. Part 1. Lake Athabasca // Bull. Geol soc. Amer. 1957. V. 68. № 9. P. 35–53.

  29. Golubev V.N., Chernyshev I.V. Radiogenic lead in sulfide minerals from uranium deposits and its geochronological significance // International conference “Uranium Geochemistry” 2003, Nancy-France, 2003. P. 169–172.

  30. Golubev V.N., Kister P., Cuney M. Multiple episodes of uranium deposition and/or remobilization in the Shea Creek unconformity related deposit, Western Athabasca Basin (Saskatchewan, Canada) // JAGOD-2006. CD 179.

  31. Henry C.D., Elson H.B., McIntosh W.C., Heizler M.T., Castor S.B. Brief Duration of Hydrothermal Activity at Round Mountain, Nevada, Determined from 40Ar/39Ar Geochronology // Econ. Geol. 1997. V. 92. P. 807–826.

  32. Hills J.H., Richards J.R. Pitchblende and galena ages in the Alligator River Region, Nothern Territory, Australia // Mineral. Deposita (Berl.). 1976. V. 3. № 11. P. 133–154.

  33. Kister P., Cuney M., Golubev V.N., Royer J.J., Le Carlier De Vesuld Ch., Rippert J.C. Radiogenic lead mobility in the Shea Creek unconformity-related uranium deposit (Saskatchewan, Canada): migration pathways and Pb loss quantification // Comptes Rendus Géosciences. 2004. V. 336. 3. P. 205–215.

  34. Leavitt E.D., Spell T.L., Goldstrand P.M., Arehart G.B. Geochronology of the Midas Low-Sulfidation Epithermal Gold-Silver Deposit, Elko County, Nevada E. D. // Econ. Geol. 2004. V. 99. P. 1665–1686.

  35. Ludwig K.R. PbDat for MS-DOS, version 1.21 // U.S. Geol. Survey Open-File Rept. 88–542. 1991b. 35 p.

  36. Ludwig K.R. Isoplot 3.70. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center Spec., 2003. V. 4.

  37. Shukolukov Yu.A., Meshic A.P. Application of xenon isotopes for dating pitchblendes // Chem. Geol. (Isot. Geosci. Sec.). 1987. V. 66. P. 123–136.

  38. Steiger R.H., Jager E. Subcomission of Geochronology: convension of the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett. 1976. V. 36. № 2. P. 359–362.

  39. Uranium Deposits in Volcanic Rocks // Proceeding of a technical committee meeting El Paso, Texas, 2–5 April 1984, International Atomic Energy Agency, Vienna, 1985, 468 p.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геология рудных месторождений

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал