Геология рудных месторождений, 2022, T. 64, № 1, стр. 37-72

ВВЕДЕНИЕ

Стрельцовская кальдера занимает особое положение в структуре Монголо-Приаргунского вулканического пояса. Интерес к ней обусловлен уникальностью запасов локализованных в кальдере молибден-урановых месторождений, использованием разреза вулканогенно-осадочных пород (трахибазальт-трахириодациты приаргунской и перекрывающие риолиты тургинской серий) в качестве типового для Южного Приаргунья и Восточной Монголии (Дорнотская вулкано-тектоническая структура), детальной изученностью месторождений кальдеры и структур ее обрамления, а также существовавшими ранее ограничениями на опубликование материалов по урановой тематике.

С середины 50-х годов прошлого века поисковые работы Сосновской экспедиции с Кодаро-Удоканской площади (район р. Чары) переместились в Забайкалье. После открытия и разведки небольшого месторождения Дурулгуй (1953–1957 гг.) было открыто и разведано месторождение Олов (1957–1963 гг.). Освоение этого месторождения было прервано в связи с открытием уникальных Стрельцовских месторождений (Урановые месторождения…, 2005). Сотрудники Экспедиции № 1 ИГЕМ АН СССР под руководством профессора Ф.И. Вольфсона приступили к работам с момента открытия Стрельцовского месторождения в 1963 г. Были сформированы исследовательские группы по направлениям: геоструктурному, минералого-геохимическому, метасоматитам, магматитам, изотопии и возрасту пород, метасоматитов и руд. После некоторого перерыва в 1990-е годы работы на месторождениях Стрельцовской группы по предложению академика РАН Н.П. Лаверова были возобновлены и, начиная с 2000 г. до настоящего времени, группой специалистов ИГЕМ РАН проводятся комплексные геоструктурные, минералого-геохимические и петрофизические изыскания, а также мониторинговые гидро- и изотопно-геохимические исследования проб трещинно-жильных вод источников и атмосферных осадков. Работы в бóльшей своей части сосредоточены на изучении механизмов миграции и накопления урана в различных структурных обстановках и окислительно-восстановительных условиях месторождений Тулукуевское и Новогоднее, локализованных в вулканогенно-осадочном чехле кальдеры. По классификации МАГАТЭ (Geological Classification…, 2018) месторождения Тулукуевское и Новогоднее относятся к вулканогенному (volcanic-related) типу, что связано с систематикой по признаку вмещающей породы и/или рудолокализующей структуры. Реализация описательного структурно-формационного подхода имеет продолжительную историю, но становятся все более очевидными его ограничения и необходимость перехода к моделям урановых минеральных систем (Descriptive Uranium…, 2020). Такой переход для месторождений СРП актуален и логичен, имея в виду яркий пример пространственно-временного совмещения урановых руд в фундаменте и чехле кальдеры, реализованном в Антей-Стрельцовской минеральной системе (Пэк и др., 2020).

Изучение процессов миграции и концентрирования урана в кислых вулканитах и вулканических стеклах различного состава в карьере Тулукуевского месторождения было инициировано в 2000 г. в рамках соглашения между Российской академией наук (ИГЕМ РАН) и Министерством энергетики США (Лос-Аламосская национальная лаборатория) по проекту “Явления массопереноса урана в трещиноватых спекшихся туфах (Uranium mass transfer phenomena in fractured welded tuffs)”. Основной мотивацией проекта было получить исходные данные по различным параметрам фильтрационно-транспортных процессов в зоне аэрации природного аналога (карьер Тулукуевского уранового месторождения) и использовать эти данные в качестве дополнительной информации для обоснования безопасности хранилища радиоактивных материалов Юкка Маунтин в Неваде, США. Размещение этого объекта в зоне аэрации на глубине около 300 м от дневной поверхности инициировало всплеск публикаций по различным аспектам миграции и накопления радионуклидов (Bodvarsson et al., 1999; Smellie et al., 1997; Vadose zone…, 2000 и др.). Опубликованные нами совместно с зарубежными коллегами материалы находятся в этом ряду (Petrov et al., 2001, 2003, 2004, 2005).

Преобразование урановых руд в карьере Тулукуевского месторождения с полным основанием может рассматриваться в качестве уникального примера для изучения поведения урана в окислительной обстановке зоны аэрации. Здесь были выбраны игнимбриты трахи(рио)дацитового состава, содержащие стекло и стекловатый материал в виде фьямме и матрикса, а также высококремнистые стекла. Размеры изученного блока карьера на семи уровнях от верхнего “A” до нижнего “G” составили 200 × 200 × 200 м, включая профиль в штольне гор. +520 м, пройденной вдоль плоскости основного рудовмещающего разлома 1А. В пределах СРП рассматриваемый объект, по данным Л.П. Ищуковой (1998), отличается наибольшим разнообразием ассоциаций гипергенных минералов (урановые карбонаты-силикаты-фосфаты). При этом продолжительное время (с момента образования около 135 млн лет назад до вскрытия месторождения карьером) процессы окисления в основном протекали в условиях насыщенности горных пород поверхностными и подземными водами. По мере отработки (1983–1998 гг.) на верхних уровнях карьера были вскрыты хорошо сохранившиеся урановые руды и урансодержащие “желваки” высококремнистого вулканического стекла, данные по которым в литературе крайне ограничены. Кроме того, в карьере в зоне разлома 1А нами впервые обнаружен гипергенный сорбционноемкий гидроксид железа(III) – (прото)ферригидрит (Полуэктов, 2007). В порово-трещинном пространстве кислых вулканитов отмечено присутствие углеродистого вещества, которое входит и в состав глобулярного тухолита, также впервые обнаруженного нами на данном объекте (Petrov et al., 2008).

На расположенном неподалеку месторождении Новогоднее горными выработками вскрыто пластообразное тело вулканического стекла. За последние десятилетия разведки и отработки месторождений СРП это единственная находка практически неизмененного обсидиан-перлита. На этом месторождении особенности распределения урана изучались в зонах метасоматических ореолов, в минералах, вкрапленниках и обломках пород, а также в элементах деформационных преобразований кислых вулканитов, в минерализованных и открытых трещинах различного типа.

Еще раз подчеркнем радиогеоэкологический аспект проводимых на объектах СРП изысканий. Как известно, наиболее полно физико-химические условия и механизмы транспорта радионуклидов могут быть получены только при изучении природных процессов, происходящих на урановых месторождениях в различных окислительно-восстановительных условиях (Омельяненко и др., 2007). В связи с этим урановые месторождения рассматриваются как природные аналоги параметров, процессов и явлений, которые могут происходить при хранении или захоронении радиоактивных материалов (Chapman et al., 1984; Alexander, McKinley, 1992; Smellie, Karlsson, 1999; Bruno et al., 2002; Haveman, Pedersen, 2002).

Аналоговыми исследованиями охвачен широкий спектр урановых месторождений: в гранитах и гранито-гнейсах (Эль Беррокал, Испания; Палмотту, Финляндия; Санерли, Китай; Камаиши, Япония), в песчаниках (Окло, Габон и Сигар Лейк, Канада), в сланцах (Кунгарра, Австралия), в щелочных (Посос де Кальдас, Бразилия) и кислых (Сьерра де Пенья Бланка, Мексика) вулканитах, в третичных осадках (Рупрехтов, Чешская Республика) (Prikryl et al., 1997; Smellie et al., 1997; Лаверов и др., 2008; Петров и др., 2011 и др.). Наряду с этим в работах (Петров и др., 2008; Петров, 2011) показано, что большинство связанных с аналоговыми исследованиями прогнозных моделей фильтрации потока подземных вод и миграции урана (актинидов) основывается на данных о современном состоянии разрывов и их гидравлических свойствах. Однако практически не учитывается динамика развития тектонических процессов и феномен накопления урана на геохимических проницаемых реакционных барьерах, классифицированных А.И. Перельманом (1979). В этой связи материалы, собранные на основании детальных и многолетних изысканий на Тулукуевском и Новогоднем месторождениях СРП, являются существенным дополнением к материалам по изучению путей, механизмов миграции и накопления урана и других актинидов в различных структурных обстановках и окислительно-восстановительных условиях. Этот опыт уже используется нами (Петров и др., 2015; Petrov et al., 2019) при разработке предложений по изучению сорбционных свойств минералов в отношении радионуклидов в породах Нижнеканского массива (Красноярский край), где осуществляется строительство первого в России пункта глубинного захоронения радиоактивных отходов.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Для выполнения поставленных задач, помимо петрографического изучения, применялся комплекс прецизионных методов исследований пород, метасоматитов, руд, отдельных минералов, а также трещинных и метеорных вод.

Характер распределения урана и оценка его содержаний в породах, метасоматитах и рудах изучались методом f-радиографии. Качественная оценка распределения и расчет содержаний урана проводились по цифровым микрофотографиям лавсановых детекторов (аналитик Г.Э. Надьярных) с помощью разработанной в ИГЕМ РАН методики и компьютерной программы. Препараты (прозрачно-полированный шлифы на кварцевом стекле и лавсановые детекторы) облучались в Атомном центре МИФИ тепловыми нейтронами с флюенсом 3 × 10¹⁶ нейтр/см² для низких (1–3 ppm) содержаний урана и с флюенсом 3 × 10¹⁴ нейтр/см² и 4 × 10¹³ нейтр/см² для повышенных (> 3–5 ppm) и высоких (> 500–1000 ppm) концентраций соответственно.

Методы определения химического состава проб горных пород и минералов проводились в ЦКП “ИГЕМ-Аналитика”: полный силикатный (“мокрая” химия) анализ (Н.В. Королева, С.А. Горбачева), атомная эмиссионная спектроскопия и масс-спектроскопия с индуктивно-связанной плазмой (ICP-AES и -MS); рентгено-флюоресцентный анализ на спектрометрах VRA-30 Philips (T.М. Марченко) и Axios mAX, PANalytical (А.И. Якушев). Определение содержаний углеродистого вещества производилось на экспресс-анализаторе АН-7529 методом автоматического кулонометрического титрования (аналитик С.И. Коган).

Также для определения концентраций и характера распределения урана и других химических элементов в системе “гидравлически активная трещина – околотрещинное пространство” использовался метод энергодисперсионного (ЭД) РФА. Он состоял в сканировании по сети 50 × × 50 мкм плоскостей ориентированных в пространстве штуфов (площадь до 100 см²), отобранных на расстоянии 10, 50 и 100 см от ядра трещины в 20 м ниже экспонированных на поверхности рудных скоплений, подсчете импульсов с помощью Si–Li-детектора (45 кВ и 30 мА) и визуализации полученных данных. Измерения проведены А. Виттенберг (БГР, Ганновер, ФРГ). Эти исследования, в частности, позволили выявить сеть насыщенных стронцием карбонатных микропрожилков, развитых в зоне динамического влияния трещины.

Инструментальный нейтронно-активационный анализ (ИНАА) проведен в ИГЕМ РАН с использованием гамма-спектрометра ORTEC (А.Л. Керзин). Микрорентгеноспектральные анализы отдельных минералов проводились на рентгеноспектральных микроанализаторах MS-46, Camebax microbeam и Cameca SX-50 (С.Е. Борисовский). Рентгено-структурные исследования гидротермальных и гипергенных минералов выполнены Л.А. Кочетковой на дифрактометре Rigaku DMAX/ 2200 (условия съемки: CuKα излучение, напряжение 40 kw, ток 40 mA) и ДРОН – 3 (CuKα излучение, напряжение 30 kw, ток 20 mA).

Исследования изотопных составов углерода и кислорода в гипергенных (подпочвенный слой) и гидротермальных карбонатах выполнены в ГИН РАН с использованием общепринятых методик (Б.А. Покровский). Диагностика дисперсных Fe–Mn–Ti оксигидроксидов выполнена на просвечивающем электронном микроскопе (ПЭМ) JEM-100C с энергодисперсионной приставкой Kevex, включая картину электронной дифракции (А.В. Сивцов). Изучение урановых минералов проводилось на сканирующем электронном микроскопе Jeol JSM-5300 со спектрометром Link-ISIS (О.А. Дойникова и П.Н. Карташов, ИГЕМ РАН).

Изучение флюидных включений в кварце проводилось в ИГЕМ РАН методами микротермометрии (криометрия и гомогенизация) в микротермокриокамере Linkam THMS600 (Англия); температуры от –196 до +600°С (В.Ю. Прокофьев).

КРАТКОЕ ОПИСАНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ТУЛУКУЕВСКОЕ И НОВОГОДНЕЕ

В разрезе вулканогенно-осадочных пород Стрельцовской кальдеры окислительно-восстановительные (редокс) условия месторождения Тулукуевское с глубиной сменяются на преимущественно восстановительные на месторождении Новогоднее. Геологическая схема строения Стрельцовской кальдеры с расположением месторождений приведена в этом номере журнала (Петров и др., 2022).

Тулукуевское жильно-штокверковое месторождение – один из крупнейших объектов СРП. Оно расположено в западной части Стрельцовской кальдеры, являющейся частью Тулукуевской вулкано-тектонической структуры (ВТС), сформированной в процессе позднемезозойской тектономагматической активизации (ТМА) региона. Месторождение залегает в стратифицированных осадочно-вулканогенных породах позднеюрского-раннемелового возраста. В верхней части месторождения, которая вскрыта Тулукуевским карьером, рудные тела “Первой рудоносной зоны” обнаружены всего в 30–50 м от современной поверхности. Положение оруденения контролируется СЗ (310°–320°) крутопадающим разломом 1А и оперяющими системами трещин. Рудовмещающими в карьере являются (снизу вверх): горизонт туфогенно-осадочных пород, покров игнимбритов и горизонт фельзитовых риолитов. Наиболее молодые образования – малочисленные дайки базальтов.

В составе туфогенно-осадочного горизонта мощностью до 40 м присутствуют туфоконгломераты, туфогравелиты, туфопесчаники и туфы, нередко с линзовидными включениями углей. В пределах карьера здесь локализовано пластообразное рудное тело, приуроченное к пологому срыву на контакте пород в непосредственной близости от крутопадающего разлома 1А. Выше залегает мощный (до 200 м) покров игнимбритов преимущественно трахидацитового и трахириодацитового состава (далее – игнимбриты), вмещающий основную часть оруденения. Наиболее характерная особенность игнимбритов – широкое распространение флюидальных текстур, обусловленных струйчатыми включениями вулканического стекла и большим количеством фьямме. Структура основной массы пород фельзитовая и витрофировая. Вкрапленники представлены мелкими (обычно до 2 мм) кристаллами кварца, щелочных полевых шпатов, биотита и редкими включениями акцессорных минералов. Разрез завершает покров фельзитовых риолитов, который вскрыт в верхней части карьера в висячем боку разлома 1А. Покров имеет сложное строение и мощность до 60 м. В составе пород преобладают брекчиевые разности, содержащие остроугольные обломки (от 1 до 40 см) тех же риолитов и нижележащих пород. Количество обломков иногда достигает 70% объема породы. Основная масса представлена флюидальными или фельзитовыми структурами. Дайки массивных и миндалекаменных базальтов распространены незначительно, а мощность их не превышает первых десятков см. По времени образования они являются дорудными, поскольку подвержены тем же гидротермальным изменениям, что и другие рудовмещающие вулканиты.

Карьер Тулукуевского месторождения вскрывает вулканогенно-осадочную толщу, подверженную воздействию процессов зоны окисления различной интенсивности. Для изучения характера распределения урана были выбраны три основные разновидности вулканитов: игнимбриты, стекла обсидиан-перлитового состава и высококремнистые стекла.

Новогоднее месторождение расположено в западной части СРП в 1 км к югу от Тулукуевского месторождения. Поскольку в пределах Тулукуевского месторождения практически не сохранилось совершенно неизмененных полустекловатых кислых вулканитов и вулканических стекол, то месторождение Новогоднее явилось неким “подарком”, т.к. горными выработками на шахтном горизонте +600 м (глубина 300 м от дневной поверхности) было вскрыто пластообразное тело вулканического стекла обсидиан-перлитового типа (риолит-риодацитового состава) с максимальной степенью сохранности. В его приконтактовых частях интенсивно проявились постмагматические, гидротермально-метасоматические и деформационные преобразования. Вулканические стекла, особенно разновидности кислого состава, вследствие вязкости и затрудненности процессов диффузии, фиксируют и сохраняют весь спектр минеральных и деформационных преобразований, включая начальные стадии девитрификации с образованием кристаллитов и полную раскристаллизацию стекла (Наседкин, 1963, 1975). Уникальность объекту придает тот факт, что это единственная находка неизмененного обсидиан-перлита за последние десятилетия разведки и разработки месторождений СРП.

Отличительной особенностью разреза месторождения Новогоднее также является развитие покрова сферолитовых риолитов, отличающихся крайне неоднородным строением. Верхняя его часть сложена сферолитовыми разностями, а в нижней развиты лавобрекчии риолитов, стекловатые, тонкополосчатые риолиты и изученные нами хорошо сохранившиеся вулканические стекла. Вмещающие породы интенсивно гидрослюдизированы. В отличие от других месторождений кальдеры, в сферолитовых риолитах месторождения Новогоднее проявилась интенсивная, хотя и локально развитая, низкотемпературная альбитизация и наложенное метасоматическое окварцевание. Хлоритизация в риолитах, в отличие от пород основного и кислого состава нижней части разреза, имеет ограниченное распространение.

Урановые руды при определяющем структурном факторе локализованы в зоне крутопадающего Новогоднего меридионального разлома в узле его сочленения с пологим межпластовым нарушением. Основным рудообразующим минералом является настуран. Все руды месторождения принадлежат к алюмосиликатному типу и, что крайне важно, находятся ниже зоны окисления, которая развивается по отдельным нарушениям максимально до глубины 100–120 м от дневной поверхности. Гипергенная минерализация представлена гидроксидами железа, марганца, а вторичные урановые минералами – уранофаном, отенитом и ураноцирцитом. Изредка настуран замещается бариевыми и кальциевыми водными оксидами урана. Для руд месторождения Новогоднее характерен обычный для СРП устойчивый набор элементов: U, Mo, Pb и As (Ищукова, и др., 1998).

ГИДРОТЕРМАЛЬНО-МЕТАСОМАТИЧЕСКАЯ И РУДНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ, ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД ТУЛУКУЕВСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Все вскрытые Тулукуевским карьером вулканиты подвержены гидротермальным метасоматическим преобразованиям с элементами зонального строения. Метасоматическая зональность отчетливо контролируется главным раствороподводящим и рудовмещающим разломом 1А (фиг. 1).

Фиг. 1.

Минеральная зональность гидротермальных и гипергенных преобразований в карьере Тулукуевского месторождения. Показаны семь уровней (“А–G”) северо-западного борта карьера с зоной рудоконтролирующего разлома 1А. Строение дорудного ореола метасоматических преобразований и наложенной зоны пострудной аргиллизации: I – внешняя зона метасоматического ореола; IIA и IIБ – промежуточная зона; III – внутренняя зона интенсивной гидрослюдизации и осветления. Зона развития пострудной аргиллизации показана светло-голубой заливкой, разлом 1А – штрих-пунктирная линия, урановорудное тело – красный эллипс. Субзоны (сверху вниз): В – окисления и выщелачивания, ПО – полного окисления, НПО – неполного окисления.

Последовательность гидротермально-метасоматических изменений, гипергенных преобразований вмещающих пород и формирования рудной минерализации отражена в табл. 1.

Дорудные метасоматические преобразования. В вулканогенных породах Тулукуевского карьера широко и интенсивно проявились низкотемпературные метасоматиты кислотного типа. Они характеризуются развитием диоктаэдрических иллитов и смешаннослойных иллит-смектитов в ассоциации с железистыми карбонатами и кварцем и в дальнейшем обозначены термином “гидрослюдистые метасоматиты” (Андреева, 1979; Андреева и др., 1996; Андреева, Головин, 1998).

Совершенно неизмененных игнимбритов и свежих туфогенно-осадочных пород в карьере не обнаружено. В вулканитах почти повсеместно распространена ранняя поствулканическая гематитизация, которая не связана с разрывными нарушениями и последующим отложением урановых руд. Она относится к типу так называемого “краснокаменного” аэрального окрашивания. С поствулканической гематитизацией, вероятно, синхронны и некоторые процессы минералообразования, например, выполнение миндалин низкотемпературными минералами, сегрегация полевых шпатов и кварца в виде аксиолитов. В итоге те породы, которые принято называть “фоновыми” и в составе которых еще могут сохраняться темноцветные минералы, почти всегда содержат гематит и незначительную (не более 1–2%) примесь метасоматических минералов (гидрослюд, карбонатов и др.), рассеянных в основной массе, во вкрапленниках, кластических зернах и обломках инородных пород.

Распространение гидрослюдистых метасоматитов отчетливо контролируется разломами и зонами трещиноватости, а также контактами пород. Визуально метасоматические преобразования выражены исчезновением красно-фиолетовых окрасок и обелением пород. Субгоризонтальные апофизы низкотемпературных метасоматитов наследуют исходную псевдофлюидальность игнимбритов.

В строении ореола гидрослюдизитов обнаруживается отчетливая зональность с формированием внешней, промежуточной и внутренней зон.

Внешняя зона (I) представлена относительно свежими неизмененными игнимбритами сиреневых оттенков. Биотит в них сохранен или частично замещен анкеритом и гематитом. Плагиоклаз в основном деанартитизирован, а вкрапленники калиевого полевого шпата, основная масса и фьямме содержат включения метасоматических карбонатов и светлой тонкочешуйчатой слюды в количестве не более 5–10%. Амфибол полностью замещен карбонатами. Акцессорные титаномагнетит и ильменит частично замещены гематитом и лекоксеноподобным агрегатом (ЛА). Иногда встречаются поздние прожилки бертьеринового и кварц-карбонатного состава.

Промежуточная зона (II) включает две подзоны, из которых первая (IIA) соответствует породам, еще сохраняющим серо-фиолетовую окраску за счет присутствия гематита, а вторая (IIБ), отвечает породам светло-бежевой и кремовой окраски, в которых гематит разрушен. Все остальные минеральные преобразования в пределах этих подзон очень схожи. Полевые шпаты и основная масса пород замещены метасоматическими карбонатами (анкеритом, кальцитом, сидероплезитом), смешаннослойными иллит-смектитами (содержание разбухающих межслоев в них не превышает 20%) и кварцем. В редких случаях обнаруживаются неразбухающие иллиты. В совокупности эти минералы составляют не менее 20% общего объема породы. Часто наблюдаются секущие прожилки кварца, карбоната и бертьерина. Мощность промежуточной зоны (II) достигает 110 м.

Внутренняя зона (III) наиболее интенсивных преобразований контролируется разломом 1А. Ее мощность варьирует от 2 до 50 м. Плагиоклаз и биотит здесь полностью замещены светлой тонкочешуйчатой слюдой и железистыми карбонатами (анкеритом, реже сидеритом), но реликты калишпата сохраняются. Для пород характерны светлые окраски, а первичные структурные особенности (флюидальность, наличие фьямме) обычно сохраняются. Из метасоматических минералов наиболее широко распространены иллиты и смешаннослойные иллит-смектиты с незначительным (10–15%) содержанием разбухающих слоев, Fe-карбонаты и кварц, которые составляют до 35% от общего объема породы. Все светлые слоистые силикаты относятся к политипной модификации 1М. Политип 1М + 2М1 относительно более редок. Вертикальная зональность в распространении смешаннослойных минералов с разной степенью разбухаемости и с разной политипной модификацией в пределах зоны III не обнаружена. Вследствие близости этой зоны к флюидоподводящему разлому для нее характерны интенсивные катаклаз и трещиноватость, а также широкое развитие поздних секущих прожилков кварца, флюорита и пластинчатого кальцита. Именно поэтому в зоне максимальных гидрослюдистых преобразований наиболее интенсивно проявились более поздние процессы рудной, пострудной жильной и метасоматической минерализации, включая и пострудную аргиллизацию. Внутри контуров интенсивных преобразований сохраняются реликты слабо измененных пород.

Химический состав относительно свежих и измененных пород. Несмотря на то что процессы предрудного метасоматоза проявились очень широко, контрастных преобразований химического состава пород не произошло. Обусловлено это частичной незавершенностью метасоматических реакций и, как следствие, обилием минералов-реликтов в измененных породах. Вариации химического состава связаны с более поздними рудосопровождающими или пострудными прожилково-метасоматическими ассоциациями, что отображено в табл. 2.

Содержание K₂O при гидрослюдистом метасоматозе показывает незначительный рост (до 5%), а содержание Na₂O или незначительно уменьшается (до 3–5%), или остается неизменным. Уменьшение SiO₂ на 1–5% во внутренних зонах обусловлено развитием метасоматических карбонатов и гидрослюд. Другие элементы не обнаруживают отчетливо выраженных вариаций. Незначительные колебания содержаний СаО объясняются развитием процессов пострудной карбонатизации. Отсутствие явной тенденции к изменению соотношений Fe(II) и Fe(III) и выносу Fe₂О₃ при переходе от зоны с дисперсным гематитом (IIА) к зоне обеленных пород (IIБ) может объясняться внутрирудной гематитизацией и хлоритизацией, а также развитием Fe-карбонатов. В туфогенно-осадочных породах динамика изменений химического состава при дорудных изменениях еще менее отчетлива.

Жильная и урановая минерализация проявлена в ореоле измененных пород и лишь в очень редких случаях может выходить за его пределы. По отношению к массовому отложению урановых руд жильная минерализация развивается в дорудную, собственно рудную и пострудную стадии. Дорудная стадия проявлена незначительно, следует за гидрослюдистыми преобразованиями и представлена маломощными и немногочисленными прожилками кварца с подчиненным количеством Fe-карбонатов и некоторых сульфидов. Урановая минерализация присутствует как в гнездово-вкрапленной, так и жильной форме. Наиболее ранним урановым минералом является браннерит, который распространен исключительно в виде мелких рассеянных псевдоморфоз по титансодержащим минералам (сфен, пседоморфозы Ti-минералов по биотиту). Гнездово-вкрапленные скопления настурана (иногда совместно с коффинитом) обычно приурочены к участкам повышенной трещиноватости пород. Развитие вкрапленной минерализации сопровождается интенсивным кирпично-красным окрашиванием (гематитизацией) пород.

Метасоматические выделения урановых минералов пересекаются прожилковым настураном и молибденитом с гребенчатым кварцем, анкеритом, бертьерином и темноокрашенным флюоритом. Такие взаимоотношения особенно характерны для нижней части карьера, где вскрыты богатые молибден-урановые руды. Для жильного оруденения характерно выполнение полостей трещин с формированием кокардовых, крустификационных и брекчиевидных текстур. Мощности единичных прожилков достигают 5 см. Кроме урановых минералов и молибденита в прожилках отмечаются более поздние относительно них галенит, клейофан, блеклые руды, халькопирит и некоторые другие сульфиды, а также бертрандит. Рудосопровождающий Fe-бертьерин (7Å-хлорит), хотя и тяготеет к скоплениям богатых руд, может в виде метасоматической пропитки распространяться на значительные (до первых десятков метров) расстояния от разлома 1А вплоть до зоны слабоизмененных сиреневых игнимбритов.

Кроме урановых минералов в верхней части разлома 1А, контролирующего минерализацию “Первой рудоносной зоны”, было обнаружено черное, аморфное, хрупкое урансодержащее углистое вещество, по оптическим свойствам отвечающее тухолиту (фиг. 2). Химический состав (мас. %): C – 49.47, O – 29.08, Mg – 0.28, Ca – 1.58, Al – 0.81, Si – 0.43, S – 0.59, U – 10.72. Тухолит слагает тонкие (0.5–1 мм) прожилки, иногда совместно с кальцитом. Иногда его агрегаты имеют массивное сложение или образуют каплеобразные скопления различного размера (0.2–2.5 мм), сцементированные карбонатом. Временные взаимоотношения тухолита и настурана остаются неопределенными.

Фиг. 2.

Форма выделений тухолита и новообразованного уранофана. а – выделения тухолита (черное) и развививающийся по карбонату уранофан (зеленовато-желтые агрегаты внизу снимка); б – глобулярные выделения тухолита (серое) и уранофан по карбонату (белое) в отраженных электронах (BSE compo); в – новообразования волокнистого уранофана (белое) на поверхности тухолита (серое). В тухолите обогащенные ураном участки выражены в отраженных электронах более ярко. Приведен энергодисперсионный спектр яркого участка тухолита.

Пострудная жильная минерализация представлена пластинчатым кальцитом, светлоокрашенным и фарфоровидным флюоритом, каолинитом и диккитом, кварцем, реже адуляром, баритом, пиритом и марказитом. Флюорит обычно приурочен к верхним частям рудных тел, а кальцит более характерен для их нижних частей. Минералы каолинитовой группы более характерны для зон брекчирования.

Пострудная аргиллизация, для которой характерно метасоматическое развитие смектита и каолинита, отчетливо контролируется зонами разрывных нарушений. Особенно контрастно и интенсивно эти минералы распространены в пределах рудоконтролирующего разлома 1А (см. фиг. 1), в меньшей степени они отмечаются вдоль второстепенных оперяющих трещин. Ширина зон аргиллизации может достигать 40 м в случае сближения параллельных ветвей разлома. Однако количество смектита и каолинита обычно невелико и не превышает 5–7% объема породы. Максимальное развитие глинистых минералов наблюдается только в непосредственной близости от стенок трещин, а мощность этих узких зальбандов не превышает первые см. Вертикальная зональность в распространении минералов группы смектита и каолинита не проявлена. Интенсивность аргиллизации зависит от степени тектонической нарушенности вмещающих пород, но не от близости к современной поверхности. Cудя по характеру дифрактометрических спектров, cмектиты представлены кальциевыми и натрово-кальциевыми разностями. Для них почти всегда характерны метасоматические формы, в то время как каолинит и диккит проявлены также и в виде прожилков. Как видно из фиг. 1, зоны пострудной аргиллизации в основном совпадают с зонами максимальных карбонат-гидрослюдистых изменений ранней дорудной стадии (зона III). Гораздо реже они отмечаются вдоль второстепенных трещин в слабо измененных игнимбритах.

УГЛЕРОДИСТОЕ ВЕЩЕСТВО ВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД

Под углеродистым веществом вслед за В.Г. Мелковым (Мелков, 1956; Мелков, Сергеева, 1990) мы понимаем разнообразные по свойствам и физическому состоянию соединения углерода с водородом, содержащие переменные количества кислорода, азота и серы. В карьере Тулукуевского месторождения распространено твердое углеродистое вещество (ТУВ). Изучение распределения и содержаний ТУВ в 67 образцах измененных игнимбритов показало почти постоянное его присутствие. Особенно это характерно для внутренней зоны максимальной гидрослюдизации (зона III), где концентрации ТУВ вдоль разлома 1А и диагональной к ней зоны трещиноватости варьируют в пределах 0.05–0.4 мас. %. Углеводороды откладывались и в течение урановорудной стадии, входя в состав тухолита. В единичных случаях углеродистое вещество обнаруживалось в слабоизмененных игнимбритах (до 0.1 мас. %). Ввиду ультрамикроскопических размеров ($ \ll $0.001 мм) выделений углеводородов, их точная видовая диагностика не проводилась.

По сведениям В.И. Покровской (неопубликованные данные), приведенным в работе И.В. Мельникова (1983), в подошве покрова игнимбритов Тулукуевского месторождения присутствуют тончайшие гнездовые, прожилковые и вкрапленные выделения твердых битумов. В составе последних автором отмечены ароматические и алифатические углеводороды, а в отдельных образцах металлоорганические и фосфорорганические соединения. По другим данным (Мелков, Сергеева, 1990) углеродистое вещество в пределах Тулукуевского месторождения находится как в крутопадающих трещинах с рудной минерализацией, так и в межслоевых срывах, в которых ранее они ошибочно принимались за угли. С более ранней частью процесса минералообразования связаны антраксолиты, а с более поздней – кериты. Взаимоотношения урановых минералов и углеводородов достаточно противоречивы.

Важно оценить и сорбционные свойства углеродистого вещества. Изучение распределения урана в породах Малиновского месторождения (Западная Сибирь) методом f-радиографии (Кондратьева и др., 2004) показало, что углистое органическое вещество в тонкорассеянной “безминеральной” форме отчетливо сорбирует уран, причем в большей степени, чем окружающий глинистый цемент обломочных пород.

Полученные нами данные с учетом анализа литературных источников (Лучицкий, 1971; Schumacher, 1996) позволяют предполагать, что в пределах изучаемого блока Тулукуевского карьера формирование и перераспределение органического вещества происходило в процессе осадконакопления и последующей гидротермальной деятельности. При осадконакоплении в перерывах вулканической активности формировались породы (горизонт туфоконгломератов, подстилающих толщу игнимбритов), обогащенные углефицированной органикой. В процессе гидротермальной деятельности реализовался механизм возгонки углеводородов с гидротермами по зоне разлома 1А и их диффузии во вмещающие породы, что, возможно, объясняет формирование тухолита.

Очевидно, что все эти факторы влияют на особенности формирования редокс-условий в зоне аэрации Тулукуевского месторождения и на условия формирования зон цементации. Поэтому их необходимо учитывать при создании модели миграции и накопления урана.

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЗОНЫ ГИПЕРГЕНЕЗА И ФОРМИРОВАНИЕ ДРЕВНЕЙ И СОВРЕМЕННОЙ ЗОН ОКИСЛЕНИЯ В КАРЬЕРЕ ТУЛУКУЕВСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Гипергенные преобразования вмещающих игнимбритов. Гипергенные минеральные преобразования пород в пределах изученного блока Тулукуевского карьера обусловлены развитием процессов поверхностного окисления, дезинтеграции вмещающих вулканогенных пород и почвообразования под влиянием атмосферных факторов. Морфология зон гипергенных преобразований контролируется, с одной стороны, разрывными нарушениями и зонами трещиноватости, а с другой, интенсивностью проявления дорудных, рудосопровождающих и пострудных процессов, которые, в свою очередь, значительно влияют на проницаемость пород. В верхней части разреза и по падению крупных разрывных нарушений и зон трещиноватости происходит интенсивное образование оксидов и гидроксидов Fe, Mn, Ti и частичное растворение гидротермальных карбонатов. На нижних горизонтах процессы окисления вулканитов все более стягиваются к крупным проницаемым зонам, однако они прослеживаются на всю глубину вскрытия месторождения. Все эти факторы в совокупности существенным образом влияют на условия миграции, сорбции и перераспределение урана.

На самом верхнем уровне “А” карьера в основании почвенного слоя обнаружен горизонт гипергенных карбонатов. Они широко распространены в окрестностях месторождения на склонах водоразделов и в виде чехла перекрывают все типы вулканогенных пород, включая зоны гидротермальных преобразований на верхнем выклинивании рудных тел.

Гипергенные карбонаты, в отличие от гидротермальных, обладают тонкозернистым сложением и образуют мучнистые агрегаты светло-бежевых оттенков. Мощность подпочвенного карбонатного горизонта достигает 2 м, однако в местах выхода на поверхность разрывных нарушений она может возрастать до нескольких метров. Кроме тонкокристаллического кальцита в состав горизонта в разном количестве входят реликты минералов исходных пород. Никаких следов развития каолинитового профиля выветривания в верхних частях месторождения не обнаружено.

Ранее для данной территории Забайкалья была популярна точка зрения о широком развитии здесь каолинитовой коры выветривания (Рогов и др., 1970; Ищукова и др., 1998), хотя в указанных работах минералогических доказательств не приводилось. Территория Юго-Восточного Забайкалья, где расположено Тулукуевское месторождение, относится к степной и сухостепной провинции невысоких хребтов и равнин, для которых характерно развитие “каштановых” и в меньшей степени черноземных почв (Почвы СССР, 1979; Вещество степных…, 1984; Рысков и др., 2001; Чуднявцева, Самонов, 2004). Образование этих почв происходит в условиях континентального климата с теплым летом и холодной относительно малоснежной зимой при недостаточном увлажнении, когда из почвенного слоя выносятся только легко растворимые соли. Кальций перемещается вниз на незначительную глубину, образуя карбонаты при взаимодействии с углекислотой атмосферы и пересыщении кальцием почвенного раствора относительно кальцита. Некоторое количество кальцита может образовываться живыми организмами – червями, моллюсками. Карбонатный горизонт, как правило, залегает в средней части почвенного профиля, а его мощность для выровненных участков достигает 2.5 м. В верхней части Тулукуевского карьера мощность карбонатного горизонта колеблется от 0.5 до 2 м.

Для кальцитов мучнистого подпочвенного горизонта, расположенного на верхнем уровне А Тулукуевского карьера, проведены исследования изотопных составов углерода и кислорода по штуфным образцам. Исследования показали, что изотопный состав углерода δ¹³C_PDB‰ = около –8, а кислорода δ¹⁸O_SMOW‰ = 18–20. Для сравнения были изучены гидротермальные карбонатные жилы Тулукуевского месторождения, а также метасоматические и жильные карбонаты других месторождений СРП. Результаты приведены в этом номере журнала (Петров и др., 2022; фиг. 12).

Очевидно, что карбонаты подпочвенного слоя и гидротермальные карбонаты занимают совершенно разные поля на диаграмме условий образования. Гипергенные карбонаты попадают в область, характерную для почвенных карбонатов степных областей с повышенным испарением (Salomons, 1975; Рысков, Демкин, 1997), а величина δ¹³С для них (около –8) соответствует изотопным отношениям углерода в атмосфере. Возраст степных почв Забайкалья оценивается как плиоценовый (Рысков и др., 2001). Кислотно-щелочная реакция верхних горизонтов почв нейтральная или слабощелочная (7.2–7.6), а в нижних горизонтах она может становиться щелочной. Этот фактор представляет собой существенное препятствие для образования каолинитового профиля выветривания, который характерен для кор выветривания кислого класса, образующихся в условиях влажного (тропического, субтропического) климата с богатым растительным покровом (Перельман, 1979). В Восточном Забайкалье, где преобладают сухие степи, такие условия не возникают.

Гипергенные преобразования молибден-урановых руд. Первичные руды Тулукуевского месторождения подвержены процессам древнего (до отработки карьера) окисления, которое выражено в формировании трех горизонтально расположенных субзон (сверху вниз): выщелачивания, полного окисления и неполного окисления (см. фиг. 1). В подошве зоны выщелачивания располагается горизонт вторичного уранового обогащения, совпадающий по расположению с зеркалом подземных вод до вскрытия карьера.

Древняя зона окисления урановых месторождений СРП относится в основном к гидроксидно-силикатному типу, для которого характерен постепенный переход первичных руд в гидроксиды и силикаты урана с сохранением морфологии выделений первичных руд (Белова и др., 1977, 1981, 1989; Белова, 2000). Минералы урана, образовавшиеся в условиях древней зоны окисления, гидронастуран и ургит, характеризуют начало этого процесса, а уранофан его завершение: U^IVO₂ (настуран) + O₂ + H₂O ⇒ U^VIO₃·nH₂O + Me (гидро-настуран) $ \Rightarrow $ MeU^VI₂O₇·nH₂O (гидроксиды: велсендорфит, ургит) + Si $ \Rightarrow $ Me(UO₂)₂[SiO₄]₂·nH₂O (уранофан), где Ме = Ca, Pb, Ba, Sr, K, Na.

При замещении богатых руд и формировании массивного и прожилкового настурана в составе псевдоморфоз преобладают сложные гидроксиды урана, а при замещении бедных прожилково-вкрапленных руд первичные оксиды урана замещаются преимущественно силикатами урана. Гидроксиды и силикаты урана возникают непосредственно на месте первичных минералов, образуя полуаморфные, иногда гелевидные “гуммитовые” каймы. Их образование не сопровождается сколько-нибудь значительным выносом урана, в дальнейшем они подвергаются раскристаллизации. Из сложных гидроксидов урана на месторождении развиты как велсендорфит (MeU^VI₂O₇·nH₂O) (Ме = Pb), так и минералы его группы: кальцураноит и метакальцураноит (Ме = Са), баураноит (Ме = Ва) и их промежуточные разновидности. В латеральном направлении в пределах настурановых рудных тел наблюдается развитие горизонтальной зональности, которая выражена в появлении в их центральных частях преимущественно гидроксидов, а на флангах силикатов урана (уранофан, β-уранофан) (фиг. 3).

Фиг. 3.

Вид уранофана в сканирующем электронном микроскопе: а – метаколлоидная структура прожилков уранофана и его энергодисперсионный спектр; б, в – последовательные стадии раскристаллизации уранофана из геля; г – конечный продукт раскристаллизации уранофана, видны участки раскристаллизованного геля. Различимы формы кристаллов, характерные для α-уранофана. Образец из трещинного заполнения в тухолите.

Условия минералообразования древней зоны окисления, по-видимому, соответствовали близнейтральной или слабощелочной среде, недостаточно кислой для образования других минералов U(VI). Близнейтральная реакция воздействующих растворов в значительной степени определялась составом вмещающих пород, содержащих заметные количества метасоматических и прожилковых карбонатов и полевых шпатов (минералов-нейтрализаторов) и, что более важно, незначительное количество сульфидов, растворение которых не обеспечивало достаточную кислотность (Белова, 2000). Поэтому, например, доля урановых слюдок (отенита, ураноспинита, новачекита и др.) в общем объеме вторичной урановой минерализации невелика и наблюдаются они только в участках с относительно повышенными содержаниями сульфидов и мышьяка. В составе слюдок фиксируется заметное (до первых процентов) количество U(IV). По-видимому, накопление восстановленного урана в слюдках взаимосвязано с общим процессом вторичного обогащения (образования урановых черней), которое проявилось как часть процесса древнего гипергенеза. Кроме того, в участках, переходных от зоны окисления к зоне вторичного обогащения, формируется янтинит – минерал, содержащий и U(VI), и U(IV) (Белова, Федоров, 1991). В состав урановых черней в разных пропорциях входят тонкодисперсные оксиды и силикаты U(IV), порошковатый пирит-мельниковит и молибденит. Участки отложения черней тяготеют к крутопадающим трещинным зонам, обогащенным углеродистым веществом, а также, возможно, тухолитом, где создаются локальные восстановительные условия на фоне окружающей окислительной обстановки.

После вскрытия Тулукуевского месторождения карьером и понижения уровня зеркала подземных вод нарушилась вся гидрогеологическая и гидрогеохимическая система, изменились Eh-pH условия. При этом древняя зона окисления, включая субзоны выщелачивания, полного и неполного окисления, а также горизонт вторичного обогащения, оказались вскрыты для современных окислительных процессов. Уровень зеркала подземных вод сместился с абсолютной отметки +640 м до горизонта +485 м. Ниже этой отметки расположена зона с преобладанием восстановительных условий, а вмещающие игнимбриты находятся в водонасыщенном состоянии.

В настоящее время в карьере активно формируется современная зона окисления со своим специфическим набором минералов-новообразований: поздним уранофаном, хейвиитом, калькурмолитом, умохоитом, моуритом, либигитом и др. минералами (Белова и др., 1989 и др.). С углублением карьера ниже уровня древнего зеркала подземных вод (ниже отметки +640 м) и при достижении горизонта развития молибден-уранового (уран-сульфидного) оруденения характер гипергенных процессов усложнился, поскольку в зону аэрации попали уран-сульфидные руды. Окисление иордизита (тонкодисперсного дисульфида Fe и Mo), пирита и других сульфидов обусловило понижение величины рН среды до 3–5. Кислые молибденсодержащие растворы, возникшие при окислении иордизита, реагировали с первичными минералами урана (настураном, коффинитом, тухолитом) и мобилизовали из него уран, который затем вошел в состав молибдатов урана – умохоита, моурита и калькурмолита (UO₃ – 64.17, MoO₃ – 18.99, CaO – 3.72, FeO – 2.18, K₂O – 0.79, Al₂O₃ – 1.96, SiO₂ – 1.19, сумма – 93.00) (минералы идентифицированы Карташовым П.М.).

Уранофановые прожилки, сформировавшиеся в условиях современной зоны окисления, гораздо более тонкие (>1 мм), чем при древнем окислении, часто характеризуются метаколлоидными структурами (трещины усыхания, глобулярность, скрытокристалличность). Кристаллические агрегаты уранофана местами замещены спутанноволокнистым, войлокоподобным хейвиитом (Ca(UO₂)₂[Si₂O₅]₃·4H₂O) (минерал идентифицирован Карташовым П.М.).

Карбонаты урана развиваются только в гидроксидно-силикатной зоне окисления и совершенно отсутствуют в участках окисления уран-молибденовых (сульфидсодержащих) руд с гораздо более кислой средой. На месторождении известно четыре карбоната уранила, отлагавшихся из современных вод: либигит (Ca₂(UO₂)[CO₃]₃·10H₂O), целлерит (Ca(UO₂)[CO₃]₂ · · 3–5H₂O), жолиотит ((UO₂)[CO₃]·2H₂O) и уранкалькарит (Ca(UO₂)₃[CO₃](OH)₆·6H₂O). Их формирование произошло позже калькурмолитовой минерализации, отвечающей гораздо более низкому рН среды. Кроме того, в пределах участков развития молибден-урановых руд после отложения калькурмолита, при повышении рН и усыхании возникающих растворов произошла кристаллизация урановых купоросов (UO₂)[SO₄]·nH₂O) – циппеита, шрекингерита и др. Все они хорошо растворимы в воде и являются минералами-“эфемерами”, которые легко смываются атмосферными осадками.

Хотя в связи с отработкой карьера и окислением молибден-урановых руд происходит вынос и рассеяние урана, подвижность его в современной зоне окисления Тулукуевского месторождения ограничивается расстоянием в первые сантиметры от рудных тел. Саму же зону окисления этого типа следует охарактеризовать как незрелую, находящуюся в стадии формирования. Об этом свидетельствует обилие водорастворимых сульфатов, относительно небольшое распространение гипса, а также почти полное отсутствие минералов группы алунита (известны лишь единичные находки ярозита).

ОКСИДЫ И ГИДРОКСИДЫ ЖЕЛЕЗА, МАРГАНЦА И ТИТАНА

В вулканогенных породах карьера Тулукуевского месторождения широко распространены оксиды и гидроксиды железа, марганца, титана, формирование которых связано с различными этапами гидротермального и гипергенного преобразования. В незначительном количестве в шлифах фиксируется лейкоксеноподобный агрегат, приуроченный к участкам развития Ti-содержащих минералов. Поствулканическая гематитизация не имеет сколько-нибудь выраженной связи с разрывными нарушениями. Для кислых эффузивов характерна более или менее интенсивная красновато-сиреневая и фиолетовая окраска, обусловленная присутствием дисперсных оксидов и гидроксидов железа. С предрудными метасоматитами связано локальное перераспределение железа в пределах отдельных участков, его растворение и/или вынос, приводящий к резко выраженному осветлению пород. Рудосопровождающие преобразования тесно связаны с интенсивной гематитизацией всех разновидностей пород. Они характеризуются яркой кирпично-красной или бордовой окраской и наиболее интенсивно развиты в зонах крупных рудоносных разрывов.

Гипергенные преобразования в карьере выражены в развитии процессов площадного и линейного окисления и дезинтеграции пород, сопровождающихся, помимо карбонатизации, образованием оксидов и гидроксидов Fe, Mn и Ti. Зона окисления максимально развита в участках с интенсивной трещиноватостью и в метасоматически измененных исходных вулканитах. Гидроксиды и оксиды железа образуют обильные налеты, корочки на плоскостях трещин, плотные или пористые порошкообразные массы в пустотах пород с характерными яркими буровато-рыжими и желтыми оттенками. Гидроксиды марганца формируют тонкие налеты в виде причудливых узоров и порошкообразные сажистые массы черного цвета.

Для изучения характера и форм распределения оксидов и гидроксидов Fe–Mn проводилось детальное минералогическое опробование всех уровней карьера, макроскопическая и электронно-микроскопическая характеристика образцов игнимбритов. В отобранных пробах были обнаружены и диагностированы следующие минералы: гематит (Fe₂O₃), гётит (FeOOH), Fe-вернадит (MnO₂·nH₂O), (прото)ферригидрит (2.5Fe₂O₃·4.5H₂O, где Fe₂O₃ – 83.12 мас. %, H₂O –16.88%).

Гематит присутствует, за исключением уровня “A”, во всех отобранных образцах в виде корочек и обильных налетов бежевого, кремового и бордового цвета в волосовидных и более крупных трещинах (1–2 мм), а также в гематитизированных участках линзовидных фьямме. Наблюдается в двух основных модификациях: дисперсные спутанно-волокнистые агрегаты и пластинчатые кристаллы и их агрегаты. Практически во всех образцах и разновидностях пластинчатого гематита по микродифракционным картинам фиксируются отчетливые следы слоистых силикатов. На кристаллах гематита проявлен “муаровый” узор, который характерен для всех пластинчатых кристаллов и, по-видимому, связан с особенностями формирования их кристаллической структуры (фиг. 4А).

Фиг. 4.

А – мелкий пластинчатый монокристальный гематит с примесью слоистого силиката (a) и агрегат пластинчатых кристаллов гематита (б). На кристаллах фиксируется “муаровый” узор в виде полосок; Б – дисперсный, волокнистый и спутанноволокнистый гематит (a, б, в) и его пластинчатая разновидность (a, б). Просвечивающий электронный микроскоп (ПЭМ) с картиной электронной дифракции.

Спутанно-волокнистый гематит встречен только в образце на уровне “С”. В отличие от пластинчатой его разновидности, морфология выделений указывает на иные условия образования (фиг. 4Б). В отдельных случаях гематит образуется по краям агрегатов ферригидрита и протоферригидрита. В этом случае можно однозначно говорить о формировании гипергенного гематита. Во всех остальных случаях о гипогенном или гипергенном генезисе гематита можно лишь предполагать.

Гётит как типичный гипергенный минерал отмечается в основном на двух самых верхних уровнях Тулукуевского карьера “А” и “В”. Развивается он в виде налетов, примазок и причудливых узоров желтовато-бурого и бурого цвета на плоскостях трещин толщиной менее 1 мм, а также порошкообразных сажистых масс черно-бурого цвета. Гётит здесь встречается в виде: агрегатов тонко-дисперсных бесформенных частиц размером сотые доли мкм; мелкокристаллических игольчатых агрегатов различной степени дисперсности размером десятые доли мкм, включая закономерные (под углом 60°) сростки-тройники; агрегатов очень мелких, визуально не различимых, текстурированных и структурно-упорядоченных частиц, часто в виде пленок толщиной до 0.01 мкм (фиг. 5А).

Фиг. 5.

А – агрегат мелкокристаллического гётита, часто игольчатого (а) и закономерные сростки-тройники (б); Fe-вернадит (в); Б – агрегаты протоферригидрита (a) и ферригидрита (б). По краям агрегатов (прото)ферригидрита фиксируются следы гётита и гематита.

Особо следует отметить наличие редко встречающихся сильно текстурированных агрегатов мелких, жестко сцементированных частиц на уровне “А”. Также обнаружены следы гётита по краям агрегатов ферригидрита и протоферригидрита (сотые доли μm) в образцах, отобранных на нижних уровнях карьера (уровень “G” и ниже).

Из минералов марганца обнаружены только спутанно-волокнистые агрегаты Fe-вернадита, который встречается вместе с гётитом, но в меньшем количестве. В нем, как правило, количество Mn больше или схоже с количеством Fe. Fe-вернадит находится в тонкой смеси со слоистыми силикатами (фиг. 5Б).

Современная зона окисления, как уже было отмечено, находится в стадии формирования и обладает своим набором урановых минералов-новообразований. Об этом также свидетельствует формирование метастабильного гипергенного минерала из группы гидроксидов Fe³⁺ – (прото)ферригидрита, который был впервые обнаружен нами в субвертикальной трещине с урановой минерализацией на самом нижнем уровне “Н” карьера (Полуэктов, и др., 2007). Это первая находка продуктов жизнедеятельности железобактерий на месторождениях Стрельцовской кальдеры.

Агрегаты (прото)ферригидрита, открытого Ф.В. Чухровым (Чухров и др., 1971, 1975), имеют явно органогенное (бактериальное) происхождение и различаются степенью структурной упорядоченности. О его биогенном происхождении свидетельствуют характерные трубчатые структуры, дисперсность, а также реликтовые пики фосфора на энергодифракционных спектрах (ЭД-спектры) от данных частиц. В образце цвет минералов этой группы изменяется от бурого до светло-желтого и зависит от содержания кремнистого геля. Его образование представляет результат жизнедеятельности железобактерий, которые активны при pH около 6–7 и температурах от 4 до 27°С. Как следует из экспериментальных данных, ферригидрит является неустойчивым минералом. Поэтому его нахождение в природе вероятно лишь в весьма молодых образованиях. С течением времени он самопроизвольно переходит в гематит или гётит. Этот процесс виден по краям агрегатов ферригидрита, где наблюдаются следы гётита и гематита, которые фиксируются по появлению рефлексов на микродифракционных картинах (см. фиг. 5Б).

В пределах Новогоднего месторождения в зонах гидрослюдизации тонкодисперсный настуран сопровождается кремово-красноватой гидротермальной гематитизацией. Аналогичные преобразования характерны лишь для локальных участков альбитизации, сферолитовых риолитов и приконтактовых частей пластообразного тела вулканического стекла. Как было отмечено выше, основная часть месторождения находится ниже зоны окисления и поэтому гипергенная минерализация (гидроксиды Fe, Mn) представлена здесь незначительно.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВОД ТУЛУКУЕВСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Изучение состава трещинно-жильных вод и атмосферных осадков необходимо для выяснения условий миграции и накопления урана в зоне аэрации. Отбор проб трещинно-жильных вод производился в период 2000–2015 гг. и выборочно до 2018 г. на нижних горизонтах карьера в местах выхода постоянных источников на крутые стенки уступов. Воды также отбирались из штольни горизонта +520 м, пройденной на нижнем уровне “G” карьера вдоль основного разлома 1А (см. фиг. 1). Гидрогеохимические исследования за период 2000–2018 гг. показывают, что общая минерализация трещинно-жильных вод варьирует от 600 до 1500 мг/л. Воды имеют карбонат-сульфат-хлорид-натровый состав, где карбонат и сульфат могут меняться местами. Для всего периода наблюдений отмечено, что состав вод в отношении главнейших компонентов остается относительно стабильным и лишь в одном из источников на уровне “G” (TG-1) отмечено слабое возрастание общих концентраций солей. Слабые колебания содержаний солей и металлов (в том числе урана) связаны, скорее всего, с количеством осадков, интенсивность которых для региона не является постоянной. В табл. 3 в качестве примера приведены данные за 2002 г. по химическому составу трещинно-жильных вод, атмосферных осадков и вод штольни горизонта +520 м. Обращает на себя внимание практическое отсутствие в трещинно-жильных водах железа, как в трехвалентной, так и в двухвалентной форме, несмотря на то, что вмещающие породы насыщены железосодержащими минералами. Отсутствие железа в таких типах вод является, по-видимому, их общей характеристикой (Чухров и др., 1975; Современные гидротермы…, 1977 и др.).

Величины рН и Еh были измерены в лабораторных условиях при температуре 20°С. Как видно из сравнения анализов вод, все они относятся к близнейтральным-слабощелочным. Следует заметить, что истинные значения Еh, вероятно, ниже, чем измеренные, поскольку тесты выполнялись в ИГЕМ РАН через месяц после отбора проб (июль–август каждого года) и, по-видимому, отражают некоторое переходное состояние между водами, циркулирующими внутри блока вулканитов, и водами, пришедшими в равновесие с атмосферой. При этом за весь период наблюдений трещинно-жильные воды обнаруживают тенденцию постепенного смещения из близнейтрально-щелочной к нейтральной области, становясь более окисленными. Анализ атмосферных осадков указывает на их значительно большую величину Еh и гораздо более низкие величины рН, но обнаруживается динамика сдвига значений для осадков к трещинно-жильным водам по степени окисленности. Возможной причиной этого сдвига является постепенное увеличение концентрации атмосферного кислорода в трещинно-жильных водах и/или истощение реакционного потенциала Fe–Mn-оксигидроксидов. Наряду с этим намечаются закономерные колебания значений Eh и pH. Максимальные значения приходятся на 2002–2003, 2009–2010 и 2012 годы, а минимальные на 2007 и 2013 годы, что, по-видимому, связано с вариациями количества атмосферных осадков. Также на вариации значений Eh и pH несомненно влияет фактор времени прохождения (travel time factor) потока метеорных вод сквозь толщу трещиноватых вулканитов мощностью 200 м. Это время, оцененное на основе модели изменения изотопных параметров метеорных вод, составляет от 1.5 до 2 лет (Дубинина и др., 2007, 2008).

Полученные для трещинно-жильных вод Тулукуевского карьера характеристики, включая рН-Eh условия, а также содержания в водах урана (U = 10^–3 г/л), при внешних атмосферных условиях ${{P}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ ≈ 10^–2 и T = 25°С соответствуют устойчивости уранил-карбонатных комплексов (фиг. 6). По-видимому, форма переноса U(VI) в окислительных условиях в виде легко растворимых карбонатных соединений [UO₂$({\text{C}}{{{\text{O}}}_{3}})_{3}^{{4 - }}$] и/или [UO₂$({\text{C}}{{{\text{O}}}_{3}})_{2}^{{2 - }}$] является превалирующей, а в восстановительной обстановке внутриразломных проницаемых реакционных барьеров может происходить перераспределение урана с образованием сорбированных форм и вторичным минералообразованием (Petrov et al., 2008; 2011). Наряду с этим нельзя исключать и коллоидную форму переноса (Мальковский и др., 2014), но этот вопрос требует дополнительного изучения.

Фиг. 6.

Вариации рН-Еh характеристик трещинных вод и атмосферных осадков за период 2002–2018 гг. Оконтуренные области – сводные данные за период 2016–2018 гг. 2001 и 2006 годы были наиболее засушливыми.

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ УРАНА В КИСЛЫХ ВУЛКАНИТАХ ТУЛУКУЕВСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Механизмы миграции и накопления урана в кислых вулканитах и вулканических стеклах различного состава изучались, как было отмечено выше, на двух объектах СРП: на Тулукуевском месторождении в игнимбритах трахи(рио)дацитового состава, содержащих стекло и стекловатый материал в виде фьямме и матрикса, а также высококремнистые стекла, а на Новогоднем месторождении во флюидальных и массивных стеклах обсидиан-перлитового типа.

Характер распределения и содержания урана изучались с применением метода f-радиографии. В изученном блоке Тулукуевского карьера преобладают игнимбриты трахидацитового и трахириодацитового состава. Более кислые разности игнимбритов вплоть до риолитов распространены крайне незначительно и развиты исключительно в пределах висячего бока разлома 1A. Характерной особенностью игнимбритов является наличие линзовидных и расплющенных обособлений вулканического стекла (фьямме) в стекловатой основной массе, создающих псевдофлюидальную структуру породы. Для игнимбритов характерно высокое содержание окисного железа (Fe₂O₃/FeO = 1.5–8), что фиксируется присутствием в породе высокожелезистого опацитизированного биотита и большого количества тонкодисперсного гематита.

Пробы пород отбирались на семи уровнях Тулукуевского карьера (от “A” до “G”) на различном удалении от разлома 1А и оперяющих его ветвей и трещин. В породах интенсивно проявлены позднемезозойские гидротермально-метасоматические изменения с развитием предрудных, рудосопровождающих и пострудных минеральных ассоциаций, на которые впоследствии были наложены гипергенные преобразования (см. фиг. 1).

Концентрация урана в массе игнимбритов и туфов трахи(рио)дацитового состава Стрельцовской кальдеры варьирует в пределах 7–10 ppm (Ищукова и др., 1998 и др.), что примерно в 3–5 раз превышает их кларковые значения (Turekian, Wedepohl, 1961; Виноградов, 1962). Уран в неизмененных вулканитах распространен крайне неравномерно. Повышенные его содержания (более 30 ppm) характерны для титансодержащих акцессорных минералов (сфен, ильменит, титаномагнетит) и циркона (Омельяненко и др., 1983). В этой связи, изучение характера распределения урана в игнимбритах Тулукуевского карьера представляется крайне важным для понимания процессов его миграции и концентрирования.

Содержание урана в матрице и минеральных фазах игнимбритов

Уран в относительно неизменных игнимбритах внешней зоны (I) сконцентрирован, главным образом, в матриксе (7–8 ppm) и, в несколько меньшем количестве (2–3 ppm), в виде точечных неравномерных скоплений во фьямме, что отчетливо фиксируется на лавсановых детекторах по плотности треков (фиг. 7а). При девитрификации во фьямме происходило “разрежение” треков с формированием скоплений высокой плотности. Максимальная плотность треков наблюдается вблизи контактов между вкрапленниками минералов и обломками пород. Сами вкрапленники и обломки кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата практически лишены урана (фиг. 7б). Гидротермальные преобразования пород проявлены здесь незначительно и не могли оказывать заметного влияния на перераспределение урана.

Фиг. 7.

Распределение урана в матрице и минеральных фазах игнимбритов: а – равномерные треки сконцентрированы в основной массе, матриксе (1) и, в меньшем количестве, в неравномерных точечных скоплениях во фьямме (2); б – в промежуточной зоне высокая плотность треков связана с участками катаклаза, микробрекчирования (3), с приконтактовыми частями обломков пород и вкрапленников полевых шпатов (4), а также с сетью минерализованных трещин (5); в – треки высокой плотности связаны с рудосопровождающим гематитом (6), который концентрируется вдоль извилистых трещин, отчетливо тяготеет к границам матрикса и фьямме (7). В них отмечены участки, протравленные до сквозных отверстий. Слева (а, б, в) шлифы, длинная сторона, мм: 2.78 (а, б) – без анализатора, 1.09 (в) – полускрещенные николи в комбинации с “косым” освещением. Справа лавсановые детекторы (а1, б1, в1).

Показательной при оценке перераспределения урана в породах является его концентрация в биотите и акцессорных минералах, которые весьма чувствительны к гидротермальным изменениям и процессам окисления пород. В слабо измененных игнимбритах внешней зоны вкрапленники биотита почти не содержат урана. Повышенные концентрации урана приурочены исключительно к краевым зонам его опацитизированных листочков (фиг. 8). Вкрапленники и обломки плагиоклаза и калиевого полевого шпата практически лишены урана.

Фиг. 8.

Распределение урана в биотите: a – вкрапленники биотита почти не содержат урана (1), а повышенные концентрации урана связаны с краевыми зонами его опацитизированных листочков (2); б – полные псевдоморфозы по биотиту гематита (3) и лейкоксеноподобного агрегата (4) обогащаются ураном по всей площади зерна; в – высокая плотность треков вплоть до образования сквозных отверстий (краевые части зерен) отмечается в псевдоморфозах гематита и лейкоксеноподобного агрегата (5) по биотиту (6) и титаномагнетиту-ильмениту (7). Слева (а, б, в) шлифы, длинная сторона 1.09 мм, полускрещенные николи в комбинации с “косым” освещением. Справа лавсановые детекторы (а1, б1, в1).

Активное перераспределение урана в промежуточной зоне (II) связано с влиянием как гидротермальных, так и гипергенных преобразований. С одной стороны, нарастает интенсивность предрудных карбонатно-гидрослюдистых изменений и происходит частичное растворение гематита, являющегося одним из главных сорбентов урана. С другой стороны, его недостаток компенсируется гематитом, привнесенным в рудную стадию.

Существенное влияние на перераспределение урана в этой зоне оказывает система трещиноватости, создающей условия для интенсивной циркуляции метеорных кислородсодержащих вод. Минерализованные трещины содержат преимущественно оксиды и гидроксиды Fe. Вне зоны разлома 1A наиболее отчетливо процессы перераспределения урана проявились на уровнях “C” и “D”. При этом на уровне “C”, где интенсивно развиты разнообразные оксигидроксиды Fe, Ti и Mn, находилось зеркало подземных вод до вскрытия карьера. Смещение процессов интенсивного перераспределения урана в сторону ниже расположенного уровня “D” связано, по-видимому, с продвижением современной зоны окисления.

Интенсивное перераспределение урана приводит к обогащению им гематитизированных и лейкоксенизированных вкрапленников биотита, а также лейкоксена и гематит-лейкоксенового агрегата, которые замещают акцессорные минералы. В частности, здесь наблюдаются очень высокие концентрации урана в лейкоксенизированном акцессорном минерале (970.5 ppm) и в псевдоморфозах биотита (669.0 ppm) в зоне IIБ на уровне “D”, а также в измененном биотите (256.5 ppm) в зоне IIA на уровне “C”. При этом полные псевдоморфозы по биотиту гематита и лейкоксеноподобного агрегата обогащаются ураном по всей площади зерна, что говорит о высокой интенсивности процессов окисления (см. фиг. 8). В промежуточной зоне также отмечается и зональное распределение треков, что свидетельствует о медленно текущих процессах перераспределения урана в пределах одного зерна биотита. Так, по периферии опацитизированного биотита была обнаружена тонкая оторочка из гематита, сорбирующая уран (467.8 ppm) при его содержании в центральной части кристалла 175.1 ppm.

Наиболее интенсивное перераспределение урана наблюдается на уровне “F”. В матрице игнимбритов этой части разреза отмечается интенсивное развитие железистого хлорита (бертьерина), который после окисления начинает активно сорбировать уран. Повышенные концентрации урана (147.1 ppm) отмечаются в пропитанной хлоритом матрице вблизи скоплений вкрапленников, обломков пород и минералов (см. фиг. 7). Минерализованные микротрещины, расположенные в непосредственной близости от этих скоплений, содержат до 206.3 ppm урана. В то же время, на нижерасположенном уровне “G” содержание урана в неокисленной хлоритизированной основной массе составляет только 30.4 ppm.

По мере приближения к поверхности и, соответственно, тыловым ореолам зоны окисления, намечается отчетливый вынос урана. Так, концентрация урана в матрице последовательно снижается с 100.8 ppm (уровень “D”) до 33.4 (уровень “C”) и 8.7 ppm (уровень “B”). В зоне II, особенно на верхних гипсометрических уровнях, фиксируется и полный вынос урана из фьямме, где он концентрируется лишь в редких точечных скоплениях.

Наиболее интенсивные процессы перераспределения урана происходили во внутренней зоне (III), расположенной в области динамического влияния разлома 1A. Здесь наиболее активно проявлены гидротермальные и деформационные преобразования пород, трещиноватость и процессы современного окисления. В пределах зоны наиболее существенное перераспределение урана происходило на уровне “F”. К верхним гипсометрическим уровням разреза интенсивность этого процесса снижается. Напомним, что такая же закономерность отмечается и в зоне II, но проявлена она менее контрастно. В зоне III происходило образование рудосопровождающего пластинчатого гематита, который в дальнейшем переотлагался в виде корочек и натеков вдоль трещин, ориентированных согласно с псевдофлюидальностью игнимбритов.

Напомним, что вторичные минералы урана (гидроксиды, силикаты и карбонаты уранила) проявлены в основном в зоне III, но их развитие ограничено трещинами и первыми сантиметрами околотрещинного пространства. В этой зоне отмечаются наиболее высокие и сопоставимые концентрации урана в лейкоксеноподобном агрегате (от 7364.1 до 11221.5 ppm) и в псевдоморфозах по биотиту (6638.0 ppm). При этом на уровне “E” содержание урана в лейкоксеноподобном агрегате составляет уже 98.4 ppm, а в измененном биотите на уровне “B” оно снижается до 21.5 ppm. Таким образом, в пределах зоны разлома 1A намечается тенденция к уменьшению содержаний урана в минералах-концентраторах в направлении к верхним горизонтам разреза и, соответственно, тыловым частям зоны окисления.

Характерной особенностью зоны III является сочетание окислительных условий в высокопроницаемых и восстановительных условий в малопроницаемых участках. Для этой зоны характерна также крайняя неравномерность в распределении урана. На отдельных проницаемых участках, преимущественно в верхних частях разреза, отмечаются фьямме, матрица и псевдоморфозы по биотиту, практически полностью лишенные урана.

Таким образом, в зоне аэрации вулканитов Тулукуевского месторождения происходит интенсивное перераспределение урана с формированием ореолов вторичного обогащения и рассеяния, которое продолжается и в современных условиях. В качестве основных сорбентов урана выступают минералы, содержащие Fe, Ti и Mn и, вероятно, углеродистое вещество. При этом значение глинистых минералов как сорбентов в данных условиях снижается. Намечается отчетливая тенденция к выносу урана из пород верхних горизонтов разреза и, соответственно, тыловых ореолов зоны окисления. Все это позволяет зафиксировать фронт современной зоны окисления на гипсометрической отметке уровня “F”.

Содержание урана в зонах деформаций игнимбритов

Выше были представлены результаты изучения закономерностей распределения урана и приведены его содержания в минеральных составляющих игнимбритов Тулукуевского карьера. Попытаемся оценить характер, интенсивность перераспределения и концентрации урана в дизъюнктивных элементах матрицы игнимбритов, включая открытые и минерализованные трещины, зоны катаклаза, микробрекчирования и прожилкования, а также приконтактовые части зерен минералов и обломков пород. Эти неоднородности являются наиболее вероятными путями перемещения урана метеорными кислородсодержащими водами. Среди факторов, определяющих задерживающую способность этих структур, наиболее важными являются морфология (прямолинейность и извилистость), апертура и длина, а также наличие в них минералов-концентраторов урана (Петров, 2011).

Очевидно, что при оценке содержаний урана в дизъюнктивных элементах должны учитываться характер и интенсивность проявления позднемезозойских гидротермальных преобразований вмещающих пород. При этом мобилизация урана в зоне окисления продолжается до настоящего времени, когда в пределах рудоносного разлома 1A в результате бактериальной деятельности формируется рентгеноаморфный метастабильный гель – (прото)ферригидрит. Ввиду того, что он является неустойчивым минералом и с течением времени самопроизвольно переходит в гематит или гётит, его нахождение в природе возможно лишь в молодых с геологической точки зрения образованиях. Этот срок может исчисляться первыми годами и даже месяцами.

В пределах относительно неизмененных игнимбритов внешней зоны I отмечается устойчивое снижение концентраций урана, связанное с влиянием системы микротрещин в матрице, по которой происходила циркуляция метеорных вод. Для зоны характерно наличие минерализованных трещин с содержанием урана 11.1 ppm. В приконтактовой части вкрапленников и обломков минералов, а также обломков пород концентрация урана составляет 3.1 ppm.

В промежуточной зоне II существенное влияние на перераспределение урана оказывает система трещиноватости высокой плотности, создающая условия для интенсивной циркуляции кислородсодержащих вод. При этом наиболее отчетливо процессы перераспределения урана проявились в зоне IIB. К примеру, на уровне “D” содержания урана в трещинах составляют 451.6 ppm, а в приконтактовых частях зерен минералов и обломков пород 399.0 ppm. В то же время в зоне IIA на уровне “C” концентрация урана в трещинах составляет 100.3 ppm, а в приконтактовых частях зерен минералов и обломков пород 70.3 ppm.

Наиболее интенсивные процессы перераспределения урана наблюдаются во внутренней зоне III, расположенной в области динамического влияния разлома 1A. Здесь активно проявлены гидротермальные и деформационные преобразования пород, а также процессы современного окисления. В пределах этой зоны наиболее значительное перераспределение урана происходило на уровне “F”. Формировался рудосопровождающий пластинчатый гематит, который в дальнейшем переотлагался в виде корочек и натеков вдоль извилистых трещин, ориентированных согласно с псевдофлюидальностью игнимбритов. Эти трещины отчетливо тяготеют к границам фьямме, а также к приконтактовым частям обломков пород и минералов. С ними связаны высокие (до 2152.2 ppm) содержания урана. Участки интенсивного катаклаза и микробрекчирования, связанные с приконтактовыми частями зерен минералов и обломков пород, сопровождаются высокой плотностью треков и, соответственно, высокими (до 2185.6 ppm) содержаниями урана. С минерализованными трещинами, выполненными оксигидроксидами Fe, Ti и Mn, связаны уже крайне высокие содержания урана, достигающие 11534.3 ppm.

По мере приближения к поверхности и, соответственно, тыловым ореолам зоны окисления намечается отчетливый вынос урана. Так, содержание урана в микротрещинах изменяется следующим образом: 30.2 ppm (уровень “G”), 11534.3 (уровень “F”), 98.4 ppm (уровень “E”), 451.6 (уровень “D”), 261.4 ppm (уровень “C”), 28.4 ppm (уровень “B”) и 3.6 ppm (уровень “A”). Концентрация урана в микротрещинах на уровне “G” соответствует содержанию урана в матрице и фьямме игнимбритов. Можно предположить, что относительно низкая концентрация урана на уровне “E” и максимально высокое его содержание на уровне “F” отражают положение фронта современной зоны окисления. Аналогичная тенденция изменения содержания урана по мере приближения к тыловым ореолам зоны окисления (от уровня “G” к уровню “A”) отмечена и для приконтактовых частей зерен минералов.

Особенности распределения урана во внутренней зоне гидротермальных и гипергенных изменений на семи (от “А” до “G”) уровнях Тулукуевского карьера отражают кривые распределения его в измененном матриксе и фьямме игнимбритов (фиг. 9), а также в лейкоксен-гематитовом агрегате и псевдоморфозах гематита и лейкоксенового агрегата по биотиту (фиг. 10). Аналогичные кривые распределения были построены для различных зон метасоматических ореолов, минералов вкрапленников и обломков пород, а также элементов деформационных преобразований вулканитов и трещин различного типа.

Фиг. 9.

Распределение содержаний урана во внутренней зоне метасоматических ореолов в измененном матриксе и фьямме игнимбритов в карьере (уровни “А–G”) Тулукуевского месторождения, а также положение горизонта вторичного обогащения в зоне древнего окисления и зоне современного обогащения ураном.

Фиг. 10.

Распределение содержаний урана во внутренней зоне метасоматических ореолов в лейкоксен-гематитовом агрегате (ЛА) и в псевдоморфозах гематита и лейкоксен-гематитового агрегата (ЛА) по биотиту в карьере (уровни “А–G”) Тулукуевского месторождения, а также положение горизонта вторичного обогащения в зоне древнего окисления и зоне современного обогащения ураном.

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ УРАНА В ВЫСОКОКРЕМНИСТЫХ ВУЛКАНИЧЕСКИХ СТЕКЛАХ ТУЛУКУЕВСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Характер распределения урана изучался в высококремнистом стекле в стяжении сферической формы (“желваке”) размером 40 × 50 см, обнаруженном на уровне “С” карьера. Пробоотбор проводился от центра зонального желвака, на периферии которого находилась флюидопроводящая трещина. Порода представляет собой массивное высококремнистое (до 81–82% SiO₂) стекло витрофировой структуры и пятнистой (частично брекчиевидной) и флюидальной текстуры. Последовательные стадии его девитрификации (по Ф. Ретли и К. Россу) выражены в образовании различных кристаллитов (белонитов, сростков скопулитов), сферолитов и микролитов (Структуры и текстуры…, 1966).

Внутренняя зона желвака представлена частично девитрифицированной скрытокристаллической фазой высококремнистого стекла c неравномерным, не плотным распределением треков, которые совмещаются с участками развития тонкодисперсного гематита. Единичные минерализованные микротрещины толщиной 5–10 мкм отчетливо выделяются высокой плотностью треков.

В промежуточной зоне желвака проявлены отчетливые полосчатые и пятнистые структуры. Уран в матрице характеризуется в целом неравномерным и редким распределением, тогда как ярко окрашенные гематитизированные участки флюидальной стеклоподобной массы имеют повышенную плотность треков. Здесь же отмечаются гематитизированные и лейкоксенизированные обломки породы размером до 2 мм, с которыми связаны равномерно распределенные треки высокой плотности. Кроме того, внутри и по периферии этих обломков развиты мельчайшие непрозрачные частицы размером менее 5 мкм, которые на детекторе фиксируются скоплениями треков самой высокой плотности. Наряду с этим в обломках встречаются участки, представленные кварцем, полевым шпатом и гидрослюдой, которые лишены урана. В этой же зоне отмечаются также участки скопления сферолитов (фиг. 11а, б), которые группируются в виде тонких стебельков, напоминающих морозные узоры, протяженностью до 0.3 мм.

Фиг. 11.

Характер распределения урана в вулканических стеклах Тулукуевского месторождения: а, б – стадии последовательной девитрификации кремнистого стекла (2) с образованием узоров скопулитов (1) и сферолитов, состоящих из полевого шпата (3), кварца (4) и слюды (5); а1 (вставка) – снимок кристаллитов скопулитового типа (sem image в отраженных электронах); в – начальная стадия девитрификации стекла с микробрекчированием (6) и образованием сферолитов (7). Микрофото (а, б, в), длинная сторона шлифа 2.78 мм, полускрещенные николи в комбинации с “косым” освещением. Лавсановый детектор (в1).

Частично они раскристаллизованы до сферолитоподобных образований кварц-полевошпатового состава с оторочкой (толщиной 10–20 мкм) из железистых частиц (см. фиг. 11а). Треки здесь отчетливо приурочены к приконтактовой части сферолитов, при этом наиболее плотные их скопления связаны с непрозрачными оксидами Fe и Ti. Вблизи сферолитов стеклоподобная масса интенсивно осветлена и полностью лишена урана. Бурые кремнистые участки (без сферолитовой раскристаллизации) характеризуются равномерным распределением и достаточно высокой плотностью треков.

Внешняя зона, непосредственно примыкающая к игнимбриту, характеризуется плойчато-полосчатой и брекчиевой текстурой и витро-литокластической структурой. В тех участках, где катаклаз проявлен менее интенсивно, фиксируются элементы полосчатого строения. Полосы различаются по цвету (от кремового до кирпично-красного), а также по количеству и размеру обломочного материала (от 0.03 до 1.5 мм). На фоне равномерных и относительно плотных треков выделяются участки без треков, связанные с обломками кварц-полевошпатового состава и сферолитами, сгруппированными в продолговатые скопления размером 0.1–0.5 мм по длинной оси.

В участках с интенсивно проявленным катаклазом отмечается крайне неравномерное распределение треков со сгущениями, приуроченными к интенсивно гематитизированным и лейкоксенизированным обломкам стекла (фиг. 11в). Обломочный материал измененных игнимбритов представлен хлоритом, смектитом, гидрослюдой, карбонатом и характеризуется редким и неравномерным распределением треков. В цементирующем кремнистом материале и обломках кварц-альбитового состава треки практически отсутствуют. В этой зоне иногда встречаются совершенно не брекчированные области без каких-либо следов течения, где отмечена не девитрифицированная буро-красная кремнистая стеклоподобная масса с высокой плотностью и равномерным распределением треков (фиг. 11в1). По содержанию и характеру распределения урана эти области сопоставимы с матриксом игнимбритов. Однако эти концентрации несколько ниже содержаний урана в лейкоксенизированном биотите.

В целом в высококремнистых стеклах и апостекловатых породах максимальное перераспределение и наиболее высокие концентрации урана характерны для катаклазированных и полосчатых участков в переходной зоне, где отмечается высокая общая железистость и степень его окисленности (Fe₂O₃/FeO = 1.5–17). Вне этих участков кремнистая скрытокристаллическая и аморфная фаза с тонкодисперсным гематитом характеризуется равномерным и плотным распределением урана, причeм криптокристаллическая раскристаллизация материала не влияла на характер этого распределения. Перераспределение урана начиналось на стадии формирования сферолитов, а его максимальные содержания отчетливо связаны с оксидами Fe и Ti. Отмечается крайне характерная тенденция уменьшения содержаний урана от центральных частей зонального “желвака” по направлению к его периферии, где располагается трещина с интенсивно циркулировавшими растворами (фиг. 12). Максимальный вынос урана фиксируется в самой трещине и на некотором удалении (10 см) от нее в промежуточной зоне, но в катаклазированных участках вблизи трещины происходило его накопление (до 20 ppm).

Фиг. 12.

Распределение урана в зональном (I, II, III) “желваке” высококремнистого вулканического стекла по мере приближения к зоне влияния минерализованной трещины. Интенсивность девитрификации нарастает от центра к периферии шаровидного “желвака”. 1 – матрикс стекла, 2 – приконтактовая область вблизи трещины, 3 – центр сферолита, 4 – периферия сферолита, 5–6 – области локальной кристаллизации. Карьер Тулукуевского месторождения, уровень “С”.

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ УРАНА В ВУЛКАНИЧЕСКИХ СТЕКЛАХ (ОБСИДИАНЫ, ПЕРЛИТЫ) МЕСТОРОЖДЕНИЯ НОВОГОДНЕЕ

На месторождении Новогоднее горными выработками на шахтном горизонте +600 м на глубине около 300 м было вскрыто пластообразное тело сохранившегося в неизмененном виде вулканического стекла. В его приконтактовых частях проявился весь спектр постмагматических, гидротермально-метасоматических и деформационных преобразований различной интенсивности. Это редкая возможность изучения позднемезозойских сферолитовых риолитов и вулканических стекол обсидиан-перлитового типа (риолит-риодацитового состава) с максимальной степенью сохранности. Как было отмечено, это первая находка неизмененного обсидиан-перлита за последние десятилетия разведки и разработки месторождений СРП.

Пластообразное тело имеет зональное строение (фиг. 13): в центре развиты неизмененные массивные и флюидальные обсидиан-перлиты, оконтуренные зоной с вулканическими бомбами и обломками пород. В приконтактовой части тела, непосредственно примыкающей к сферолитовым риолитам, интенсивно развиты низкотемпературные гидротермально-метасоматические изменения, катаклаз и брекчирование.

Фиг. 13.

Зональное строение пластообразного тела вулканического стекла: “свежие” обсидианы (1) и перлиты (2) в центре (а), вулканические бомбы (3) в слабо измененных обсидиан-перлитах (4) в приконтактовой зоне (б). Непосредственно на контакте со сферолитовыми фельзит-риолитами (6) проявился весь спектр гидротермально-метасоматических и деформационных (катаклаз, брекчирование) преобразований (5, 7). Месторождение Новогоднее (шахта, гор +600 м).

Последовательные стадии девитрификации вулканического стекла выражены в образовании различных форм кристаллитов: волосяных трихитов, глобулитов и сростков скопулитов, напоминающих морозные узоры. На заключительных стадиях кристаллизации формировались сферолиты и, реже, микролиты (фиг. 14). В массивных вулканических стеклах уже на начальной стадии кристаллизации формировались минерализованные и не минерализованные трещины.

Фиг. 14.

Массивные (1) и флюидальные (5) обсидиан-перлитовые вулканические стекла месторождения Новогоднее. Последовательные стадии девитрификации: волосяные трихиты (а) ⇒ глобулиты (3) ⇒ сростки скопулитов (2) ⇒ сферолиты (4) ⇒ минералы кристаллизации. Минерализованные и не минерализованные трещины в массивном обсидиан-перлите (снимок в центре) в отраженных электронах Микрофото длинная сторона 1.09 мм (а) и 2.78 мм (б), николи параллельны.

При рассмотрении результатов изучения распределения урана в относительно свежих и измененных массивных и флюидальных обсидиан-перлитах риолит-риодацитового состава важно подчеркнуть, что незначительное перераспределение урана начинается уже на начальных стадиях девитрификации, формирования микротрещиноватости и деформационных преобразований.

Для массивных стекол (фиг. 15б) характерно равномерное и достаточно плотное распределение треков. Начальная стадия индивидуализации вещества с формированием точечных и продолговатых кристаллитов (размером менее 1 мкм) проявлена слабо и почти не влияет на характер распределения урана. Незначительное “разряжение” треков на лавсановом детекторе связано с единичными темными аморфными почти изотропными участками, в которых фиксируются редкие точечные скопления треков. Совсем не содержат урана редко встречающиеся в массивном стекле остроугольные и оплавленные обломки кварца и полевых шпатов размером 0.1–0.5 мм (см. фиг. 15б).

Фиг. 15.

Распределение урана во флюидальных (а) и массивных (б) обсидиан-перлитах, месторождение Новогоднее. Скопление плотных треков в минерализованной трещине с оксидами Fe,Ti (2) и максимальные его содержания (сквозные отверстия в лавсане) в лейкоксеноподбном агрегате (3); в приконтактовых зонах зерен ортоклаза (4) и кварца (5), в минерализованных трещинах с оксидами (Fe, Ti) и гидрооксидами (6, 7). Кварц (8) и ортоклаз (9) треков не содержат. Наблюдается отчетливое перераспределение и вынос урана из зон низкотемпературных гидротермально-метасоматических и деформационных преобразований стекол (10), не содержащих минералов-концентратов урана (кварц, альбит, серицит). На фоне выноса урана наблюдается концентрирование его в мелких скоплениях оксидов, гидроксидов Fe и в мелких включениях лейкоксенизированных акцессорных минералов (11). Слева микрофото шлифов (а, б, в), длинная сторона 2.78 мм (а, б) и 3.89 мм (в), николи параллельны. Справа лавсановые детекторы (а1, б1, в1).

Во флюидальных стеклах (фиг. 15а) распределение урана аналогично его распределению в массивных разностях и, следовательно, не зависит от элементов линзовидно-полосчатой текстуры. В этих стеклах фиксируются отчетливые желто-бурые сферолитовые образования диаметром 0.1–0.3 мм, свидетельствующие о более интенсивной, в сравнении с массивными разновидностями, раскристаллизации аморфной фазы. Сферолиты характеризуются слабой анизотропией, зачастую почти не индивидуализированы и представлены криптокристаллическими срастаниями полевых шпатов. На лавсановом детекторе они выражены едва заметным разряжением треков. Обломки кварца и полевых шпатов (размером 0.2–1.5 мм) здесь встречаются чаще. Они более трещиноваты и нередко, особенно зерна плагиоклаза, подвержены слабым гидротермальным изменениям. Трещины и гидротермально измененные зоны характеризуются более отчетливым, чем в стекле, распределением треков, с участками их сгущений. Отмечаются также более протяженные трещины, в основном ориентированные согласно с флюидальностью стекол, в которых фиксируются единичные точечные скопления треков вплоть до сквозных отверстий в лавсановом детекторе (см. фиг. 15а, б).

Высокая плотность треков и, соответственно, повышенные концентрации урана в стекле, связаны с приконтактовыми частями более крупных (до 1.5 см в поперечнике) обломков и вкрапленников полевых шпатов, а также с сетью минерализованных трещин, содержащих оксиды и гидроксиды Fe и Ti (см. фиг. 15б). В этих трещинах сосредоточены наиболее плотные скопления треков и отмечаются участки, протравленные до сквозных или почти сквозных отверстий, свидетельствующие о наличии урансодержащей минеральной фазы. При этом равномерность и плотность треков в стекле вблизи этих обособлений и трещин остается неизменной и, следовательно, уран в этих трещинах наложенный, привнесенный извне.

В тех участках образцов (фиг. 15в), где фиксируются трещины, сопровождающиеся наложенными интенсивными гидротермальными изменениями (кварц, смешаннослойный иллит-смектит, хлорит, карбонат, лейкоксен), отмечается неравномерная девитрификация стекла с нарушением его гомогенности и перераспределением урана. При этом на лавсанах выявляются мельчайшие концентрированные скопления треков в минерализованных трещинах и области полностью их лишенные. Отмечается отчетливый вынос урана из зон низкотемпературных гидротермально-метасоматических и деформационных преобразований, не содержащих минералов-концентраторов урана (кварц, альбит, серицит). В этих трещинах уран вполне мог накапливаться в гематит-лейкоксеновом агрегате за счет перераспределения и выноса урана из прилегающих участков стекла. В таких участках отмечаются титансодержащие акцессорные минералы, замещенные лейкоксеноподобным агрегатом.

Таким образом, для массивных и флюидальных стекол характерно равномерное и плотное распределение урана. Существенное его перераспределение происходило вблизи минерализованных трещин и краевых частей обломков и вкрапленников, особенно при наложении гидротермальных и деформационных преобразований. Наиболее высокие концентрации треков приурочены здесь к минерализованным трещинам, гематит-лейкоксеновым агрегатам и трудно диагностируемым под оптическим микроскопом микровключениям.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Отмеченные выше закономерности в распределении урана на месторождениях Тулукуевское и Новогоднее отражают кумулятивный эффект поведения в гидротермальных условиях урана, как изначально содержащегося в исходных игнимбритах и обсидианах (“породный” уран), так и привнесенного в рудную стадию (“рудный” уран). В гипергенных условиях в процессе формирования древней и современной зон окисления в Тулукуевском карьере весь этот уран вовлекался в виде “гипергенного” U(VI). В современных условиях этот уран становится доминирующим и существенно изменяет сложившуюся картину распределения. Однако можно попытаться выявить некоторые различия “породного” и “рудного” урана, что, в свою очередь, позволит с большей определенностью говорить о характере и интенсивности перераспределения гипергенного урана. Особенно если учесть, что в современный процесс окисления наиболее широко был вовлечен уран рудной стадии, т.е. “рудный” уран.

Основное различие в поведении “гипогенного” и “гипергенного” урана прежде всего обусловлено разнонаправленностью процессов миграции урана. В рудную стадию уран перемещался от главного разлома 1А во вмещающие породы, а в гипергенных условиях, наоборот, уран выщелачивался, перераспределялся и “стягивался” к зонам интенсивной фильтрации метеорных вод. В участках повышенной проницаемости его осаждению способствовало интенсивное развитие сорбционноемких фаз (оксигидроксидов Fe, Ti и Mn). Данная тенденция в поведении урана осложнялась его перераспределением в процессе формирования древней и современной зон окисления. Для выявления особенностей поведения этого урана ниже современного фронта окисления необходимо изучение более глубоких (шахтных) горизонтов Тулукуевского и смежного с ним месторождения Новогоднее, где в восстановительных условиях предполагается высокая сохранность урановорудных тел и доминирующим остается “гипогенный” уран (т.е. “рудный” и “породный”).

Характер перераспределения урана в матриксе-фьямме игнимбритов Тулукуевского и в обсидиан-перлитах Новогоднего месторождений по данным f-радиографии иллюстрируют фиг. 16 и 17.

Фиг. 16.

Перераспределение урана в стекловатом матриксе и фьямме игнимбритов при гидротермально-метасоматических преобразованиях и девитрификации. Месторождение Тулукуевское, уровень карьера “А”.

Фиг. 17.

Перераспределение урана при гидротермально-метасоматических преобразованиях и девитрификации обсидиан-перлитов. Концентрация урана в скоплениях гематита (3), в минерализованных (4) и открытых (5) трещинах. Месторождение Новогоднее.

Видно, что при девитрификации, гидротермально-метасоматических изменениях и в процессе деформационных преобразований (катаклаз, брекчирование) отчетливо фиксируется последовательное снижение концентрации урана. Наряду с этим в результате проявления сорбционных механизмов уран перераспределяется и концентрируется в минеральных фазах (оксигидроксиды Fe, Ti и Mn), в приконтактовых частях минералов и обломков пород, а также в минерализованных трещинах, что затрудняет вынос урана.

Наиболее отчетливо различия в перераспределении урана в зонах трещиноватости выявляются при сравнении ореолов минеральных преобразований исходных вулканитов на интегрированной схеме минеральной зональности с выделением ореолов наложенной аргиллизации (см. фиг. 1). Значительное перераспределение “породного” урана, изначально равномерно распределенного в матрице и фьямме игнимбритов, происходило во внешней зоне I, а “рудного” урана – преимущественно в пределах разлома 1A и во внутренней зоне III, для которой характерно широкое развитие современных процессов окисления с интенсивным перераспределением “гипергенного” урана. В промежуточной зоне II, с одной стороны, отмечаются участки, где присутствуют значительные концентрации “рудного” урана (подзона IIБ). С другой стороны, в подзоне IIA определяющим, как и в зоне I, является “породный” уран, первоначально находившийся в матрице игнимбритов. В пределах месторождения Новогоднее интенсивное перераспределение “породного” и “рудного” урана происходило при девитрификации обсидиан-перлита, а также в зоне интенсивных деформационных и минеральных преобразований пород.

Особенностью разреза Тулукуевского карьера является то, что значительные концентрации урана могут накапливаться и в участках, где урановорудная стадия практически не проявлена. Так, результаты детальных микроисследований свидетельствуют об интенсивном перераспределении “породного” урана в зонах I и, особенно, в зоне IIБ с накоплением урана до 500–1000 ppm при наличии благоприятных факторов в виде сорбционноемких фаз (лейкоксен-гематитовый агрегат) и повышенной трещиноватости пород. При этом в перераспределение вовлекался уран лишь из областей, расположенных на расстоянии первые десятки сантиметров от трещин. Здесь в полной мере проявилась задерживающая способность сорбционноемких фаз. Аналогичные закономерности характерны и для месторождения Новогоднее, но с меньшей площадью перераспределения урана.

Различия в распределении “породного/рудного” урана связаны как с морфологией и масштабом (апертура, протяженность, связность и т.д.) микротрещин, так и с их минеральным выполнением. Наши исследования показали, что трещины могут быть классифицированы на неминерализованные (Н) и минерализованные (М), а по степени открытости на 3 группы: трещины и микропрожилки (апертура < 1 мм), прожилки (апертура 1–10 мм) и жилы (апертура >10 мм). Основные концентрации породного урана связаны с практически не сообщающимися между собой короткими извилистыми микропрожилками в матриксе и фьямме с апертурой <1 мм, т.е. с трещинами и микропрожилками. К этой группе также можно отнести нарушенные приконтактовые части обломков и вкрапленников минералов, а также обломков пород. Наряду с этим в протяженных преимущественно прямолинейных прожилках с апертурой > 1 мм (прожилки и жилы), а также в участках катаклаза и микробрекчирования, отмечается интенсивное перераспределение как “рудного”, так и “гипергенного” урана. На Новогоднем месторождении, различия в распределении “породного/рудного” урана связаны с трещинами и прожилками (апертура < 1 мм), катаклазом и микробрекчированием.

Одним из главных и очень важных следствий развития гипергенных процессов в зоне аэрации Тулукуевского месторождения явилась хорошая сохранность залежей урановых руд при относительно незначительном размере вторичного ореола выноса урана. Влияние современных атмосферных осадков не привело к значительному разрушению рудных тел, миграции растворенных форм урана и появлению на поверхности земли хорошо выраженных радиоактивных аномалий. Об этом свидетельствует и хорошая сохранность в гипергенных условиях зоны окисления (уровень “С”) урансодержащего высококремнистого вулканического стекла, насыщенного тонкодисперсным гематитом. Сами стекла, по-видимому, могут свидетельствовать о высоких содержаниях урана в исходном расплаве (Шатков, 2010; Gray et al., 2011), учитывая, что кварц практически не обладает сорбционной емкостью.

Следовательно, даже в условиях широкого распространения рудовмещающих вулканитов кислого состава, еще и подвергнутых гидротермальным и деформационным преобразованиям, значительного рассеяния урана в гипергенных условиях не произошло. Механизм этого явления может заключаться в химическом взаимодействии подвижного U(VI) c вмещающей средой. Анализ полученных данных указывает на то, что в условиях зоны аэрации процессы задержки и накопления урана происходят на контролируемых структурными элементами геохимических барьерах двух типов – восстановительном (глеевом) и сорбционном.

Восстановительный тип барьера формируется, главным образом, непосредственно в зонах тектонических нарушений в результате привноса углеродистого вещества, а также на уровнях древнего (здесь формировался горизонт вторичного уранового обогащения) и современного зеркала подземных вод. В пределах Тулукуевского месторождения твердое углеродистое вещество присутствует в порово-трещинном пространстве игнимбритов и входит в состав гипогенных урановых минералов (тухолит). На восстановительных барьерах, где создаются локальные условия пониженных значений Еh на фоне окружающей окислительной обстановки, происходит задержка растворенного в трещинно-жильных водах U(VI) путем взаимодействия его с восстановителями – углеводородами, и перевод его в слабоподвижную U(IV) форму в виде сажистых настуранa и коффинита, входящих в состав урановых черней.

Анализ литературных источников (Лучицкий, 1971; Schumacher, 1996; и др.) и полученных к настоящему моменту данных позволяет предполагать, что в пределах изучаемого блока Тулукуевского карьера формирование и перераспределение углеродистого вещества происходило в результате проявления нескольких процессов. Первый – осадконакопление в перерывах вулканической деятельности, когда происходило формирование пород, обогащенных углефицированной органикой (горизонт туфоконгломератов, подстилающий толщу игнимбритов). Второй – возгонка углеводородов эндогенного происхождения вместе с гидротермами по зоне разлома 1А и его диффузия во вмещающие породы (последнее, возможно, привело к формированию тухолита). В дальнейшем происходило интенсивное окисление органического вещества в субзоне выщелачивания (верхняя часть древней зоны окисления) в результате воздействия на него кислородсодержащих трещинных и атмосферных вод.

Очевидно, что в совокупности все эти факторы влияют на окислительно-восстановительные условия в зоне аэрации Тулукуевского месторождения. Однако более важным механизмом задержки урана является процесс его сорбции разнообразными оксигидроксидами Fe, Ti и, в меньшей степени, слоистыми силикатами, карбонатами.

Изучение характера распределения и концентраций урана в трещиноватых игнимбритах, в открытых и минерализованных трещинах, зонах катаклаза, микробрекчирования и прожилкования, а также в приконтактовых частях зерен минералов и обломков пород показало, что наибольшая плотность треков на лавсановых детекторах приурочена к участкам интенсивного развития оксидов и гидроксидов Fe, Ti и, вероятно, Mn.

Полученные для Тулукуевского месторождения данные указывают на возможность очень резкого (до 0.2 мас. %) возрастания концентраций урана в местах скоплений порошковатых выделений лейкоксена и гидроксидов железа. При этом псевдоморфозы гидрослюд по полевым шпатам, прожилковидные и линзообразные выделения бертьерина, а также каолинита и смектита содержат незначительное количество урана. К тому же, если густота треков в местах развития этих минералов и увеличивается, то это практически всегда связано с импрегнацией глин дисперсными гематитом, гетитом и другими оксигидроксидами.

В гидрослюдах (смешанослойных иллит-смектитах) из измененных пород содержание урана, по нашим данным, не превышает 5–6 г/т и часто ниже 1 г/т, а в агрегатах каолинита и в псевдоморфозах каолинита по полевым шпатам его содержание еще ниже (около 0.01 г/т). Особо отметим, что если скопления треков в агрегатах гидрослюд или каолинита и наблюдаются, то они во всех случаях приурочены не к самим слоистым силикатам, а к рассеянным внутри них оксидам Fe и Ti или к Fe–Mg карбонатам.

Многочисленные экспериментальные исследования, посвященные сорбции урана различными природными минералами (Langmuir, 1978; Tsunashima et al., 1981; Ames et al., 1982, 1983; Milton, Brown, 1986; McKinley et al., 1995; и др.), указывают на то, что гидроксиды железа, особенно их аморфные разновидности, являются наиболее активными его сорбентами. Так, по данным Л. Эймса (Ames et al., 1982, 1983), коэффициент распределения, хотя он и зависит от состава экспериментального раствора, его ионной силы и других характеристик, не опускается ниже 2 × 10⁶, что на 2–3 порядка выше, чем у глинистых минералов, в том числе и у смектита.

По другим данным (Milton, Brown, 1986), процесс сорбции урана гидроксидами Fe быстро заканчивается достижением равновесия в течение первых 1–2 месяцев, в то время как, например, с хлоритом это равновесие не достигается и через 2 года, а кроме того, его сорбционная способность во много раз ниже. Сорбционные свойства аморфных оксидов и гидроксидов Fe выше, чем у кристаллических фаз, при этом способность к сорбции у гетита выражена сильнее, чем у гематита (Hsi, Lagmuir, 1985). Возможно, это связано со степенью кристалличности, которая у этих минералов меняется в широких пределах. Кроме того, аморфные оксиды обладают несравненно более высокой удельной поверхностью, чем все другие минералы, в том числе и глинистые.

Как показано в (Hsi, Lagmuir, 1985), в условиях низких температур, сорбция урана является более важным механизмом задержки урана, чем осаждение собственно урановых минералов. При этом, по их же данным, сорбции способствует только субнейтральная или слабощелочная среда. Именно эти условия характерны для зоны аэрации Тулукуевского карьера. В пределах Новогоднего месторождения наиболее вероятна субнейтральная среда.

Необходимо учитывать также чрезвычайно высокую устойчивость к растворению минералов трехвалентного железа в нейтральной и слабощелочной среде в окислительных условиях (Гаррелс, Крайст, 1968; Чухров и др., 1975). Именно такие условия и господствуют сейчас в Тулукуевском карьере. Лишь в локальных его участках при окислении уран-сульфидных руд продуцируются сернокислые растворы с кислой реакцией. Поэтому все оксигидроксиды Fe в зоне окисления Тулукуевского месторождения, активно сорбирующие уран, могут оставаться в неизменном виде неопределенно долгое время, вплоть до маловероятных драматических изменений состава подземных вод. Но даже и в случае выпадения кислых осадков (“кислотных дождей”), они быстро будут нейтрализованы полевошпатовой частью вулканических пород и повсеместно развитыми мучнистыми карбонатами гипергенного подпочвенного горизонта.

Как известно, процессам десорбции в системе “уран–оксиды железа” могут способствовать не только пониженные значения рН (<5), но и щелочная среда с рН более 8.5–9 (Waite et al., 1994; Hsi, Lagmuir, 1985; Milton, Brown, 1986). Однако возникновение условий высокой щелочности в районе Тулукуевского месторождения, например, крупномасштабное проникновение в массив вмещающих пород содовых растворов, еще менее вероятно. Поэтому процессы сорбции урана на минералах-сорбентах представляют надежный барьер его рассеянию во вмещающей среде.

В ряду других минералов, в различной степени удерживающих уран (смектит, смешаннослойные минералы, иллит, цеолит, каолинит, опал), наиболее активными сорбентами являются смектиты, причем, как правило, его натровые разновидности (Borovec, 1981; Ames et al., 1982), а наименее активными – каолинит и иллит. Последнее подтверждается также и нашими наблюдениями по распределению треков деления урана в измененных вулканитах Тулукуевского месторождения. Отсутствие ярко выраженных скоплений треков на агрегатах смектита, вероятно, связано с незначительной концентрацией урана в стадию пострудной каолинит-смектитовой аргиллизации и в последующие эпизоды гипергенных преобразований. Другой причиной более низких концентраций урана в указанных минеральных фазах относительно оксидов может быть большая конкурентная способностью к сорбции у оксигидроксидов Fe, которые всегда присутствуют в измененных рудовмещающих игнимбритах и, вероятно, “оттягивают” на себя уран, содержащийся в поровых растворах. Тем не менее, интенсивное развитие аргиллизации в пределах тех же зон разрывных нарушений, которые контролируют положение урановых рудных тел, явилось одним из дополнительных факторов, препятствовавших выносу радиоактивных элементов в зоне окисления, в частности, и потому, что эти проницаемые зоны способствовали массовому отложению тонкодисперсных агрегатов оксидов Fe, Ti и Mn. Этот фактор был определяющим и на Новогоднем месторождении, где широко представлены низкотемпературные преобразования.

Возрастание плотности треков отмечается в ряде случаев на метасоматических и жильных карбонатах. Причем в жильных кальцитах отмечается более высокая концентрация урана, чем в метасоматическом кальците, развивающемся по плагиоклазу. В других типах карбонатов, особенно обогащенных железом (метасоматических брейнеритах и анкеритах), наблюдались и более плотные скопления треков урана. Возможным сорбентом урана могут служить также и гипергенные подпочвенные (“мучнистые”) карбонаты, сплошным покровом закрывающие склоны Аргунского хребта вблизи Тулукуевского месторождения. Об этом свидетельствуют повышенные содержания урана в подпочвенном слое, обогащенном гипергенным кальцитом (Чуднявцева, Самонов, 2004).

Действительно, кальцит, особенно его дисперсные разности, обладает сорбционными свойствами, сравнимыми с глинистыми минералами (Серебренников, Максимова, 1976; Savenko, 2001; Kelley et al., 2003). В этих работах показано также, что ионы уранила могут занимать стабильные позиции в кристаллической решетке природного кальцита. Это, в свою очередь, надежно изолирует уран в течение неопределенно долгого времени и предохраняет его от десорбции, по крайней мере, до момента растворения кальцита при резком изменении внешних условий.

Углеродистое вещество также можно рассматривать в качестве сорбционноемкого для урана материала. Так, по данным И.А. Кондратьевой (Кондратьева и др., 2004), в рудоносных породах Малиновского месторождения (Западная Сибирь) углистое органическое вещество отчетливо сорбирует уран, причем в большей степени, чем окружающий глинистый цемент обломочных пород. Однако для выявления сорбционных возможностей углеродистого вещества Тулукуевского месторождения необходимы дополнительные исследования.

В настоящее время в пределах карьера наблюдается современная микробиологическая активность, приводящая к формированию гипергенных карбонатов в самой верхней его части, а также некоторых гидроксидов железа (протоферригидрита и ферригидрита) в нижней части карьера. Образующиеся минералы, в свою очередь, являются активными сорбентами урана.

Изучение всего спектра постмагматических, гидротермально-метасоматических и деформационных преобразований пород в Стрельцовской кальдере указывает на возможность кратковременных повышений (“всплесков”) температур в течение отдельных эпизодов дорудной, синрудной и пострудной истории. Они носили локальный характер и могли быть связаны с сейсмотектоническими процессами в разломных зонах фундамента и чехла Стрельцовской кальдеры, на что указывает наличие псевдотахилитов в разломных зонах (Petrov et al., 2013; Морозов и др., 2019), и/или с фазами повышенной термальной активности в связи с внедрением экструзивных тел цезиеносных перлитов (Шатков, 2015). В пользу возможного, но кратковременного воздействия температуры, свидетельствует и отсутствие каких-либо соответствующих признаков формирования сопутствующих высокотемпературных гидротермально-метасоматических преобразований.

Крайне важным представляется аспект изысканий, связанный с долговременной изоляцией радиоактивных материалов. В этой связи месторождения Тулукуевское и Новогоднее являют собой уникальный пример для всестороннего изучения путей, механизмов миграции и накопления урана (актинидов) в различных структурных обстановках и окислительно-восстановительных условиях.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Одним из основных следствий развития гипергенных процессов в зоне аэрации Тулукуевского месторождения стала хорошая сохранность залежей урановых руд при относительно незначительном размере вторичного ореола выноса урана. Влияние современных атмосферных осадков не привело к значительному разрушению рудных тел, миграции растворенных форм урана и появлению на поверхности земли хорошо выраженных радиоактивных аномалий. Следовательно, в условиях зоны аэрации рудовмещающих вулканитов кислого состава, подвергнутых гидротермальным и деформационным преобразованиям, значительного рассеяния урана не произошло. Механизм этого явления может заключаться в химическом взаимодействии подвижного U(VI) c вмещающей средой. Анализ полученных данных указывает на то, что процессы задержки и накопления урана происходили на контролируемых разрывными нарушениями геохимических барьерах двух типов – восстановительном (глеевом) и сорбционном. При этом в условиях как затрудненного (ниже уровня грунтовых вод), так и интенсивного (зона аэрации) водообмена, важнейший механизм задержки урана обусловлен процессами сорбции. Cорбционный фактор в совокупности с деформационными преобразованиями и девитрификацией вулканического стекла приобретает особое значение и на месторождении Новогоднее. Здесь локальные глеевые (восстановительные) барьеры создаются по периферии пластообразного тела обсидиан-перлитов вблизи минерализованных и открытых трещин, а также в зонах микробрекчирования и прожилкования.

В пределах карьера Тулукуевского месторождения выявлен кумулятивный эффект миграции “породного” и “рудного” урана. Значительное перераспределение “породного” урана фиксируется во внешней зоне (I), а “рудного” преимущественно во внутренней зоне (III) ореолов, контролируемых рудовмещающим разломом 1А. Разнонаправленность процессов миграции “гипогенного” и “гипергенного” урана следующая: в рудную стадию от разлома 1А во вмещающие породы, а в гипергенных условиях – перераспределение и “стягивание” к зоне дренирования метеорных вод. Эта тенденция осложняется в процессе формирования горизонта вторичного уранового обогащения в зоне древнего окисления и зоны современного обогащения. Современная зона окисления находится в стадии формирования, о чем свидетельствует образование метастабильного гипергенного (прото)ферригидрита. Аналогичная схема перераспределения урана фиксируется и в зонах влияния флюидопроводящих трещин в высококремнистых урансодержащих стеклах (месторождение Тулукуевское) и в обсидиан-перлитах (месторождение Новогоднее).

Проведено сопоставление сорбционной способности минералов, которая формирует следующий ряд в порядке убывания: аморфные оксиды Fe ⇒ оксиды Ti (лейкоксен), Fe–Ti (лейкоксеноподобный агрегат) ⇒ (прото)ферригидрит ⇒ гётит ⇒ гематит ⇒ углеродистое вещество ⇒ сидерит, анкерит ⇒ окисленные Fe–Mg и Fe (бертьерин) хлориты ⇒ кальцит ⇒ пирит ⇒ ⇒ “мучнистый карбонат” ⇒ смектит, смешаннослойные минералы ⇒ иллит ⇒ каолинит ⇒ полевые шпаты ⇒ кварц.

Полученные данные, в сочетании с результатами геоструктурных и петрофизических исследований, имеют значение для обоснования поисков, разведки, отработки урановых руд и при рассмотрении возможных источников рудного вещества. Не менее важными являются радиогеоэкологические аспекты изысканий в связи с долговременной изоляцией радиоактивных материалов, а также реабилитацией загрязненных радионуклидами территорий и горизонтов подземных вод. Многолетний опыт изучения урановых месторождений Стрельцовского рудного поля использован нами при выявлении сорбционных свойств минералов в отношении актинидов в породах Нижнеканского гранитного массива (Красноярский край), где создается первый отечественный пункт глубинного захоронения радиоактивных отходов. Ключевые аспекты изучения процессов миграции и накопления урана в восстановительной обстановке глубоких горизонтов месторождений Антей и Аргунское, локализованных в гранитах фундамента Стрельцовской кальдеры, в сочетании с данными по Нижнеканскому массиву предполагается осветить в следующих публикациях.